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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión On-line ISSN 1851-8249

Rev. Asoc. Geol. Argent. v.62 n.2 Buenos Aires abr./jun. 2007

 

Evolución metamórfica de granulitas piroxénicas asociadas a los complejos máficos Sol de Mayo y Suya Taco, norte de la Sierra de Comechingones, Córdoba

Tibaldi, A.M.1, 2, Otamendi, J.E.1, 2 y Demichelis, A.H.2

1 CONICET
2 Departamento de Geología, Universidad Nacional de Río Cuarto, X5804BYA, Río Cuarto. E-mail: atibaldi@exa.unrc.edu.ar

RESUMEN
Este trabajo presenta las relaciones de campo, petrología, química mineral e historia de reacción de granulitas con granate + ortopiroxeno + cordierita que afloran como lentes dentro de rocas ígneas máficas. Estas granulitas de alta temperatura se encuentran en los complejos máficos Sol de Mayo y Suya Taco al norte de la sierra de Comechingones. La diferencia más notable entre las granulitas presentes en ambos complejos corresponde a que las condiciones máximas de P-T determinadas son mayores en el complejo Sol de Mayo (P ~ 8 kbar y T ~ 930 ºC) que en el complejo Suya Taco (P ~ 6 y T ~ 780 ºC). Sin embargo, las texturas de reacción muestran una trayectoria progradante similar para todas las granulitas estudiadas. Granate y ortopiroxeno se formaron como productos peritécticos durante la fusión parcial y, la continua extracción del fundido dejó un residuo granulítico semi-pelítico conteniendo granate y ortopiroxeno. La evolución retrogradante es registrada por coronas de ortopiroxeno alrededor de granate, estando ambas fases separadas por plagioclasa + cuarzo. La descompresión continua es evidenciada por la generación de simplecitas de cordierita + sillimanita y cordierita + espinela, reemplazando a granate. Esta sucesión de reacciones comienzan con calentamiento casi isobárico, seguido por descompresión y finalmente por enfriamiento. La trayectoria en sentido horario, deducida para la historia de P y T, reflejaría calentamiento rápido de los precursores de las granulitas durante su entrampamiento por el magma máfico, y la subsiguiente descompresión generada por el ascenso de los magmas máficos acarreando los xenolitos incluidos en él, ó el levantamiento del paquete litológico incluyendo el complejo máfico, o una combinación de ambos procesos. En cualquier caso, estas granulitas proveen evidencia confiable para inferir el nivel de emplazamiento de los complejos máficos dentro de la secuencia supra-cortical de la sierra de Comechingones.

Palabras clave: Granulita. Sierras Pampeanas; Pampeano; Termometría; Barometría; Evolución metamórfica.

ABSTRACT
Metamorphic evolution of the pyroxene granulites associated with the Sol De Mayo and Suya Taco mafic complexes, north of Sierra de Comechingones, Córdoba. This study reports the field relationships, petrology, mineral chemistry, and reaction history of garnet + orthopyroxene + cordierite- bearing granulites that occur as small lenses inside mafic igneous rocks. These high-temperature granulites were found in the Sol de Mayo and Suya Taco mafic complexes from the northern sierra de Comechingones. The most notable difference among the granulites of the two mafic complexes is one of the retrieved peak P-T conditions that are higher in Sol de Mayo (P ~ 8 kbar and T ~ 930 ºC) area than in Suya Taco complex (P ~ 6 and T ~ 780 ºC). However, reaction textures document a prograde-retrograde path that is roughly similar for all the studied granulites. Garnet and orthopyroxene formed to a large extent as peritectic products of partial melting, and melt segregation led to a semipelitic granulite residue containing garnet and orthopyroxene. The retrograde evolution is recorded by coronas of orthopyroxene around garnet, being garnet and orthopyroxene separated by plagioclase + quartz. Continued decompression is evident from subsequently formed symplectites of cordierite + sillimanite and cordierite + spinel, both replacing garnet. This succession of reactions attests to a change from quasi-isobaric heating to decompression followed by final cooling. The deduced clockwise P-T history generally reflects rapid heating during entrapment of the granulite precursor by the mafic magmas, and subsequent decompression driven by either ascent of magmas carrying granulitic xenoliths or uplift of the mafic complexes as a whole lithologic package, or a combination of both processes. In any event, these granulites provide reliable evidence for assessing the level of emplacement of the mafic complexes within the supracrustal sequence of sierra de Comechingones.

Keywords: Granulite; Sierras Pampeanas; Pampean; Thermometry; Barometry; Metamorphic evolution.

INTRODUCCIÓN

Las granulitas son rocas metamórficas que se caracterizan por la baja proporción modal de minerales hidratados, tales como biotita y/o anfíboles. Las rocas en facies de granulitas se escinden en dos subfacies sobre la base de la presencia, aunque escasa, o a la ausencia de minerales hidratados (Turner y Verhoogen 1978). De acuerdo al criterio de subfacies presentado por estos autores, las rocas que carecen de minerales hidratados formados durante su evolución progradante se clasifican como granulitas piroxénicas. Las pautas de caracterización de rocas metamórficas descriptas fueron modificadas parcialmente con la introducción del concepto de grado metamórfico (Winkler 1978). De este modo, a partir de la propuesta de Winkler (1978), se fija un amplio campo para el grado alto de metamorfismo, que se extiende desde los 700 - 750 °C (inicio de la fusión parcial de metapelitas) hacia temperaturas extremas que sólo registran las granulitas de muy alta temperatura. El concepto de zona, para composiciones de rocas metasedimentarias clásticas, también posee un amplio campo P-T, que se inicia en la segunda isograda de sillimanita, donde se generaran granulitas (Spear 1993).

