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Revista de la Asociación Geológica Argentina

Print version ISSN 0004-4822On-line version ISSN 1851-8249

Rev. Asoc. Geol. Argent. vol.62 no.3 Buenos Aires July/Sept. 2007

 

Petrología del plutón La Florida, sierra de San Luis

Carol, E.1, Parrini, P.2 y Brogioni, N.1

1 Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas. Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata. Calle 64 N°3, 1900 La Plata, Argentina. E-mail: eleocarol@fcnym.unlp.edu.ar
2 Dipartimento di Scienze della Terra, Universitá degli Studi de Firenze, via G. La Pira, 4, Italia

RESUMEN
El plutón La Florida se localiza en la parte central de la Sierra de San Luis y se aloja en metasedimentitas regionales de grado medio pertenecientes al grupo micaesquistos derivadas de subgrauvacas y areniscas. Es de morfología semicircular, ligeramente elongado en dirección oblicua a la foliación regional, la cual acompaña la forma del plutón en el contacto. Su composición es monzogranítica y marcadamente peraluminoso, y está compuesto por cuarzo, microclino, plagioclasa, muscovita, biotita y granate. El estudio detallado ha permitido establecer que el contenido de biotita de los monzogranitos disminuye hacia los bordes del cuerpo en tanto que la muscovita, generalmente porfiroblástica, aumenta, lo cual conduce a variaciones notables del índice de color de las rocas. Además, se registra una abundante pegmatización que forma tanto diques como cuerpos irregulares en el borde del intrusivo y también en las rocas de caja adyacentes al contacto. Esta zonación sería resultado del incremento de fluidos acuosos durante la etapa tardío magmática, que causaron reacciones subsólidas en la mineralogía ortomagmática. El magma está relacionado con el proceso subductivo desarrollado durante la orogenia famatiniana, muestra afinidad con fundidos sin-colisionales y un tren evolutivo compatible con magmas de tipo S. El plutón de La Florida exhibe algunas diferencias geológicas, petrográficas y composionales con otros granitoides sin-cinemáticos de la sierra de San Luis, encontrándose algunas similitudes solamente con rocas del cordón de El Realito.
Palabras clave: Magmatismo sin-orogénico; Orogenia famatiniana; Monzogranitos.

ABSTRACT
Petrology of the La Florida stock, Sierra de San Luis. La Florida pluton is located in the central part of the Sierra de San Luis. It is a nearly semicircular-shape intrusion, slightly elongated perpendicularly to the main NNE-SSW country rocks foliation, which deforms at the pluton margins. The body is emplaced in medium-grade metamorphosed subgreywakes and sandstones-derived rocks of the Micaschist Group. Intrusive rocks are mostly greyish medium to coarse-grained peraluminous monzogranites, composed of quartz, microcline, plagioclase, muscovite, biotite and minor garnet. Biotite content decreases from the core to the margin of the pluton while muscovite, usually forming up to 4 cm-long porphyroblasts, and garnet amounts increase in such direction. This leads to a remarkable variation of the colour index across the body, grading from 12 % to 0 % at the contact with the country rocks. Abundants dykes and irregular bodies of pegmatites intrude the outer parts of the pluton as well as the adjacent metasedimentary country rocks. The mineralogical zonation and the increase of pegmatization to the margins is interpreted here as the result of the enrichment in water-rich late-magmatic fluids which caused subsolid reactions with the minerals cristallized during the orthomagmatic stage. The magmatism is related to the Famatinian subduction, showing a syn-collisional affinity and S-type evolutionary trend. However, several differences have been found between La Florida and others syn-kinematic S-type granitoids from the Sierra de San Luis.
Keywords: Synorogenic magmatism; Famatinian orogeny; Monzogranites.

