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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versão impressa ISSN 0004-4822

Rev. Asoc. Geol. Argent. vol.67 no.1 Buenos Aires ago. 2010

 

ARTÍCULOS

Mecanismos de deformación en la transición milonitas/striped gneiss y milonitas/ ultramilonitas en las sierras de Azul, cratón del Río de la Plata, Buenos Aires

María C. Frisicale1, 2, Luis V. Dimieri1, 2, Vanesa S. Araujo1, 2 y Jorge A. Dristras1,3

1 Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur, Bahía Blanca. E-mails: cfrisica@uns.edu.ar; ldimieri@uns.edu.ar.
2 INGEOSUR-CONICET
3 INGEOSUR-CIC

RESUMEN

En el extremo occidental de la megacizalla de Azul se identificaron una serie de rocas miloníticas que presentan un grado de deformación variable e incluyen protomilonitas, milonitas, ribbon mylonites, striped gneisses y ultramilonitas. Se examinaron en forma detallada los mecanismos de deformación actuantes sobre los minerales principales de estas rocas, como feldespatos, cuarzo, anfíboles y piroxenos. El análisis de los mecanismos de deformación permitió realizar una estimación del grado metamórfico alcanzado en este sector de la zona de cizalla. Así se reconocen claramente dos áreas con diferente grado metamórfico, una en la que la deformación se habría producido en facies de anfibolita a granulita (temperaturas superiores a 600°) y que se reconoce en los afloramientos del sector norte, cerro Negro y manantiales de Pereda; y una segunda área, que incluye los afloramientos de las estancias La Manuela y La Chiquita, donde la deformación, de menor intensidad, se desarrolló bajo condiciones de facies de esquistos verdes. Asimismo se analizaron los indicadores cinemáticos macro y microscópicos tales como estructuras S-C, granos rígidos fragmentados, porfiroclastos rotados y estructuras del tipo mineral-fish, con la finalidad de determinar el sentido de movimiento de las masas rocosas en esta área particular, y compararlo con los resultados existentes para el resto de la megacizalla de Azul.

Palabras clave: Milonitas; Striped gneiss; Ultramilonitas; Mecanismos de deformación; Cratón del Río de la Plata.

ABSTRACT: Deformation mechanisms in the mylonite/striped gneiss and mylonite/ultramylonite transition in Sierras de Azul, Río de la Plata craton, Buenos Aires. At the western sector of the Azul Megashear, mylonitic rocks with variable deformation that includes protomylonites, mylonites, ribbon mylonites, striped gneiss and ultramylonites were identified. A detailed examination of deformation mechanisms acting on main minerals like feldspar, quartz, amphibole and pyroxene was done. The analysis of deformation mechanisms allowed to establish the metamorphic degree reached in this sector of the shear zone. Thus, two areas with different metamorphic conditions were recognized. One of them, that involve the outcrops of Sector Norte, Cerro Negro and Manantiales de Pereda, with a deformation produced under metamorphic conditions of amphibolite to granulite facies (temperatures higher than 600º); and the other with a less intense deformation produced under metamorphic conditions of greenschists facies, involving the outcrops of La Manuela and La Chiquita. Furthermore, meso and microscopic kinematic indicators such as S-C structures, fragmented rigid grains, rotated porphyroclasts and mineral-fish structures were analyzed in order to establish the sense of movement of the rock masses in this region and to compare it with results elsewhere in the Azul Megashear.

Keywords: Mylonite; Striped gneiss; Ultramylonite; Deformation mechanisms; Río de la Plata Craton.