Considerando las propuestas de clasificación de rocas metamórficas en trabajos realizados en el norte de la sierra de Comechingones (Gordillo 1979 y 1984, Martino et al. 1994 y 1995, Otamendi et al. 1999, Otamendi 2001), se puede inferir que las rocas metamórficas que afloran en esta región son, en su gran mayoría, rocas de alto grado metamórfico en el sentido de Winkler (1978); y que su paragénesis mineral se ha estabilizado por encima de la segunda isograda de la sillimanita. No obstante, tal como lo puntualizó Gordillo (1979) estas rocas se equilibraron dentro de la subfacies de granulitas hornbléndicas en el sentido de Turner y Verhoogen (1978).

En este trabajo se estudian granulitas que afloran en el norte de la sierra de Comechingones cuya paragénesis Qtz + Pl + Grt + Crd + Opx + Spl + Sil (símbolos de minerales de Kretz 1983) indica que se deben clasificar dentro de la subfacies de las granulitas piroxénicas. Vale aclarar que estas granulitas poseen minerales hidratados, flogopita, biotita y antofilita, que son claramente retrógrados; y además, que no han alcanzado temperaturas correspondientes a las granulitas de muy alta temperatura donde se preserva la coexistencia estable y en contacto de Spl + Qtz, o se encuentran minerales de muy alta temperatura como safirina u osumulita (Spear 1993).

Por otra parte, también se pretende realizar la caracterización petrológica de las granulitas piroxénicas que afloran asociadas a los gabros de Sol de Mayo y Suya Taco, analizar su evolución metamórfica y discutir las implicancias de su existencia y evolución en el contexto de la geología de las Sierras de Córdoba.

MARCO GEOLÓGICO, UBICACIÓN Y RELACIONES DE CAMPO DE LAS GRANULITAS PIROXÉNICAS

Las granulitas piroxénicas ocurren espacialmente asociadas a los complejos máficos de Sol de Mayo y Suya Taco, ya sea como septos incluidos dentro de los cuerpos gábricos, o bien como bancos entre los lentes máficos. Estos complejos máficos, y consecuentemente las granulitas asociadas a los mismos, se localizan en la porción suroriental de las Sierras Pampeanas. Más precisamente están ubicados al norte de la sierra de Comechigones en inmediaciones del camino que une las localidades de Yacanto con Athos Pampa (véase Fig.1). La secuencia cortical donde se emplaza este magmatismo está constituida por gneises y migmatitas derivados principalmente de grauvacas aluminosas (Otamendi y Patiño Douce 2001) con intercalaciones menores de metapelitas, mármoles, anfibolitas, cuarcitas y cuerpos ultrabásicos subordinados (Gordillo 1979). La suma de datos geocronológicos apoyan la idea de que la evolución tectono-térmica más importante de esta secuencia ocurrió en el Cámbrico inferior, durante la orogenia Pampeana (c. 520-530 Ma; Rapela et al. 1998, Sims et al. 1998). Por su parte, las estimaciones de P y T indican que el pico metamórfico regional se alcanzó a temperaturas de equilibrio variables entre 800 y 900 ºC y presiones de 7,5 ± 0,5 kbar (Otamendi et al. 1999, 2005). Las relaciones de yacencia observadas entre el magmatismo máfico y las fábricas registradas en la secuencia encajante indican que el magmatismo máfico se emplazó con posterioridad a la deformación D2 y en las etapas tempranas del evento de deformación D3 (Otamendi et al. 2003). En adición, las dataciones absolutas realizadas por el método UPb en monacitas, presentes en las rocas granulíticas del complejo Sol de Mayo y en granitos anatécticos generados por la interacción del magma máfico con material cortical en el complejo Suya Taco, indican que los magmas máficos se emplazaron a los 520 ± 3 Ma (Gromet et al. 2005, Tibaldi 2006).


Figura 1: Mapa geológico mostrando la ubicación de los complejos Sol de Mayo y Suya Taco al norte de las sierras de Comechingones. La localización de las muestras usadas en este trabajo está indicada en cada complejo usando los nombres de cada muestra. A la derecha se incluye el contexto geológico de las Sierras Pampeanas; la distribución de los cinturones orogénicos corresponde a Rapela et al. (1998).

Las rocas granulíticas asociadas al gabro de Sol de Mayo se presentan como septos subredondeados con diámetros menores al metro, o como tabiques de 0,4 a 2 m de ancho y 4 a 40 m de largo, incluidos dentro de las gabronoritas ferrosas. El contacto entre la granulita y el gabro es neto, sin observarse bandas de reacción; en este caso, la granulita se caracteriza por la ausencia de bandeado ya sea mineralógico o textural, y por poseer texturas granoblásticas inequigranulares, con porfirismo de granate. Por otro lado, en el complejo máfico de Suya Taco se encontró un único ejemplar de granulita piroxénica la cual se presenta como un cuerpo elongado dispuesto entre las rocas máficas circundantes.

PRINCIPALES RASGOS PETROGRÁFICOS

Las granulitas de Sol de Mayo y Suya Taco, asignables a la subfacies de granulitas piroxénicas, se caracterizan por presentar, a escala de sección delgada, la asociación mineral: cuarzo + plagioclasa + granate + ortopiroxeno + cordierita + sillimanita + espinela, con biotita o flogopita y antofilita retrogradas y ausencia de feldespato alcalino (Cuadro 1). Además, en estas rocas nunca se encuentran en contacto espinela y cuarzo, así como tampoco ortopiroxeno y sillimanita.

Cuadro 1: Proporción modal de los minerales en las muestras de granulitas de los complejos Sol de Mayo y Suya Taco. Abreviaturas según Kretz (1983). Las proporciones modales se obtuvieron contando al menos 1200 puntos por muestra.

Por otra parte, las granulitas de ambos complejos se caracterizan por presentar en sección delgada dos dominios texturales bien definidos; el primero distinguido por la presencia dominante del par granate-cordierita y el segundo por el predominio de la asociación granate-ortopiroxeno. Cabe aclarar que el término dominio ha sido usado para describir áreas discretas en el cual la mineralogía difiere marcadamente de la mineralogía observada en otras áreas espacialmente asociadas y a escala de centímetros (véase Srogi et al. 1993).