INTRODUCCIÓN

Durante la evolución paleozoica del basamento de la sierra de San Luis se emplazaron numerosos cuerpos graníticos, los cuales han sido descriptos con relación a la fase orogénica oclóyica y divididos según ésta en preorogénicos, sinorogénicos y postorogénicos. Los plutones preorogénicos están deformados, tienen foliación penetrativa y se los encuentra en las fajas de menor grado metamórfico (Zardini 1966, Hack et al. 1991, Brogioni et al. 1994, Sato y Llambías 1994). Los sinorogénicos son granitoides corticales más profundos que los anteriores, que en general acompañan a las estructuras producidas durante la fase oclóyica, y han sido reconocidos en las fajas de metamorfismo de grado medio (Llambías et al. 1991, 1996, 1998, Ortiz Suárez 1996, Ortiz Suárez et al. 1992). Los cuerpos postorogénicos constituyen batolitos epizonales discordantes con las estructuras regionales y se emplazan hacia el centro-este de la sierra, aunque también en el sector sudoeste (Brogioni 1987, 1993, 1997, López de Luchi 1987, 1993, 1996, López de Luchi et al. 2002, Ortiz Suárez 1996, González y Sato 2000).

El plutón La Florida aflora entre las localidades de El Trapiche y La Florida, 40 km al norte de la ciudad de San Luis. Ha sido incluido dentro de los granitos sin-orogénicos conjuntamente con los plutones de Paso del Rey, Cruz de Caña, Río de la Carpa, Cerros Largos, La Ciénaga, La Represa y La Tapera (Ortiz Suárez et al. 1992, Llambías et al. 1998, Sato et al. 2003). Estos cuerpos se localizan en el sector central de la sierra, son de pequeñas dimensiones, de composición principalmente granodiorítica a granítica con granate y dos micas, y se clasifican como granitoides de tipo S.

No existen estudios geológicos, petrológicos y geoquímicos detallados e integrados del plutón La Florida, y sólo se dispone de un antecedente en el cual se analiza en forma parcial un sector marginal del intrusivo (Martínez y Montenegro 1998). En este trabajo se realizó el mapeo y estudio geológico, petrográfico y geoquímico del cuerpo granítico y de las rocas encajantes adyacentes hasta unos 500 m del contacto, con el objetivo de mejorar el conocimiento del magmatismo y metamorfismo paleozoicos del basamento de la Sierra de San Luis.

METODOLOGÍA

El estudio geológico fue realizado sobre la base de fotografías aéreas a escala 1:20.000 y reconocimientos de campo. Para el análisis modal se contaron 500 puntos con contador automático Swift, en 30 cortes del intrusivo y 7 de aplitas. Los análisis químicos de elementos mayoritarios y trazas se efectuaron por fluorescencia de rayos X sobre pellets prensados empleando un espectrómetro dispersivo Philips PW 1480. Para su determinación se utilizó un ánodo de Rh y los efectos de matriz se corrigieron por el método de Franzini et al. (1975) y Jenkins and De Vries (1971). La exactitud y precisión de las determinaciones fueron calculadas con muestras de referencia internacional (BHV-01, AGV-1, BR, BE-N, AN-G, GA, GH, GS-N, etc.). El error estimado es menor al 5% para elementos mayoritarios y para gran parte de los elementos trazas a excepción de Nb, Y y La donde se estimó un error del 10 %. El límite de detección es de 0,01 para elementos mayoritarios y de 1 ppm para elementos trazas. Los análisis químicos de los elementos de las tierras raras fueron realizados por ICP-MS en Actlab (Canadá). Las abreviaturas utilizadas para los minerales provienen de Kretz (1983).

MARCO GEOLÓGICO DE LA SIERRA DE SAN LUIS

El basamento de la Sierra de San Luis está compuesto por rocas metamórficas regionales de amplia distribución, dispuestas en fajas submeridionales, que varían en grado desde facies esquistos verdes hasta facies anfibolita, y por un conjunto de plutonitas ácidas y básicas, que evolucionaron desde el Proterozoico superior hasta el Paleozoico medio (Sims et al. 1997).