INTRODUCCIÓN

Las rocas pertenecientes al basamento ígneo- metamórfico del sector suroeste de las sierras de Azul emergen en reducidos afloramientos, algunos desconectados entre sí, que forman parte de la faja de deformación denominada megacizalla de Azul por Frisicale et al. (2002) (Fig. 1). Esta megacizalla es una faja angosta de rumbo este-oeste, con un ancho máximo de 2,5 km aproximadamente en la localidad de Boca de la Sierra, y una extensión aproximada de 40 km, desde el cerro Negro ubicado en el extremo oeste hasta el cerro San Pablo en su extremo este. Afecta a rocas del basamento ígneo-metamórfico del sistema de Tandilia denominadas Complejo Buenos Aires (Marchese y Di Paola 1975).


Figura 1
: Mapa de Tandilia (modificado de Pankhurst et al. 2003), donde se observa la ubicación de la megacizalla de Azul, y el área de estudio, incluyendo un diagrama de densidad de foliaciones miloníticas (curvas: 4 %, 8 % y 16 %; n=20). Hemisferio inferior.

En el área de estudio el basamento cristalino está constituido por gneises, granulitas y escasos granitoides que presentan una importante deformación dúctil sobreimpuesta, dando origen a las rocas miloníticas que integran la megacizalla (Frisicale et al. 2004). Los afloramientos discontinuos ubicados al norte y sur de la zona de cizalla presentan también abundantes evidencias de haber sufrido una deformación muy intensa, la cual está relacionada con el mismo evento que generó la megacizalla. Debido a que la deformación ha sido heterogénea, se ha generado dentro de las rocas miloníticas una alternancia de fajas de rocas más deformadas (striped gneiss y ultramilonitas). Teniendo en cuenta el grado de deformación y de acuerdo a Passchier y Trouw (2005), las rocas miloníticas presentes en el área de estudio pueden ser clasificadas como protomilonitas, milonitas, ribbon mylonites, striped gneiss y ultramilonitas.
Dada la escasez de afloramientos y la variación en el grado de deformación de las rocas involucradas, es relativamente complejo establecer la evolución tectónica probable del basamento en esta región en particular; del mismo modo, es dificultoso establecer la secuencia de eventos metamórficos sufridos. El análisis cinemático de las rocas deformadas es una fuente directa de información para la reconstrucción de la evolución tectónica de esta zona. Se han realizado diferentes trabajos destinados a caracterizar la deformación en afloramientos cercanos al área propuesta, (Frisicale et al. 1998, 2000, 2001, 2004, 2005; Jorgensen et al. 2006 a y b, 2008).
Hippertt y Hongn (1998) a partir de observaciones microestructurales realizadas sobre los mecanismos de deformación que operan en la transición entre milonitas y ultramilonitas, en condiciones de grado metamórfico bajo correspondientes a facies de esquistos verdes, indican que la deformación ocurre en forma progresiva a través de distintos mecanismos de deformación que operan en diferentes dominios microestrucuturales en cada estadio particular de la evolución de la fábrica. Asimismo, Lonka et al. (1998), en base a estudios microestructurales analizan la deformación progresiva en facies de esquistos verdes de una tonalita en una zona de cizalla, y reconocen importantes diferencias en los mecanismos de deformación que tienen lugar en la transición entre milonitas y ultramilonitas.
Este trabajo contiene los resultados del estudio microestructural detallado de un grupo de rocas miloníticas que afloran en el sector occidental de la megacizalla de Azul. En primer lugar se realiza una caracterización petrográfica de las rocas aflorantes y luego se analizan los mecanismos de deformación que afectaron a los minerales que integran estas rocas en el área estudiada. El estudio de las texturas y mecanismos de deformación de minerales como cuarzo y feldespato principalmente, y en menor proporción anfiboles y piroxenos, son utilizados para inferir las temperaturas de deformación reinantes durante el evento tectono-metamórfico y analizar cómo varían estos mecanismos de deformación en la transición ribbon mylonites- striped gneiss y ribbon mylonites-ultramilonitas. Asimismo, se intenta definir la relación genética y estructural entre ribbon mylonites, striped gneiss y ultramilonitas, y se examina e interpreta la cinemática de la deformación y su relación con la megacizalla de Azul en su conjunto.