Los dominios con cordierita-granate poseen texturas granoblásticas y porfiroblásticas (Fig. 2a), con grandes blastos de granate y una importante recristalización que genera texturas poligonales a lobulares con granulometría variable. Los blastos de granate tienden a concentrarse a lo largo de zonas melanocráticas, como núcleos formados por varios cristales euhedros de tamaño pequeño con gran desarrollo de múltiples inclusiones de óxido y espinela, o como grandes porfiroblastos con bordes reabsorbidos. Estos últimos ocasionalmente presentan núcleos poiquilíticos conteniendo biotita, óxidos, espinela y sillimanita cuya concentración disminuye hacia los bordes, como así también núcleos con inclusiones goticulares de plagioclasa. Por otro lado, se observan núcleos de granates limpios que contienen sillimanita prismática dispuesta en forma de anillos, las que marcan el límite a una zona o borde externo con presencia de inclusiones de espinela (Fig. 2b), cordierita y óxidos. Algunos cristales de granate tienen inclusiones de cuarzo y biotita, mientras que otros presentan signos de reabsorción en contacto con cordierita (Fig. 2a). Por otra parte, algunos granates presentan núcleos completamente reabsorbidos ocupados por cordierita y espinela, con la presencia ocasional de estaurolita (Fig. 2c). La cordierita ocurre como agregados recristalizados, a modo de bandas, con texturas poligonales a lobulares y tamaño variable, presentando en ocasiones maclados acuñados. Por otro lado, pero en menor proporción, se la observa a modo de cristales amorfos con cierta elongación, sobre todo en contacto con granate, desarrollando extinción ondulosa. Sobre esta base cordierítica se observan sillimanitas prismáticas orientadas de hasta 1,3 mm. La sillimanita desarrolla texturas simplectíticas con espinela y cordierita en íntima relación a los granos de granate que presentan inclusiones de espinel y óxidos en los bordes (Figs. 2d y 2e). La plagioclasa aparece como cristales subhédricos de grano grueso con maclados acuñados y también como agregados recristalizados de menor tamaño y texturas pseudopoligonales. El cuarzo es escaso y, cuando se encuentra, es amorfo y forma porfiroblastos. La biotita normalmente se presenta asociada a granate y posee inclusiones de rutilo. Los pocos cristales de ortopiroxeno que se observan suelen estar en la matriz cordierítica y presentan signos de reabsorción, quedando como relicto.


Figura 2: (a) Microfotografía correspondiente al dominio rico en Grt-Crd. Se observa un porfiroblasto de granate con bordes reabsorbidos e inclusiones de biotita e ilmenita, rodeado por un agregado policristalino de cordierita que muestra una clara textura poligonal. (b) Detalle de un porfiroblasto de granate en contacto con cordierita donde se aprecian las inclusiones concéntricas de sillimanita y las inclusiones de espinela es la zona externa del grano. (c) Detalle de un granate anular con el núcleo completamente reabsorbido, precisamente el núcleo está ocupado por cordierita, espinela y estaurolita retrógrada. (d) Microfotografía mostrando la relación textural presente en los dominios ricos en Grt-Crd donde se observan granates subhedros reabsorbidos y en contacto directo con cordierita; por otra parte la cordierita desarrolla texturas simplectíticas con sillimanita y espinela. (e) Detalle de la microfotografía anterior destacando las relaciones texturales observadas entre cordierita, sillimanita y espinela. (f) Microfotografía correspondiente al dominio rico en Opx-Grt, donde se aprecia la presencia de granate subhedro rodeado, a modo de coronas, por ortopiroxenos euhedros; además los granos de Grt y Opx están separados entre sí por láminas de un agregado de Pl + Qtz.

En los dominios con granate-ortopiroxeno se puede diferenciar zonas melanocráticas ricas en granate y ortopiroxeno, de zonas leucocráticas constituidas mayormente por plagioclasa y cuarzo (Fig. 2f). El ortopiroxeno normalmente posee formas euhedras y tiende a agruparse y/o disponerse a modo de coronas alrededor del granate separado de este último, en ocasiones, por finas láminas de cuarzo y plagioclasa. Algunas veces desarrolla bordes de reabsorción y transformación a antofilita y biotita. Los porfiroblastos de granate son subhedros y tienen bordes de reabsorción. Normalmente poseen núcleos libres de inclusiones y bordes poiquilíticos con aumento modal de las inclusiones hacia el borde del porfiroblasto. Los minerales incluidos en granates son: biotita, plagioclasa, sillimanita (dispuesta generalmente en forma anular), ortopiroxeno, cuarzo y una gran cantidad de óxidos concentrados en los bordes. En ocasiones poseen bahías ocupadas por cuarzo y antofilita. La plagioclasa se presenta en cristales subhedros de grano medio y, cuando se agrupan cristales, muestra una textura poligonal con disminución del tamaño de grano. La proporción modal de plagioclasa es variable, encontrándose dominios casi completamente formados por este mineral. En dominios con ortopiroxeno y granate, el cuarzo es anhedro, aparece en mayor proporción modal y tiende a estar asociado a granate; además, ocasionalmente forma cintas que parcialmente rodean a granate. La antofilita está texturalemente asociada al ortopiroxeno, o bien se la encuentra como agregados radiales coroníticos de amplia distribución alrededor de granate donde el ortopiroxeno está ampliamente reabsorbido.