Se reconocen en el basamento dos dominios litológico-estructurales asignados al Proterozoico (von Gosen y Prozzi 1998) denominados complejo basamento occidental (Complejo metamórfico Nogolí de Sims et al. 1997) para el sector oeste de la sierra, y complejo basamento oriental (en parte equivalente al complejo metamórfico Pringles de Sims et al. 1997) para el sector este de la sierra. El complejo basamento occidental está compuesto por ortogneises y en menor proporción gneises pelíticos. El complejo basamento oriental está formado por esquistos micáceos, gneises migmáticos y cuarcitas. Completan el basamento metamórfico, el grupo filita (Formación San Luis de Prozzi y Ramos 1988) y el grupo micaesquistos (von Gosen y Prozzi 1996). El primero está formado por una secuencia de metapelitas, metareniscas y metaconglomerados, y el segundo por una secuencia monótona de esquistos micáceos con intercalaciones de cuarcitas, pegmatitas y escasas anfibolitas. Estos dos grupos de bajo grado son comparables con la Formación Puncoviscana del norte de las Sierras Pampeanas. La evolución geológica del orógeno famatiniano en la sierra de San Luis, según la última síntesis realizada para el área (Sato et al. 2003), se habría llevado a cabo en tres etapas o procesos: a) Los procesos pre-famatinianos, con sedimentación silicoclástica, intercalaciones de lavas máficas y ultramáficas y depositación de estratos de Fe bandeado (de posible edad precámbrica). La estructuración NO y el metamorfismo asociado a esta etapa se preservan actualmente en forma relíctica. b) La orogenia famatiniana (fase principal) delinea los rasgos geológicos y estructurales más importantes. Se instala el arco magmático con anterioridad a los 507 Ma, y durante el Ordovícico se intensifica la actividad ígnea, tectónica y metamórfica regional y se deforman los granitoides y las rocas de caja originándose una estructuración penetrativa NNE. c) Durante la orogenia famatiniana tardía (Silúrico al Carbonífero temprano) tiene lugar la deformación en zonas de cizalla dúctil que yuxtaponen las diferentes fajas metamórficas, y el emplazamiento de granitoides tardío a postorogénicos.

GEOLOGÍA DEL PLUTÓN Y SUS ROCAS DE CAJA

El plutón es de morfología semicircular ligeramente elongada en dirección NNO y sus dimensiones aproximadas son de 3 km de largo por 1,5 km de ancho. La relación de contacto entre el cuerpo y la roca de caja se observa sólo en la región noreste, al sur del lago del dique La Florida, debido a que el resto de los bordes y parte del intrusivo están cubiertos con material sedimentario moderno (Fig. 1). Abundantes diques aplíticos y pegmatíticos con espesores que van desde unos pocos centímetros hasta los dos metros lo atraviesan formando enjambres de diques anastomosados que aumentan en abundancia hacia el contacto con la roca de caja. Varios juegos de diaclasas se distribuyen homogéneamente en todo el cuerpo, destacándose los de rumbo N-S y N50° a 60°, mayoritariamente de inclinación vertical a subvertical.

Figura 1: Mapa geológico del plutón La Florida.

En el sector noreste del plutón se encuentran tabiques de esquistos de aproximadamente 0,7 por 2 m de longitud cuya elongación y clivaje acompañan a la foliación de la caja. En la misma zona se observan autolitos de menores dimensiones (12 por 20 cm), con rumbo general N112° y composición biotítica.

El plutón La Florida se emplaza en el grupo micaesquistos, el cual fue descripto en esta zona como una secuencia monótona de esquistos biotíticos-muscovíticos-granatíferos con intercalaciones de cuarcitas y diques pegmatíticos (von Gosen 1998). Este autor reconoce en el conjunto de rocas evidencias de dos deformaciones. La deformación D1, asociada a un evento M1 en condiciones de facies esquistos verdes, es indicada por el crecimiento de granate, muscovita, sericita y biotita, con recristalización de cuarzo, biotita y muscovita y localmente feldespato potásico. Esta deformación se relaciona a un primer plegamiento asociado con una foliación S1 de dirección NNE, con inclinaciones tanto hacia el este como al oeste. En la deformación D2 continuaron las condiciones en facies esquistos verdes con recristalización de cuarzo, feldespato potásico, biotita y muscovita, desarrollándose un clivaje de plano axial S2 asociado a un plegamiento abierto y crenulaciones locales. Hacia el este del lago del dique La Florida, la aparición de estaurolita en los esquistos indica condiciones de facies anfibolita. Las temperaturas y presiones obtenidas en esquistos de esta zona con el par granate-biotita son del orden de los 440° a 450°C y 2,07 kb (Hack 1987).