ANTECEDENTES

Los afloramientos de la megacizalla de Azul en el sector correspondiente a las sierras de Azul fueron caracterizados petrográficamente por González Bonorino et al. (1956) como rocas metamórficas, granitos, tonalitas y rocas de mezcla (migmatitas); estos autores proponen un esquema cinemático para esta localidad que indica un cizallamiento de dirección esteoeste con sentido de desplazamiento derecho visto en planta.
Diversos trabajos realizados sobre Tandilia y algunos específicos sobre las sierras de Azul coinciden en definir a esta zona de cizalla, como un cinturón milonítico originado por una colisión continentecontinente ocurrida durante el Precámbrico Medio (Dalla Salda et al. 1988, Ramos 1988, Teruggi et al. 1988, Ramos 1999; Cingolani et al. 2000), y que no fue afectado considerablemente por el ciclo brasiliano (Cingolani et al. 2002).
Según Rapela et al. (2007) el cinturón de Tandilia es una de las unidades mayores que forma parte del cratón del Río de la Plata; está integrado por rocas paleoproterozoicas del ciclo transamazoniano y en algunos sectores por rocas arcaicas. Este basamento está formado por migmatitas, anfibolitas y gneises graníticos a tonalíticos con edades comprendidas entre 2,26 -2,07 Ga, y se encuentra afectado por fajas miloníticas y diques toleíticos de edad 1,59 Ga. Una característica importante en la evolución de cratón del Río de la Plata, destacada por los autores, es la falta de eventos mesoproterozoicos o más jóvenes con excepción de estos últimos diques.
No existen datos geocronológicos específicos sobre la edad de la deformación que determinó la formación de la megacizalla; la misma se puede extrapolar teniendo en cuenta la edad del Complejo Buenos Aires y la edad determinada de los diques toleíticos que intruyen al basamento y que no fueron afectados por la deformación. Cingolani et al. (2002) mediante técnicas isotópicas U-Pb SHRIMP en zircones establece una edad de 2,25- 2,0 Ga para el Complejo Buenos Aires y plantea que la deformación, incluyendo la milonitización, ocurre poco después de intrusiones graníticas, las cuales fueron datadas por Pankhurst et al. (2003). Según estos últimos resultados, los magmas parentales y los gneises graníticos pertenecientes al basamento occidental de Tandilia se habrían emplazado hace 2140 ± 88 Ma, en un régimen convergente relacionado a subducción, y en el intervalo entre 2200 y 1700 Ma habría tenido lugar deformación, metamorfismo y anatexis, sin intrusión granítica. La edad establecida para los diques toleíticos es de 1588 ± 11 Ma (Iacumin et al. 2001, Teixeira et al. 2001), los cuales serían contemporáneos con la intrusión de granitos y estarían relacionados con una tectónica extensional durante el ciclo transamazoniano. Estos resultados permitirían estimar la edad de la deformación entre 2140 Ma y 1600 Ma.
Frisicale et al. (2005) basados en el análisis de los mecanismos de deformación y en las asociaciones minerales modeladas para milonitas ubicadas en el sector central de la megacizalla, establecen que la deformación tuvo lugar condiciones de facies de esquistos verdes a anfibolitas, en un rango de temperaturas mayor a 400-450 ºC y presiones de 6 kbar aproximadamente.
En la localidad de cerro Negro, Frisicale et al. (2004), reconocen la presencia de granitoides y granulitas con diferentes grados de deformación, gneises miloníticos y striped gneiss; el análisis de las microestructuras de estas rocas, indica que la deformación se produjo en el campo dúctil, en condiciones metamórficas aproximadas de facies de anfibolita a granulita. El examen de los indicadores cinemáticos observados en esta región sugiere, al igual que lo observado en Boca de la Sierra (Frisicale et al. 2001), que la zona de cizalla se habría desarrollado por procesos de aplastamiento (flattening) con escasa componente de transcurrencia.