QUÍMICA MINERAL

Granate: Independiente de la asociación mineral, los porfiroblastos de granate son una solución sólida dominada por almandino y piropo con bajos contenidos de grosularia y espesartina. La relación del XMg (con XMg = Mg/Fe+Mg) presenta valores relativamente constantes a lo largo de los núcleos. Lo más notable es que los valores de XMg (0,36 a 0,45) medidos en los núcleos son sistemáticamente superiores a aquellos determinados en los bordes del cristal. En general, se encuentra que XMg disminuye un 0,04 desde núcleo a borde (Cuadro 2). Por otro lado, la relación XMg en granates anulares con núcleos reabsorbidos totalmente es del orden de 0,31 e inferiores a la de los porfiroblastos. El porcentaje de grosularia (= Ca/3 x 100) en los granates presenta valores mínimos en los núcleos de porfiroblastos donde es de alrededor de 2,5 %, en tanto que grosularia incrementa hacia los bordes de los cristales donde presenta valores que oscilan entre 2,7 y 4,0 %. La concentración de MnO, considerando todas las muestras, posee valores relativamente bajos, sin mostrar además ninguna variación sistemática.

Cuadro 2: Composición representativa de granate (normalizados a 8 cationes y +24 cargas) y ortopiroxeno (normalizados a 4 cationes y +12 cargas). XMg= Mg/(Mg+Fe) usando átomos por fórmula unidad. Los valores de Fe2O3 fueron estimados utilizando balance de masas y cargas.
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Plagioclasa: El rasgo químico saliente de la plagioclasa es que la concentración de anortita posee variaciones significativas en las diferentes muestras (Cuadro 4). En general, se aprecia que el porcentaje de anortita varía entre 39 % y 47 %. Sin embargo, se debe notar que ocasionalmente, aparecen individuos con contenidos inferiores y variables de anortita de entre 28 % y 33 %. Además, es importante notar que, en términos generales, el porcentaje de anortita en la plagioclasa es levemente superior en los dominios con cordierita-granate que en aquellos dominios donde predominan la asociación ortopiroxeno-granate. Otro punto a remarcar es el incremento en las concentraciones de anortita en la plagioclasa que se encuentra en contacto con granate; sin embargo y en contraposición a esto, también se ha observado que el porcentaje de anortita en los individuos incluidos en granate es comparativamente inferior a las concentraciones de anortita en el resto de los blastos de plagioclasa.

Ortopiroxeno: La composición del ortopiroxeno es semejante en todos los dominios e independiente de la asociación mineral. En particular la relación XMg es monótona y varía entre 0,63 - 0,68. La abundancia de Al2O3 también es relativamente uniforme y su concentración varía entre 4,17 y 6,10 % p/p. Vale notar que se han medido abundancias de Al2O3 (3,14 - 4,5 % p/p) menores en ortopiroxeno incluido en granate (Cuadro 2).

Cordierita: La cordierita de las granulitas de Sol de Mayo y Suya Taco se caracteriza por ser altamente magnesiana. La relación XMg en los porfiroblastos de cordierita varía entre 0,78 y 0,88, alcanzando los valores más altos en los granos que se encuentran en contacto con ortopiroxeno o granate. Por otra parte, los granos incluidos tanto en granate como ortopiroxeno, presentan valores en la relación XMg variables entre 0,83 y 0,85 y se superponen con el rango composicional de los porfiroblastos (Cuadro 3).

Cuadro 3: Composición representativa de cordierita (normalizados a 11 cationes y +36 cargas), biotita y flogopita (normalizadas a +22 cargas) y espinelo (normalizados a +8 cargas). Los valores de Fe2O3 fueron estimados utilizando balance de masas y cargas.
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Espinela: Las espinelas se caracterizan por ser una solución sólida entre hercinita (FeAl2O4) y espinela (MgAl2O4). Sin embargo, presentan porcentajes significativos del miembro final gahnita rico en cinc (ZnAl2O4) que alcanza hasta el 14%. Una característica distintiva de este mineral es que cuando está como granos incluidos en cordierita presentan relaciones XMg (0,29-0,39) notablemente inferiores a los de los granos que se encuentran incluidos en granate, donde XMg varía entre 0,44 y 0,49 (Cuadro 3).

Biotita y flogopita: En general este mineral se caracteriza por presentar contenidos en TiO2 variables entre 3,2 y 4,5 % p/p, moderados si se tiene en cuenta el grado metamórfico. Sin embargo, en la granulita SM38 el contenido de TiO2 (1,6-1,8 % p/p) es marcadamente inferior, hecho que sugiere que en esta granulita la biotita es retrograda. La relación XMg es normalmente superior a 0,70, por ende se corresponde con el campo de las flogopitas (Deer et al. 1996). Sin embargo, la mica de la granulita de Suya Taco generalmente presenta una relación XMg variables entre 0,63 y 0,72; por lo cual cruza el límite del campo biotita y flogopita. Las concentraciones de Al2O3 varían entre 16,6 y 18,3 % p/p, observándose que la concentración de Al2O3 disminuye en las biotitas que se encuentran incluidas en granate (Cuadro 3).

RELACIONES TEXTURALES E HISTORIA DE REACCIÓN

Las texturas de reacción preservadas en las granulitas asociadas a los complejos máficos Sol de Mayo y Suya Taco pueden ser atribuidas a diferentes estadios de la evolución metamórfica. Se ha podido establecer que todas las granulitas piroxénicas presentan paragénesis, relaciones texturales y mineraloquímica similares; no obstante, las condiciones de metamorfismo varían de un complejo máfico al otro. En términos generales, en todas las granulitas se ha reconocido una etapa temprana de formación de granate, seguida por la generación de cordierita, mineral que en gran parte se genera como resultado de la destrucción de granate (Fig. 2a). La presencia de inclusiones de plagioclasa, biotita y anillos concéntricos de sillimanita dentro de granates (Fig. 2b) sugieren que este último se formó y creció dentro del campo de estabilidad de la sillimanita durante la etapa de calentamiento. El mecanismo que mejor explicaría la generación de porfiroblastos de granate y las relaciones texturales es una reacción de fusión del tipo:

Qtz + Pl (An40) + Bt ± Sil « fundido + Grt + Pl (An47) ± Opx ± Ilm (R1)

Esta reacción también es consistente con otras observaciones, tales como: la baja proporción modal de cuarzo y biotita progradante, la ausencia de feldespato potásico, la presencia de ilmenita como mineral opaco dominante y el incremento de la molécula de anortita en los bordes de plagioclasas. Esta reacción fue comprobada experimentalmente por Stevens et al. (1997) quienes, precisamente, comprueban que la formación conjunta de granate y ortopiroxeno como productos de la fusión parcial se producirá en composiciones de grauvacas aluminosas y a temperaturas superiores a los 850 ºC. Para esta etapa, la ausencia de inclusiones orientadas dentro de granate indicaría que esta fase cristalizó bajo condiciones estáticas de calentamiento.