En las adyacencias al plutón La Florida las rocas de caja consisten en una alternancia de esquistos biotíticos-muscovíticos y esquistos biotíticos-muscovíticos-cuarzosos, de coloración grisácea. Dentro de esta secuencia se observan diques y lentes de pegmatitas de hasta 3 m de espesor. La foliación de las rocas en las zonas más alejadas del cuerpo varía entre N15° y N340° con inclinación vertical a subvertical. Hacia el contacto, la foliación de las rocas de caja se desvía adoptando la forma del intrusivo, planaridad que también se aprecia en el granito, dada por la disposición subparalela de los minerales micáceos. En el sector este y norte se presenta una zona de transición en la cual las metasedimentitas y el granito se interdigitan, fenómeno que va acompañado de una abundante pegmatización. En las proximidades del contacto se encuentran porfiroblastos de muscovita tanto en la caja como en el intrusivo y en sus diques de aplitas. Esta profiroblastesis estaría vinculada con el desarrollo de una fase magmática tardía rica en fluidos que originó, además, la fuerte pegmatización en el granito y los esquistos adyacentes.

PETROLOGÍA

Plutón

Las rocas del cuerpo intrusivo son de color gris con textura granuda media a gruesa. Al microscopio tienen textura granuda hipidiomorfa a alotriomorfa y porfiroide, esta última dada por la presencia de fenocristales de microclino. La mineralogía del plutón y sus aplitas consiste en cuarzo, microclino, plagioclasa, muscovita, biotita y granate. Sólo en una muestra localizada en las cercanías del contacto se observó, además, fibrolita. Como accesorios se encuentra apatita, minerales opacos, circón y monacita. Las pegmatitas están compuestas por cuarzo, microclino, plagioclasa, muscovita y en ocasiones, turmalina.

El cuarzo (21 a 40,2 %) es anhedral, con extinción ondulosa leve a muy marcada, a veces subgranos, y presenta inclusiones de muscovita, plagioclasa y microclino.

El microclino (18,1 a 56 %) es subhedral con macla según albita - periclino y combinación albita - periclino - carlsbad. Generalmente no presenta alteración, pero cuando la tiene es incipiente a sericita. Puede presentarse como fenocristal, característica frecuente en las rocas ubicadas en el sector centro-oeste del intrusivo y/o como feldespato pertítico relacionado a las rocas del sector este y norte. Tiene inclusiones de muscovita, plagioclasa y gotas de cuarzo.

La plagioclasa (6,6 a 43,9 %), de tipo oligoclasa, es subhedral con macla en ley de Albita o sin maclar y tiene inclusiones de muscovita y gotas de cuarzo. En los granos con macla polisintética es frecuente observar curvaturas en las mismas.

La biotita (0 a 11,1 %) es subhedral, de color castaño rojizo a castaño verdoso, con inclusiones de cuarzo, minerales opacos, circón y monacita. En ocasiones presenta en los bordes una leve alteración a muscovita.

La muscovita (0,7 a 10,2 %) es subhedral a euhedral, con tamaño de grano comparable a las otras fases minerales. En las adyacencias al contacto suele presentarse como porfiroblasto de forma subhedral a anhedral, con abundantes inclusiones de cuarzo. En las rocas del este y norte del cuerpo es frecuente que desarrolle simplectitas con cuarzo o con plagioclasa.

La biotita y la muscovita presentan a veces un delgado borde de reacción con los feldespatos y signos de deformación tales como extinción ondulosa y flexuración de las láminas.

El granate (hasta 3,8 %) varía de subhedral a euhedral y contiene diminutas inclusiones (posiblemente cuarzo) en la parte central de los granos, dispuestas al azar. En las rocas con elevado contenido de biotita se presenta en granos generalmente subhedrales del orden de los 0,1 a 0,4 mm, con inclusiones y fracturas a veces rellenas por óxidos. En los granitoides pobres en biotita así como en las aplitas, por el contrario el granate es inferior a los 0,1 mm, típicamente euhedral y en la mayoría de los casos, zonal.

La fibrolita forma nidos poco significativos dentro de un porfiroblasto de muscovita.

Las rocas del intrusivo son principalmente leucocráticas, con una tendencia a hololeucocráticas hacia el contacto. El análisis modal permite ubicar a la mayoría de las rocas dentro del campo de los monzogranitos, mientras que las aplitas se distribuyen principalmente entre los campos de los sienogranitos y monzogranitos (Cuadro 1, Fig. 2).

Cuadro 1: Composición modal de las rocas del plutón La Florida y aplíticas.

Figura 2: Clasificación modal de las rocas del plutón La Florida.