GEOLOGÍA DEL ÁREA

La zona de trabajo se encuentra ubicada 30 km al sudoeste de la localidad de Azul, en un área comprendida entre el camino vecinal que parte en dirección sur en el km 319 de la ruta nacional 3 y la estancia manantiales de Pereda. Los afloramientos estudiados incluyen las lomadas pertenecientes a las estancias La Chiquita, La Manuela, el extremo oriental del cerro Negro y ciertos asomos rocosos aislados situados aproximadamente 5 km al norte de la estancia La Chiquita, denominado aquí, sector norte (Fig. 1). Estos afloramientos forman parte de la megacizalla, si bien en el caso de las estancias La Chiquita y La Manuela se encuentran ubicadas en el margen austral de la zona de cizalla. En el caso del cerro Negro se encuentra desplazado algunos cientos de metros hacia el sur, respecto de la faja principal, posiblemente producto de un fallamiento de rumbo dextral de orientación norte-sur. Asimismo se evaluaron algunas rocas miloníticas de afloramientos ubicados en la estancia de manantiales de Pereda, que presentan características similares a las anteriores.
Dentro del área de estudio se identificaron rocas miloníticas mayormente de alto grado metamórfico, representadas por milonitas, ribbon mylonite, striped gneiss, ultramilonitas y protomilonitas (Fig. 1).
En la mayoría de los afloramientos visitados se constató la presencia de ribbon mylonites y de fajas ultramiloníticas, excepto en el sector sur, especialmente en los afloramientos de las estancias La Manuela y La Chiquita, donde se identificaron milonitas y protomilonitas, que en este estudio se interpretan como sujetas a un grado de deformación menor que las anteriores. Las ribbon mylonites si bien tienen algunas características mineralógicas propias que las diferencian entre sí, en general, presentan rasgos microestructurales similares y un comportamiento equivalente frente a la deformación. Son rocas de grano grueso con una foliación milonítica generalmente subvertical de dirección E-O. La característica fundamental de estas rocas, y por la cual reciben esta denominación, de acuerdo con Passchier y Trouw (2005), es la presencia de abundantes cintas de cuarzo y de porfiroclastos mayores de diferente composición. Las fajas ultramiloníticas, de escaso espesor, están constituidas por rocas de grano muy fino, que se distinguen por su contacto bastante abrupto con las ribbon mylonites (Fig. 2a). Los striped gneiss tienen una distribución más restringida, se encuentran en cerro Negro, en el sector norte y en manantiales de Pereda, con características petrográficas muy similares entre sí. Esta roca forma bandas paralelas a la foliación dentro de las ribbon mylonites, siendo el pasaje entre ambas claramente transicional (Fig. 2b). Aún no se ha observado en el campo, ni se ha podido establecer la relación entre los striped gneiss y las ultramilonitas. En todos los afloramientos del área estudiada se realizaron determinaciones microscópicas sobre secciones petrográficas confeccionadas a partir de rocas orientadas en el campo para los estudios microestructurales.


Figura 2
: a) Fajas ultramiloníticas (U) dentro de ribbon mylonites (RM), contacto neto entre ambas unidades (flecha); b) desarrollo de striped gneiss (SG) en ribbon mylonites; contacto transicional (T) entre ambas rocas; c) ribbon mylonite de cerro Negro, con porfiroclastos elongados y con extinción ondulante, de feldespato potásico (Fk) y de plagioclasa (Pl), cintas policristalinas de cuarzo (RQ) tipo B3 (flecha negra) y B4 (flecha blanca) y porfiroclastos de hornblenda (Hb), con contactos lobulados e irregulares de los cristales de cuarzo en las cintas tipo B4; d) estructura núcleomanto en porfiroclasto de feldespato potásico pertitizado (Fk), el núcleo presenta extinción ondulante y el manto está formado por mirmequitas (Mi), granos de cuarzo (Qz) y feldespatos (Fk) con bordes lobulados, indicados por flecha; e) porfiroclasto de plagioclasa (Pl), con desarrollo de estructura núcleo-manto (flecha), la deformación del núcleo se evidencia por su extinción ondulante y curvamiento de la macla; f) striped gneiss, abundantes cintas policristalinas de cuarzo (RQ) intercaladas con bandas de feldespatos recristalizados elongados formando incipientes cintas (flecha); g) grano de feldespato potásico (Fk), elongados, asimétricos y con extinción ondulante, dispuestos en el interior de cintas de cuarzo (RQ), con disposición semejante a con las estructuras mineral- fish; h) ultramilonita con porfiroclasto de plagioclasa (Pl) e incipientes cintas de cuarzo (RQ), en una matriz de grano fino (M) recristalizada. Microfotografías con nicoles cruzados.