Por otro lado existe una relación textural entre granate y ortopiroxeno que muestra el desarrollo de texturas donde el granate es rodeado por ortopiroxeno pero separado de este por finos agregados de plagioclasa y cuarzo (Fig. 2f). Esta textura no se puede adscribir directamente a la reacción de fusión (R1); por el contrario, sugiere que se estableció un equilibrio sólido-sólido entre granate y ortopiroxeno mediante la reacción:

Grt + Qtz « Opx + Pl (R2)

Un punto contradictorio es la presencia de inclusiones de ortopiroxeno dentro de granate, característica que sumada al incremento de cuarzo en los dominios ricos en ortopiroxeno (los cuales desarrollan una marcada asociación con granate), serían evidencias texturales para inferir que la dirección de la reacción (R2) avanzó hacia los reactivos (tal cual está planteada) en algún estadio temprano de la evolución petrológica de estas rocas.

La inexistencia de relaciones texturales entre ortopiroxeno y sillimanita indicaría que las granulitas estudiadas nunca cruzaron al lado de alta presión de la reacción:

Grt +Crd « Opx + Sil +Qtz (R3)

Las texturas de reacción que reflejan el consumo parcial de granate sólo se produjeron en el dominio textural rico en granate, por el contrario no se produjo ningún cambio mineralógico apreciable en los dominios ricos en ortopiroxeno, hecho que sugiere que cuando las granulitas volvieron a estar por debajo del "solidus" las reacciones se dieron sólo en los dominios texturales donde coexistían fases reactivas (véase Srogi et al. 1993). La aparición de cordierita y las relaciones texturales observadas entre granate y cordierita, tales como inclusiones de espinela rodeados de cordierita dentro de granate, el crecimiento de cordierita alrededor de granate con inclusiones de espinela (Fig. 2d) indican claramente que la generación de cordierita estaría relacionada a procesos que involucran la destrucción o reabsorción parcial de granate mediante las siguientes reacciones:

Grt + Sil + Qtz « Crd (R4)
Grt + Sil
« Spl + Crd (R5)

Finalmente el desarrollo de texturas simplectíticas entre sillimanita, cordierita y espinela observadas en las granulitas, donde la sillimanita está rodeada por coronas de cordierita que la separan de la fase espinela (Fig. 2e), podrían ser también atribuidas a la reacción (R5). Por otra parte, el desarrollo de cordierita alrededor de ortopiroxeno indica que cordierita, al menos en parte, se formó en relación tardía respecto de ortopiroxeno, pero no se puede deducir de las relaciones texturales cuál es el mecanismo que explica la participación de ortopiroxeno en la formación de cordierita.

ESTIMACIÓN DE LAS CONDICIONES DE PRESIÓN Y TEMPERATURA DE METAMORFISMO

La estimación de las máximas condiciones de presión y temperatura que experimentaron las granulitas estudiadas es dificultosa por varias razones. En primer lugar, y dejando de lado aquellos factores intrínsecos de los barómetros y termómetros calibrados a partir de experimentos o de bases de datos termodinámicos, el principal problema es que muchos minerales son soluciones sólidas y, por lo tanto desarrollan zonación química. Esta zonación es el resultado de la combinación de diversos mecanismos, tales como crecimiento en la interfase, difusión iónica intracristalina e intercambio iónico intragranular, por lo que la zonación no sólo depende de los cambios en las variables intensivas sino también de los procesos de transferencia de masa y de la cinética de la reacción (Spear 1993, Pattison et al. 2003). Sumado a esto, está el hecho de que las reacciones que involucran intercambio iónico presentan una temperatura de cierre inferior a aquellas que progresan generando cambios en la estructura mineralógica (net transfer reaction), por lo tanto el análisis de los intercambios de Fe-Mg no necesariamente indicará temperaturas asociadas al pico térmico (Frost y Chacko 1989. Fitzsimon y Harley 1994). En particular, las granulitas aquí estudiadas presentan hasta cinco fases ferromagnesianas, las cuales pueden haber sufrido un importante reseteo complejo durante el enfriamiento.

Por lo tanto, para calcular las condiciones de P y T se utilizó, en primer lugar, el programa (RCLC) presentando por Pattison et al. (2003), el cual no sólo permite involucrar todos los minerales ferromagnesianos en los cálculos, sino que también permite estimar las temperaturas asociadas al pico térmico. Esto es posible dado que dicho programa se basa en el método de restitución de las concentración de Fe y Mg de cada fase usando un procedimiento teórico basado en la convergencia del termómetro de intercambio Fe-Mg y del termómetro basado en la concentración de Al2O3 en ortopiroxeno en equilibrio con granate, dando por consiguiente una estimación térmica próxima a la temperatura de cierre del aluminio.

En segundo lugar, con la finalidad de evaluar los intercambios durante una etapa de retrogrado, se tomaron los minerales ferromagnesianos de a pares y, luego, se estimaron las diferentes temperaturas de intercambio de Fe-Mg, utilizando concentraciones de núcleos y bordes para cada par de minerales ferromagnesianos. Para este último procedimiento, el equilibrio fue calculado usando las propiedades termodinámicas en el estado estándar de Berman (1990) para micas trioctaédricas; Berman y Aranovich (1996) para granate, ortopiroxeno y cordierita; Berman (1988) para las otras fases. En tanto que se usaron los siguientes modelos para soluciones sólidas con comportamiento no ideal: Berman (1990) y Berman y Aranovich (1996) para granate, ortopiroxeno y cordierita.