Roca de caja y tabiques en las adyacencias del contacto

Las rocas de caja presentan foliación continua dada por la disposición preferencial de los cristales de biotita y muscovita y por la elongación del cuarzo y de los feldespatos. Estos últimos también se disponen en forma de lentes o bandas bien definidas que acompañan a la planaridad. Inmersos en la matriz se aprecian porfiroblastos de granate y muscovita. Se reconocen dos asociaciones minerales. La asociación Qtz+Pl+Bt+ Ms±Grt±Op es típica del basamento en las inmediaciones del cuerpo granítico, mientras que las rocas de caja en la zona del contacto propiamente dicho presentan Qtz+Pl+Bt+Ms+Sil±Grt. El granate en ambos casos no supera los 2 mm, es anhedral y está fracturado. Generalmente no tiene inclusiones y cuando aparecen son muy pequeñas, posiblemente de cuarzo, y dispuestas al azar. Los poiquiloblastos de muscovita exhiben una variación de tamaño de grano que va de 3 mm hasta 8 mm, son anhedrales a subhedrales y contienen inclusiones de cuarzo dispuestas al azar. La sillimanita es fibrolita y se la encuentra incluida dentro de los poiquiloblastos de muscovita y en las inclusiones de cuarzo de estos últimos, desarrollándose en forma de nidos. Todos los componentes minerales exhiben signos de deformación, como extinción ondulosa, subgranos y recristalización por migración de borde de grano (cuarzo), flexuración (biotita y muscovita) y maclas curvadas (plagioclasa).

Los tabiques de basamento encontrados dentro del granito son petrográficamente similares a la roca de caja, con asociación Qtz+Pl+Bt+Ms+Crd±Grt, siendo la característica distintiva la presencia de cordierita. El crecimiento de este mineral podría asociarse a un fenómeno de contacto de carácter local que se daría sólo en los tabiques.

QUIMISMO Y AMBIENTE TECTÓNICO

Plutón y aplitas asociadas

Los resultados analíticos de las muestras del plutón y de las aplitas se compilan en los Cuadros 2 y 3 respectivamente. Los contenidos de SiO2 de las rocas del intrusivo se encuentran entre 65 y 74 %, con la mayoría de las muestras cercanas a 71 %. Los álcalis tienen valores comprendidos entre 7,07 y 10,16 %, con predominio de K2O sobre Na2O y relación K2O/Na2O entre 1,01 y 2,33. El CaO varía de 0,70 a 2,59 %, el MgO de 0,25 a 2,18 %, el TiO2 de 0,01 a 0,50 % y el Fe2O3T (óxido de hierro total) de 0,72 a 4,30 %.

Cuadro 2: Composición química del plutón La Florida. Fe2O3T: hierro total.
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Cuadro 3: Composición química de las aplitas y metamorfitas encajantes.
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Las rocas aplíticas exhiben valores de SiO2 entre 72 y 73 %. Los álcalis varían entre 8,47 y 10,41% observándose un predominio de K2O sobre Na2O, con relaciones K2O/Na2O entre 1,35 y 4,32. El CaO varía de 0,67 a 1,06 %, el MgO de 0,25 a 0,38 % y el Fe2O3T de 0,61 a 0,98 %.

SiO2 se correlaciona negativamente con TiO2, Fe2O3T, MgO y CaO, positivamente aunque poco marcada con NaO2 y erráticamente con Al2O3, MnO, K2O y P2O5. Las relaciones de saturación en alúmina de Shand permiten definir para el plutón y las aplitas asociadas un carácter peraluminoso. Los valores de Al2O3/(CaO+Na2O+ K2O) están comprendidos entre 1,08 y 1,47 para el intrusivo y entre 1,06 y 1,34 para las aplitas. Los valores de (Na2O+ K2O)/Al2O3 se encuentran entre 0,54 y 0,75 en las muestras del plutón y entre 0,58 y 1,21 en las aplitas. Los contenidos de Sr, Ba, Zr y Rb en los monzogranitos varían entre 26 y 165 ppm, 64 y 563 ppm, 31 y 134 ppm y 160 y 312 ppm respectivamente. Las relaciones Rb/Sr oscilan entre 1 y 12 con el 66% de las muestras entre 1 y 3, las relaciones Rb/Zr y Rb/Ba se encuentran comprendidas entre 1,32 y 9,75 y entre 0,30 y 4,88 respectivamente.