Sector norte
En el asomo septentrional del sector Norte, predomina una ribbon mylonite de grano grueso e intensamente foliada, en la que se destacan delgadas fajas de ultramilonitas; el pasaje entre ambas rocas es abrupto. Los datos de foliación milonítica obtenidos en la ribbon mylonite presentan cierta dispersión y podrían reflejar alguna dirección de foliación diferente; no obstante la mayoría de datos obtenidos de foliaciones miloníticas son de rumbo 90º e inclinación subvertical, claramente coincidente con la foliación característica de la megacizalla (Frisicale et al. 1998, 2001, 2005). Escasas bandas ultramiloníticas tienen una orientación promedio de rumbo 70º e inclinación sub-vertical; esta última orientación es levemente oblicua a la foliación milonítica de dirección este-oeste característica de la megacizalla. Estas bandas ultramiloníticas serían superficies de cizalla secundarias a la milonitización principal en concordancia con lo que fuera interpretado en otras zonas de la megacizalla de Azul (Frisicale et al. 2001, Jorgensen et al. 2008).
Las ribbon mylonites están formadas por porfiroclastos de plagioclasa, microclino y hornblenda, dispuestos en una matriz de grano fino, integrada por granos poligonales recristalizados de cuarzo, pertitas en llama, microclino y plagioclasa, acompañados por finas láminas orientadas de biotita y pequeños cristales de hornblenda; además, presentan abundantes cintas policristalinas de cuarzo que se acomodan alrededor de los porfiroclastos mencionados. Las ultramilonitas forman fajas bien definidas de espesores reducidos, del orden de los 5 a 10 cm, que pasan lateralmente a rocas miloníticas. Se distinguen macroscópicamente por su color oscuro y grano extremadamente fino (Fig. 2a). Están compuestas por pequeños porfiroclastos de feldespato potásico, plagioclasa y de hornblenda en una matriz granoblástica poligonal integrada por cuarzo, pertitas en llama, microclino, plagioclasa con maclas de deformación y hornblenda, junto con láminas de biotitas orientadas y opacos; se distinguen escasas cintas policristalinas de cuarzo.
En el afloramiento ubicado al sur del anterior (Fig. 1), se observa el pasaje transicional entre la ribbon mylonite y un striped gneiss; este último se presenta como bandas alternantes de espesores variables, dentro de la primera. En el campo, el striped gneiss se reconoce claramente por su color rosado, grano muy fino, ausencia de porfiroclastos, presencia de cintas continuas y foliación muy marcada. Microscópicamente se caracteriza por su foliación milonítica y la presencia de cintas policristalinas de cuarzo cuya orientación es paralela a la foliación. Las mismas son continuas y separan bandas en las que predominan granos recristalizados de feldespatos en ausencia de cuarzo. Las rocas que se encuentran en la transición entre las ribbon mylonites y los striped gneiss muestran una disminución en la proporción de porfiroclastos de feldespatos y anfiboles, una mayor proporción de cintas de cuarzo y una matriz cuarzo-feldespática.