Las condiciones barométricas de cristalización de estas rocas se estimaron utilizando el vector de intercambio de Fe-Mg entre los miembros extremos de la reacción:

2[(Mg, Fe)3Al2Si3O12]Grt + [Ca3Al2Si3O12] Grt+ 3SiO2 « 3[CaAl2Si2O8]Pl + 6[(Mg, Fe)SiO3]Opx

y su corrección modificando arbitrariamente la relación de Fe/(Fe+Mg) en función de la solubilidad de aluminio en ortopiroxeno (para más detalle ver Otamendi et al. 2003). Consecuentemente, las presiones determinadas se corresponden con las máximas temperaturas observadas en las granulitas piroxénicas.

Para los cálculos anteriormente mencionados se utilizaron composiciones representativas de minerales (Cuadro 2, 3 y 4) y también se tuvieron en cuenta la moda mineral para cada litología (Cuadro 1). Las estimaciones de P y T en las granulitas estudiadas reproducen un resultado esperado en rocas de alta temperatura, esto es, las temperaturas estimadas en base a la solubilidad del Al en ortopiroxeno (Fe-Mg-Al corregida) son marcadamente superiores a aquellas determinadas mediante el intercambio de Fe-Mg sin corregir (Cuadro 5). Otro aspecto general de relevancia de los resultados es que se observa que las condiciones de P y T determinadas para las granulitas asociadas al gabro Sol de Mayo son superiores, sin solaparse, a las condiciones registradas por la granulita de Suya Taco.

Cuadro 4: Composición representativa de plagioclasa (normalizada a 5 cationes y +8 oxígenos). XCa= Ca/(Ca+Na+K) usando átomos por fórmula unidad.

Cuadro 5: Condiciones de T y P obtenidas con el programa de Pattison et al. (2003). XAl = Al/2 para 6 oxígenos en Opx (modelo 2 de Pattinson et al. 2003). Los números que se presentan como subíndices en los minerales hacen referencia al punto analizado y presentado en los cuadros 2 al 4.

Las máximas temperaturas calculadas, usando el programa para obtener convergencia en los termómetros de Pattison et al. (2003), varían entre 920 ºC y 939 ºC (paragénesis con biotita y sin biotita respectivamente) y presiones variables de entre 8,2 y 8,8 kbar (muestra SM14, Cuadro 5). Las restantes granulitas estudiadas dentro del mismo complejo máfico dan condiciones de temperaturas (862 - 887 ºC) y presiones (7,1 y 7,8 kbar) semejantes, pero levemente inferiores a las determinadas en la muestras SM14. Tal como se mencionó, la condiciones de P y T estimadas en la granulita piroxénica encontrada en el complejo máfico de Suya Taco son distintas y menores a las de las granulitas anteriores, en la muestra (ST135) de Suya Taco las temperaturas calculadas varían entre 730-780 ºC, y convergen a presiones de 5,8 ± 1 kbar. Es preciso remarcar que la granulita piroxénica de Suya Taco brinda resultados de P y T similares, y por ende consistentes con los calculados en otras granulitas de esta región y que no presentan la coexistencia de cordierita, granate y ortopiroxeno (véase Otamendi et al. 2003).

Las temperaturas de equilibrio basados en el intercambio de Fe-Mg para diferentes pares de minerales ferromagnesianos en ambos complejos sólo fueron calculadas en aquellas rocas que mostraban equilibrio entre las fases y, todo el rango de temperaturas obtenidas para cada par se muestra en la figura 3. Las temperaturas obtenidas mediante el intercambio de Fe-Mg entre Opx-Grt tienen un amplio rango de variación (680 - 910 ºC), y además, en términos generales son comparativamente inferiores a las estimadas mediante la solubilidad de Al2O3 en ortopiroxeno coexistente con granate.


Figura 3: Cuadro comparativo de las temperaturas estimadas mediante el intercambio de Fe-Mg entre distintos pares de minerales ferromagnesianos; los detalles del método usado para estimar T se presentan en el texto.

Las temperaturas de intercambio para Fe-Mg en el par Crd-Grt presentan un rango de variación relativamente acotado entre 674 ºC y 856 ºC, estas estimaciones muestran además cierta superposición con las temperaturas más bajas determinadas para el par Opx-Grt. El hecho que las máximas temperaturas obtenidas para el intercambio de Fe-Mg entre Crd-Grt se encuentren por debajo de aquellas determinadas para Grt-Opx podría sugerir que la generación de cordierita es posterior a la generación granate y ortopiroxeno, observación consistente con las relaciones texturales. Por otra parte, las temperaturas de equilibrio determinadas entre Crd y Spl son muy bajas (405 - 572 ºC) y sugieren que espinela cristalizó con posterioridad a ortopiroxeno y granate, y sincrónica o relativamente tardía en relación con cordierita.

APLICACIÓN DE GRILLAS PETROGENÉTICAS PARA UBICAR LA REACCIÓN EN EL ESPACIO P - T.

Todas las granulitas piroxénicas estudiadas en este trabajo podrían ser completamente descriptas en el sistema K2O-N2O-CaOFeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O (KNCFMASH). Sin embargo, si consideramos que Na está casi complemente contenido por plagioclasa, en tanto que Ca está involucrado únicamente en el equilibrio entre plagioclasa y granate, y el papel del H2O requiere de un tratamiento termodinámico que escapa a los alcances de este trabajo, el tratamiento de las rocas estudiadas se reduce a las grillas construidas para el espacio KFMAS (Spear 1993). La inclusión de K en este sistema responde fundamentalmente a la necesidad de incluir dos fases que normalmente ocurren coexistiendo o alternadas en las granulitas, biotita y feldespato potásico (Hensen y Harley 1990). Dado que las granulitas no contienen feldespato potásico y que en gran medida la biotita tiene un origen retrógrado, el análisis de dichas rocas puede ser realizado con un grado de certidumbre razonable en el sistema FMAS.