En cuanto a las tierras raras (Cuadro 4) se observa una clara diferencia entre las muestras LF2m, LF6 y LF11 de carácter más biotítico (entre 3 y 11,1 % de biotita) y la muestra LF16 más félsica (0 % de biotita). Las primeras alcanzan valores de las tierras raras totales de 190 ppm, con relaciones La/Yb de 5,49 a 7,04, La/Sm de 2,95 a 3,18, Gd/Yb de 1,24 a 1,41 y Eu/Eu* de 0,59 a 0,66. En el patrón de tierras raras es claro el enriquecimiento en tierras raras livianas, debido probablemente a la presencia de circón y monacita incluidos en la biotita y una anomalía negativa de Eu bien definida (Fig. 3). La muestra más félsica tiene valores de las tierras raras totales de 26 ppm, con relaciones La/Yb de 1,07, La/Sm de 1,64, Gd/Yb de 0,51 y valores de Eu/Eu* de 0,78. Se observa una clara deficiencia en tierras raras livianas respecto a las anteriormente descriptas, la cual podría atribuirse a la ausencia de biotita, y de circón y monacita incluidos en la misma (Fig. 3).

Cuadro 4: Contenido de tierras raras de rocas del plutón La Florida.

Figura 3: Diagrama de tierras raras (normalización según Nakamura 1974). A: Muestras del plutón La Florida y de granitoides sin-orogénicos (datos publicados en Llambías et al. 1996). B: Muestras del plutón La Florida y del Cordón de El Realito (datos publicados en Brogioni et al. 2005).

Roca de caja y tabiques

Los resultados analíticos de las rocas metamórficas de las adyacencias del cuerpo ígneo se compilan en el Cuadro 3. El contenido de SiO2 y Al2O3 de los esquistos varía de 47,14 a 56,36 % y de 14,14 a 24,45 %, respectivamente. En los niveles más psamíticos, en cambio, la sílice asciende a 71,92 % mientras que el tabique presenta 48,57 %. Los álcalis tienen valores comprendidos entre 5,10 y 8,31 %, con predominio de K2O sobre Na2O. El CaO varía de 0,03 a 2,95%, el MgO de 1,74 a 5,72 %, el TiO2 de 0,69 a 1,33 % y el Fe2O3T de 4,04 a 11,62 %. La composición química de los esquistos encajantes y de los tabiques contenidos en el cuerpo ígneo es compatible con la de protolitos subgrauváquicos, mientras que los niveles más psamíticos parecen derivar de areniscas (Fig. 4), originados en un margen continental pasivo (Roser y Korsch 1986). Derivados grauváquicos han sido hallados también por Hack et al. (1991) para rocas esquistosas procedentes del este de la localidad La Florida.

Figura 4: Clasificación de las metamorfitas encajantes (Moore y Dennen 1970).

SÍNTESIS Y DISCUSIÓN

Los monzogranitos mayoritariamente leucocráticos del plutón La Florida están compuestos por cuarzo, microclino, plagioclasa, biotita, muscovita y granate y exhiben una clara tendencia a la disminución del índice de color hacia los bordes del cuerpo. La forma, tamaño y aspecto primario de la muscovita, al igual que la abundancia, euhedralidad, zonación y relaciones texturales del granate, evidencian el origen ígneo de ambos minerales (Miller et al. 1981). Las relaciones Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) superiores a 1,10 indican, por otra parte, que se trata de granitos fuertemente peraluminosos (Sylvester 1998), pese a carecer de minerales característicos de esas rocas, más allá de las micas y el granate. La presencia de porfiroblastos de muscovita y la fuerte pegmatización que se observa tanto en la zona marginal del intrusivo como en las rocas de caja, conjuntamente con la notable disminución del contenido de biotita hacia los bordes del cuerpo, estarían asociados con la concentración de fluidos tardío magmáticos que reaccionaron a nivel subsólido con la mineralogía propia de la cristalización ortomagmática del plutón, y afectaron también a los esquistos adyacentes al contacto.