Cerro Negro
En el sector sur-occidental del cerro Negro (Fig. 1), es posible observar una secuencia de rocas similar a las reconocidas en el sector norte y con una distribución espacial más amplia. La roca de campo es una ribbon mylonite en la que se distingue una secuencia de fajas de striped gneiss de espesores variables, no mayor de 20 cm, dispuestas en forma paralela, con dirección E-O coincidente con la foliación milonítica general (Fig. 2b). Se reconocen abundantes fajas ultramiloníticas de hasta 10 cm de espesor, de dirección E-O intercaladas dentro de las ribbon mylonites. Las ribbon mylonites están constituidas por porfiroclastos de feldespato potásico, plagioclasa, piroxenos (orto y clinopiroxenos) y hornblenda, dispuestos en una matriz cuarzo-feldespática recristalizada, y con abundantes cintas policristalinas de cuarzo. Los striped gneiss fueron descriptos por Frisicale et al. (2004), si bien en ese trabajo no se hace referencia a su relación de campo y genética con las ribbon mylonites. Se trata de rocas félsicas caracterizadas por un fino bandeado coincidente con la foliación milonítica regional; están formadas por escasos porfiroclastos de feldespato potásico dispuestos en un dominio integrado mayoritariamente por feldespato potásico, con escasa biotita y minerales opacos; el cuarzo forma cintas policristalinas del tipo B3 de Boullier y Bouchez (1978). Las ultramilonitas están formadas por escasos porfiroclastos de feldespato pertítico, con bordes recristalizados, dispuestos en una matriz cuarzofeldespática recristalizada, en algunas ocasiones, los granos de cuarzo se unen formando incipientes cintas de cuarzo.
Sobre las rocas del cerro Negro se realizó un análisis modal de porfiroclastos y matriz con la finalidad de observar la evolución en la proporción de los distintos minerales durante los diferentes estadios de la deformación, y la variación de la relación entre matriz y porfiroclastos a medida que progresa la deformación. Se eligió esta localidad para realizar este análisis, porque es la que ofrece los mejores afloramientos para estudiar el contacto transicional entre las ribbon mylonites y los striped gneiss. La figura 3a muestra la evolución de los porfiroclastos desde las ribbon mylonites (muestras 1 y 2), las rocas de transición (3 y 4), los striped gneiss (5, 6 y 7) y una ultramilonita (8). Del análisis de este diagrama surge claramente una marcada disminución de los cristales de feldespato potásico y la desaparición de hornblenda, plagioclasa y piroxenos, con el aumento de la deformación. En la figura 3b está representada la evolución de la matriz de las mismas rocas, a medida que aumenta la deformación se observa un notable aumento en la proporción de matriz recristalizada en general. En este diagrama, a medida que pasamos de las ribbon mylonites a los striped gneiss y ultramilonitas, se nota un comportamiento regular del cuarzo, un marcado incremento en la proporción de feldespato potásico, y una disminución de las proporciones de plagioclasa y en forma más notable de la hornblenda. Asimismo, el análisis modal muestra la aparición de sericita retrógrada, probablemente relacionada con un evento posterior ocurrido a menor temperatura.

Manantiales de Pereda
En los afloramientos rocosos ubicados a la vera de un camino interior en la estancia Manantiales de Pereda (Fig. 1), se encontraron ribbon mylonites con bandas o fajas de striped gneiss y escasas ultramilonitas. El contacto entre la ribbon mylonite y el striped gneiss es transicional. El espesor de las bandas de striped gneiss oscila entre 30 y 40 cm y son concordantes con la foliación milonítica. La ribbon mylonite está formada por porfiroclastos de feldespato potásico pertitizado, plagioclasas y hornblenda en una matriz cuarzo feldespática; asimismo se observan restos de un mineral muy alterado, elongado, que probablemente haya sido de un piroxeno. El striped gneiss está constituido por cintas de cuarzo intercaladas dentro del dominio feldespático, y se conservan escasos porfiroclastos de feldespato potásico y plagioclasa. La zona de transición entre las ribbon mylonites y los striped gneiss, está representada por una roca con escasos porfiroclastos de feldespato potásico pertitizados, abundantes cintas de cuarzo y una matriz feldespática, con pocos granos de cuarzo y de biotita.