En desarrollo de grillas petrogenéticas dentro del sistema FMAS (FeO-MgO-Al2O3-SiO2) aplicables a granulitas de moderada a alta temperatura (> 800 ºC) se inició a partir del trabajo de Hensen (1971). Este autor construyó una grilla en la cual los puntos invariantes safirina-ausente [Spr], granateausente [Grt] y cordierita-ausente [Crd] eran metaestables. Sin embargo, Vielzeuf (1983) destacó que dicha grilla no explicaba la presencia de Grt, Crd y Spr en ejemplos naturales, como así también en datos experimentales, sugiriendo una grilla alternativa donde la estabilidad de espinela + cuarzo y safirina + cuarzo no se superponen. Esta conclusión fue criticada y revisada por Hensen (1986), quién demostró que sí existía superposición entre dichos campos, aunque explícitamente admitiendo la posible estabilidad del punto invariante safirinaausente [Spr]. Asimismo, Hensen (1986) argumentó que la incorporación de Fe+3 en el espinela bajo condiciones de alta fugacidad de oxígeno, provoca un crecimiento del campo de estabilidad de cuarzo + espinela lo que causa la inversión topológica de la grilla que él había desarrollado (e.g. Hensen 1971) y, la consecuente estabilización de los puntos [Spr], [Crd] y [Grt]. Cabe aclarar que las grillas desarrolladas por Hensen fueron construidas bajo la premisa de que XMg decrece siguiendo el orden Crd > Spr > Opx > Spl > Grt, que las presiones son altas y las composiciones totales magnesianas. Subsecuentemente, Harley (1996) estipula que el incremento de Zn en la espinela expande el campo de estabilidad de coexistencia Qtz + Spl, mientras que Ellis et al. (1980) sugieren el mismo comportamiento para composiciones totales ricas en hierro (XMg < 0,60). Lo más importante para este estudio es que los últimos autores demuestran que en granulitas generadas bajo condiciones de baja fugacidad de oxígeno, la safirina sólo aparece en composiciones totales muy magnesianas y, por ende, demuestran que el invariante safirina-ausente [Spr] en el sistema simple FMAS es estable.

Al estudiar granulitas con espinela y sin safirina, como las estudiadas aquí, Sengupta et al. (1991) desarrollaron una grilla en el sistema FMAS para granulitas donde el invariante [Spr] es estable, además necesariamente consideran que el XMg de los minerales decrece en el siguiente orden Crd > Opx > Grt = Spl, el cual se diferencia del orden de las grillas desarrollas por Hensen (1986) ya que se invierte la relación XMg de Grt y Spl. Este comportamiento se alcanza a altas temperaturas y bajas presiones para composiciones ricas en hierro, las cuales son típicas de paragénesis en donde safirina no está presente. Estos últimos autores extienden la discusión al hecho de que la estabilización del punto invariable Sprausente no sólo depende de la fugacidad de oxígeno, sino también de la presencia de Zn y de la relación Mg/Fe, deduciendo asimismo que los dos últimos factores pueden predominar por sobre la alta fugacidad de oxígeno. La ausencia de safirina en las granulitas estudiadas implica que dentro del sistema FMAS estas granulitas se encuentran dentro del espacio P y T donde el punto invariable safirina-ausente [Spr] es estable. Por otra parte, las granulitas piroxénicas aquí tratadas se caracterizan por presentar composiciones con una relación XMg (c. 0,55) intermedia, concentraciones variables de gahnita en la espinela (Cuadro 3) y una baja fugacidad de oxigeno reflejada por el hecho de que ilmenita es el único óxido presente (Cuadro 1); en consecuencia, la grilla propuesta por Sengupta et al. (1991) es apropiada para analizar la evolución de las granulitas estudiadas en este trabajo (Fig. 4a).


Figura 4: (a) Grilla petrogenética parcial para el sistema FeO-MgO-Al2O3-SiO2 (FMAS). La orientación de las reacciones univariantes asociadas el punto invariante [Spr] han sido tomadas de Sengupta et al. (1991), estas reacciones son significativas para explicar las paragénesis encontradas en las granulitas estudiadas. En la grilla, la ubicación relativa de los puntos invariantes [Spr], [Crd] y [Grt] corresponde a la grilla propuesta por Hensen (1986). (b) Detalle del equilibrio univariante (Opx-Spr) y de las reacciones divariantes que emergen desde esta reacción univariante.