Las relaciones interelementos propuestas por Batchelor y Bowden (1985) apuntan a una afinidad de los monzogranitos con rocas sin-colisionales, aunque unos pocos parecen corresponderse con las precolisionales (Fig. 5). La confrontación de las abundancias de Y+Nb (este último por debajo del límite de detección en gran parte de las muestras) y de Yb+Ta de cuatro rocas analizadas, con respecto al Rb, no permite definir si se trata de granitos relacionados con un evento colisional o si se originaron en un ambiente de arco (Pearce et al. 1984), pues las rocas se ubican en ambos campos. La dispersión de granitoides sincolisionales dentro del campo de los de arco fue señalada originalmente por Pearce et al. (1984) y según Fòrster et al. (1997) es función de la proveniencia del fundido a partir de rocas menos maduras o de su menor grado de fraccionamiento. Por otra parte, la distribución de granitoides típicos de arco, altamente evolucionados, leucocráticos y peraluminosos, dentro del campo de los sin-colisionales ha sido atribuida por Fòrster et al. (1997) a que provienen de fundidos derivados de rocas pelíticas. Los granitoides sinorogénicos de la sierra de San Luis están relacionados con el proceso subductivo del orogéno famatiniano, y si bien no han sido fehacientemente datados hasta el presente, se habrían generado durante la fase magmática principal con posterioridad a los granitoides de arco precinemáticos, los cuales son distintivamente metaluminosos y de tipo I (Sato et al. 2003). La confrontación de las relaciones Rb/Sr y Rb/Ba de los monzogranitos sugiere la participación de protolitos sedimentarios tanto pobres como ricos en arcillas en su génesis (Sylvester 1998), y la tendencia evolutiva evidenciada por las distintas relaciones entre Al2O3, CaO, FeO, MgO y TiO2 (Fig. 6) es compatible también con algunos magmas de tipo S (Patiño Douce 1999), aunque las rocas más félsicas de los bordes externos del plutón muestran una tendencia vertical que puede atribuirse a los cambios metasomáticos producidos por el accionar de los fluidos tardío magmáticos.

Figura 5: Discriminación tectónica de Batchelor y Bowden (1985). 1: Granitoides anorogénicos, 2: Tardío orogénicos, 3: Post-colisionales, 4: Pre-colisionales, 5: Fraccionados del manto, 6: Sin-colisionales, 7: Postorogénicos.

Figura 6: Composición química de los granitos y aplitas de La Florida comparada con fundidos experimentales provenientes de metasedimentos (Patiño Douce 1999). Trazo continuo: pelitas máficas. Trazo cortado: pelitas félsicas. Trazo de puntos grauvacas. La línea gris representa la tendencia de granitoides tipo S. La composición química de los cuerpos a partir de datos publicados en Llambías et al. 1996 y Brogioni et al. 2005.
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Las rocas del plutón La Florida muestran algunas diferencias geológicas, petrográficas y geoquímicas con otros intrusivos sin-orogénicos de la sierra de San Luis, como Paso del Rey sur, Cruz de Caña y Río de la Carpa (Llambías et al. 1996, Sato et al. 2003). Estos cuerpos son más pequeños (menores a 1,4 km2) y su forma elongada acompaña la foliación regional NNE-SSO de las metamorfitas encajantes. Modalmente, si bien presentan una mineralogía similar, son de composición mayoritariamente granodiorítica y cuando muestran diferencias mineralógicas internas, las mismas son opuestas a las registradas en el cuerpo La Florida ya que consisten en un incremento del contenido de biotita hacia los bordes (Llambías et al. 1991, Llambías et al. 1996). Desde el punto de vista geoquímico, las rocas más básicas de La Florida tienen contenidos de SiO2 similares a los de Cruz de Caña, en tanto que las más ácidas se asemejan a las de Paso del Rey sur y Río de la Carpa, con tenores superiores a 70%. Los granitoides de los tres cuerpos citados son metaluminosos a ligeramente peraluminosos (Al2O3/ (CaO +Na2O+K2O) sólo ocasionalmente > 1,1), y con relaciones Rb/Sr por debajo de 1,1. El diseño de los diagramas de tierras raras de los granitos de Río de La Carpa y Cruz de Caña difiere notablemente con los de las rocas del plutón La Florida, y las relaciones La/Yb y La/Sm (La/Yb 11,6 y 9,56 a 23,62; La/Sm 4,7 y 4,04 a 4,9, respectivamente) son superiores. Sólo una muestra leucocrática de Paso del Rey sur, con La/ Yb de 1,97 y La/Sm de 2,85, presenta valores y diseño semejantes a los observados en uno de los monzogranitos (IC = 0,6) de La Florida (Fig. 3A), con quien comparte la misma mineralogía. Los granitoides sin-orogénicos de San Luis se caracterizan por presentar contenidos de CaO (Llambías et al. 1996) más elevados que los hallados en La Florida. Esto se pone de manifiesto al confrontar los tenores de dicho óxido con Al2O3, FeO, MgO y TiO2, lo cual permite diferenciar claramente las distintas tendencias evolutivas (Fig. 6). Los monzogranitos de La Florida se acoplan a la trayectoria seguida por algunos magmas de tipo S (Patiño Douce 1999), en tanto que los otros intrusivos sinorogénicos, igualmente considerados de ese origen (Llambías et al. 1998), se apartan de la misma.