Estancias La Chiquita y La Manuela
En la estancia La Chiquita se distinguen protomilonitas, milonitas y escasas fajas de ultramilonitas, caracterizadas por una foliación milonítica subvertical general de dirección E-O. En esta localidad el grado metamórfico es menor que el alcanzado en las localidades mencionadas anteriormente. No se desarrollan striped gneiss y los mecanismos de deformación indican una temperatura de deformación menor. Las milonitas están caracterizadas por la presencia de porfiroclastos de feldespatos en una matriz fina, foliada, formada por feldespatos, biotita, clorita, cuarzo y abundante epidoto; se observan además, cintas policristalinas de cuarzo. Al sur de esta localidad, en la estancia La Manuela, las rocas son protomilonitas y escasas milonitas, tienen un grado de deformación mucho menor; la foliación milonítica general es de rumbo E-O aunque en algunos sectores se ha identificado una foliación milonítica de rumbo aproximado 70º. No se reconocen ribbon mylonites ni tampoco striped gneiss.

MECANISMOS DE DEFORMACIÓN

Sector norte, cerro Negro y manantiales de Pereda
Feldespatos: Los porfiroclastos de feldespatos de las ribbon mylonites del sector norte, del cerro Negro y de manantiales de Pereda están deformados plásticamente. Tanto los porfiroclastos de feldespato potásico como los de plagioclasa se presentan fuertemente elongados (< 8:1) y aplanados definiendo junto con las cintas de cuarzo el sentido de la foliación milonítica (Fig. 2c), esta fuerte elongación estaría indicando deformación intracristalina (Hanmer 2000); en algunos casos forman cintas incipientes de feldespatos intercaladas entre las de cuarzo. Asimismo, el feldespato potásico y la plagioclasa forman parte de la matriz recristalizada, de grano fino, cuyo tamaño oscila entre 25 y 100 μm, según las localidades.
Los porfiroclastos de feldespato potásico son de tamaños variables, desde pocos milímetros hasta 4 cm de largo; algunos se caracterizan por la presencia de pertitas en llama, mientras que otros presentan el clásico maclado en parrilla del microclino. Están deformados plásticamente, aunque los de mayor tamaño presentan algunas fracturas intracristalinas, las cuales están rellenas por nuevos granos recristalizados; fenómenos similares a este fueron descriptos por diversos autores para milonitas de grado anfibolita (Mitra 1978, Tullis y Yund 1985, Srivastava y Mitra 1996). En sus bordes desarrollan delgadas estructuras núcleo-manto, cuyo núcleo se caracteriza por una extinción ondulante y el manto está formado por granos recristalizados dinámicamente (100 a 200 μm) de feldespato potásico, lóbulos de mirmequitas, plagioclasa y cuarzo (Fig. 2d). La presencia en algunos sectores de granos recristalizados inequigranulares con contactos lobulados, indicaría que la recristalización se habría producido por mecanismos de migración de borde de grano de alta temperatura, (Passchier y Trouw 2005), correspondiente al régimen 3 de Hirth y Tullis (1992), y coincidente con la zona de transición entre recristalización por rotación de subgranos y migración de borde de grano de Stipp et al. (2002). Asimismo se reconocieron pequeños cristales con algunas caras rectas y encuentros triples y sin orientación aparente, que indicarían una recristalización por formación de subgranos y rotación de los mismos (Passchier y Trouw 2005), que correspondería al régimen 2 de Hirth y Tullis (1992), y a la zona de recristalización por rotación de subgranos de Stipp et al. (2002). Según Passchier y Trouw (2005) ambos mecanismos pueden estar activos durante el mismo proceso deformativo, a temperaturas relativamente altas.