Aplicando la grilla de Sengupta et al. (1991) y considerando las reacciones deducidas (R4 y R5) en las granulitas piroxénicas, que aparecen en los dominios ricos en granate y cordierita, la evolución de estas rocas estaría restringida al campo que queda entre las reacciones univariantes Qtz-ausente y Opxausente en el sistema FMAS, y para el invariante Spr-ausente (Figs. 4a y 4b). Particularmente, la asociación mineral Grt-Sil-Spl-Crd-Qtz, observada ampliamente, puede evolucionar a través de dos de las cuatro reacciones divariantes que emergen de la reacción invariante Opx-ausente (Grt + Sil Spl + Crd + Qtz) y que son significativas para explicar el desarrollo de las texturas de reacción en estas rocas. Las relaciones texturales tales como las inclusiones de cordierita y espinela dentro de granate (R5, Fig. 2b) y las coronas de cordierita alrededor de granate (R6, Figs. 2b y 2d) indican que estos dominios evolucionaron en el campo de estabilidad de la cordierita, pero en condiciones térmicas inferiores a aquellas correspondiente al campo de coexistencia de cuarzo y espinela (Fig. 4b), ya que en ningún caso estas dos fases minerales se han encontrado en contacto mutuo, y por consiguiente nunca cruzaron al lado de alta temperatura del invariante Opx-ausente (Fig. 4b). Además, considerando las observaciones texturales, la química mineral y las estimaciones de termometría y barometría, se puede inferir de manera general la evolución P-T de las granulitas. Vale en principio notar que la evolución progradante, que ocurrió en el campo de estabilidad de la sillimanita y resultó en la generación y crecimiento de granate y ortopiroxeno como fases peritécticas, no puede ser proyectada en el sistema FMAS en sentido estricto. No obstante, la posición de esta reacción de fusión en el espacio P-T es bien conocida (Fig. 5). Las granulitas, que en realidad son un residuo de la fusión anterior, tienen una evolución posterior caracterizada en su etapa temprana por descompresión con generación de ortopiroxeno y plagioclasa por la reabsorción del granate y cuarzo (R2), reacción que no se puede proyectar en el espacio FMAS que no contiene Ca. Como la reacción (R2) es más notable en dominios ricos en ortopiroxeno, no se puede establecer su relación temporal con las otras reacciones que registran la descompresión y sí se restringen al sistema FMAS (R4 y R5, Fig. 5). La descompresión explicaría la generación de cordierita y espinela a expensas de la reabsorción del granate y sillimanita (Fig. 5).


Figura 5: Trayectoria de P-T estimada para las granulitas piroxénicas de los complejos Sol de Mayo y Suya Taco. La ubicación de la reacción de fusión ha sido determinada mediante los resultado experimentales presentados por Stevens et al. (1997), en tanto que la ubicación en el espacio P-T de las reacciones retrogradas se realizó usando la figura 4.

DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

La evolución de las granulitas piroxénicas aparece como una trayectoria en el sentido de las agujas del reloj (clockwise) como se observa en la figura 5. No obstante, el hecho de que estas rocas estén incluidas en rocas ígneas máficas, no permite, en principio, considerar que la evolución de las granulitas refleja la evolución tectono-térmica de la secuencia metamórfica del la sierra de Comechingones en su conjunto.

Las temperaturas máximas (> 850 ºC) registradas por estas granulitas no reflejan otra cosa que el hecho que estas rocas fueron rodeadas por magmas máficos. Sin embargo, la forma de la trayectoria P-T post-pico metamórfico, la cual es dominada por descompresión, no muestra una evolución típica a aquella observada en granulitas asociadas a intrusiones máficas que evolucionan por enfriamientos isobárico (Harley 1990, Bohlen 1991). Por otra parte, aunque la senda evolutiva es similar en ambos complejos, las condiciones máximas de presión alcanzadas en el complejo Suya Taco son significativamente inferiores a aquellas alcanzadas por las granulitas piroxénicas del complejo Sol de Mayo.

La descompresión isotérmica registrada en las granulitas piroxénicas podría ser hipotéticamente atribuida a diferentes procesos. En primer lugar, y de acuerdo a las evidencias de yacencia, podría reflejar diferentes estadios durante el ascenso del magmatismo máfico luego de la incorporación de los xenolitos de rocas metamórficas que se transformaron en granulitas. En segundo lugar, y teniendo en cuenta el ambiente orogénico donde los magmas máficos fueron emplazados, dicha evolución podría responder, tal como convencionalmente se lo interpreta, a los últimos estadios de evolución termal de una corteza continental engrosada, que evoluciona por procesos de adelgazamiento tectónico, más que por procesos erosivos, los cuales operan en períodos de tiempo más cortos y pueden reproducir más fidedignamente las trayectorias de P-T determinadas en estas rocas granulíticas (Harley 1990). Una tercera posibilidad, es la conjunción de ambos procesos. Sin embargo, la similitud en las presiones observadas en las granulitas piroxénicas y las migmatitas regionales indicaría que la evolución dominada por descompresión responde principalmente al alzamiento de toda la columna estratigráfica.

En cualquier caso, las granulitas piroxénicas proveen evidencia concreta para determinar el nivel de emplazamiento de los cuerpos máficos circundantes, y en consecuencia establecer que el magmatismo máfico del complejo Sol de Mayo fue emplazado en niveles corticales más profundos que aquellos en los cuales se emplazaron las rocas máficas del complejo Suya Taco.

La presión media determinada en las granulitas asociadas al gabro Sol de Mayo (~ 8 kbar) es similar, dentro de la incertidumbre de los barómetros, a las presiones máximas obtenidas en las rocas migmáticas del norte de la sierra de Comechingones (Otamendi et al. 1999) y, en consecuencia se puede asumir que la intrusión de este complejo máfico es aproximadamente coetánea con el pico bárico de las migmatitas regionales. Por otro lado, en las granulitas piroxénicas asociadas al magmatismo máfico del complejo Suya Taco se han determinado presiones de cristalización para la paragénesis de mayor temperatura del orden de 6 kbar, que son inferiores a las de Sol de Mayo, pero coincidentes con las presiones registradas en rocas hibridas de la aureolas térmicas de Suya Taco (Otamendi et al. 2003). Esta última conclusión implica que el complejo Suya Taco se emplazó a menor presión que el pico bárico de las migmatitas que lo rodean. Un corolario importante de este trabajo, es la conclusión implícita que, para el tiempo de intrusión del magmatismo máfico expuesto en Sol de Mayo y Suya Taco, las rocas sedimentarias derivadas de protolitos clásticos estaban soterradas a una profundidad de entre 25 y 28 kilómetros.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo se realizó con financiamiento aportado por el FONCYT (PICT Nº 7-7193) el CONICET (PEI Nº 6548) y subsidios complementarios de la SeCyT-UNRC. Se agradece lo aportes críticos constructivos realizados por la Dra. Mónica Escayola y a un revisor anónimo durante la revisión editorial del manuscrito.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

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Recibido: 15 de diciembre, 2005
Aceptado: 1 de enero, 2007