Las rocas más ácidas del plutón La Florida muestran una marcada similitud geoquímica con los monzogranitos peraluminosos con muscovita y granate de la cumbre del Cordón de El Realito, en el norte de la Sierra (Brogioni et al. 2005), tanto en lo que hace al rango de sílice como a las relaciones Al2O3/(CaO+Na2O+K2O), comprendidas entre 1,10 y 1,39. El diseño de tierras raras es muy semejante al de las muestras biotíticas analizadas en este trabajo (Fig. 3B), aunque las abundancias son menores y los valores de relaciones ligeramente más bajos. Los monzogranitos peraluminosos de la cumbre del cordón de El Realito han sido interpretados como una serie colisional derivada de la fusión por deshidratación de metapelitas muscovíticas y grauvacas, y su bajo contenido de CaO permite distinguirlos, al igual que a los monzogranitos de La Florida, de los intrusivos sin-cinemáticos mencionados.

CONCLUSIONES

El plutón La Florida es un cuerpo semicircular que se aloja en esquistos biotíticos muscovíticos con granate y porfiroblastos muscovita, derivados de protolitos subgrauváquicos y areniscas, pertenecientes al grupo micaesquistos. Está compuesto por monzogranitos marcadamente peraluminosos que registran variaciones modales desde el centro del cuerpo hacia los bordes. La disminución del contenido de biotita y el incremento de muscovita en tal sentido, conduce a notables modificaciones del índice de color de las rocas, que pasa de 12,3 en la zona central a 0 en las proximidades del contacto. La cantidad y euhedralidad del granate aumenta en igual sentido. Del mismo modo tiene lugar una cambio composicional que se manifiesta en particular en el incremento del contenido de sílice a partir del núcleo en dirección a la periferia del cuerpo. Se estima que esta zonación es el resultado de la interacción de una fase fluida residual con los minerales generados durante la etapa de cristalización ortomagmática. El magma está relacionado con el proceso de subducción que tuvo lugar durante la Orogenia Famatiniana y muestra afinidad con fundidos colisionales en cuya génesis han participado protolitos metasedimentarios. Si bien su tendencia evolutiva es compatible con magmas de tipo S, el magmatismo del plutón La Florida muestra ciertas diferencias con respecto a otros intrusivos sinorogénicos que se localizan dentro del grupo micaesquistos y en el complejo basamento oriental, en particular en lo concerniente al contenido de CaO. Se estima que el futuro mejoramiento del conocimiento geológico y geoquímico de los cuerpos que integran dicho grupo de granitoides permitirá corroborar las diferencias señaladas en este trabajo. La asociación mineral y el diseño de tierras raras de los monzogranitos de La Florida parecen ser más afines con los monzogranitos sin-colisionales del cordón de El Realito.

AGRADECIMIENTOS

Al Centro de Investigaciones Geológicas (CONICET-UNLP) por facilitar el contador de puntos para la realización de las modas y el equipamiento del laboratorio de geoquímica para la determinación del LOI. Al CETMIC (CIC-CONICET), donde se llevó a cabo la molienda y al Dipartimento di Scienze della Terra de la Università degli Studi de Florencia, Italia, por los análisis químicos de los elementos mayores y traza de las rocas. Los autores desean agradecer muy especialmente a E. Llambías por la discusión y sugerencias aportadas durante la etapa interpretativa del presente estudio. Los análisis de tierras raras fueron subvencionados por el PIPCONICET 2198/00.

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Recibido: 15 de diciembre, 2006
Aceptado: 11 de septiembre, 2007

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