Los porfiroclastos de plagioclasa (hasta 8 mm de largo), desarrollan estructuras núcleo- manto, con bordes intensamente recristalizados integrados por cristales poligonales de plagioclasa, cuyo tamaño oscila entre 50 y 100 μm; en las ribbon mylonites del cerro Negro los granos recristalizados alcanzan los 400 μm. Los cristales de plagioclasa recristalizados presentan maclas polisintéticas de albita y periclino; estas maclas normalmente no terminan en los bordes de los cristales, lo que indica que se habrían formado como consecuencia de la deformación. Los bordes de los nuevos granos son levemente lobulados o rectos y tienen encuentros triples. Los núcleos de los porfiroclastos presentan sus planos de maclas curvados, (Fig. 2e). En algunas rocas los porfiroclastos se encuentran totalmente recristalizados, formando un agregado de nuevos granos poligonales. Si bien ambos feldespatos se encuentran alterados a sericita, la plagioclasa muestra una alteración mucho mayor que los feldespatos potásicos; esto indicaría una retrogradación de las plagioclasas, asociada con el enfriamiento de la zona milonítica. En manantiales de Pereda los porfiroclastos de plagioclasa están casi totalmente alterados a sericita y escasa clorita.
En las rocas ubicadas en la zona de transición entre ribbon mylonite y striped gneiss, los porfiroclastos de feldespato potásico (hasta 16 mm) están pertitizados y tienen bordes recristalizados. Están elongados en la dirección de la foliación y presentan extinción ondulante; se encuentran atravesados por abundantes fracturas intracristalinas rellenas con granos recristalizados de pertitas, microclino, menor proporción de plagioclasa y escasas mirmequitas. Los granos de feldespatos, integrados por pertitas en llama, microclino y escasas plagioclasas, que integran la matriz tienen un tamaño entre 100 y 300μm, presentan algunas caras rectas, con encuentros triples. Se observa un agrupamiento de los feldespatos que forman bandas feldespáticas, si bien aún conservan granos de cuarzo. Los mecanismos de deformación actuantes en estas rocas son similares a los mencionados para las ribbon mylonites.
En los striped gneiss se conservan escasos porfiroclastos de feldespato (0,8 a 3 mm), generalmente potásicos, deformados plásticamente. Se presentan elongados, con extinción ondulante y delgados bordes recristalizados formados por diminutos cristales de feldespato producto de recristalización dinámica (25 a 150 μm). La mayor parte de los feldespatos están agrupados formando dominios feldespáticos entre las cintas de cuarzo. Estos dominios están caracterizados por granos recristalizados de tamaños uniformes, con escasas suturas en sus bordes y pueden ser correlacionados con las microestructuras de régimen 3 de Hirth y Tullis (1992). Una característica importante de estas rocas es que en el dominio feldespático no se observan granos de cuarzo (Fig. 2f). En los striped gneiss del sector norte, se determinaron granos de feldespato potásico elongados, asimétricos y con extinción ondulante, dispuestos en el interior de cintas de cuarzo, similares a las microestructuras de mineral-fish (Fig. 2g); estas microestructuras se producirían por una combinación de mecanismos de deformación por reptación de dislocaciones y procesos difusivos (ten Grotenhuis et al. 2003).
En las ultramilonitas los escasos porfiroclastos
de feldespato potásico (2 mm) están deformados plásticamente. Se trata de granos de pertitas, escaso microclino y plagioclasa, tienen sus bordes recristalizados y en general están dispuestos con su eje mayor paraleloa la foliación milonítica. Algunos granos elongados de feldespato potásico se unen y forman pequeñas cintas feldespáticas de poca extensión. Asimismo los feldespatos, que incluyen pertitas en llama, microclino y plagioclasas con maclas de deformación, forman parte de la matriz cuarzo-feldespática de grano fino (10-20 m) con textura granoblástica poligonal (Fig. 2h).
Cuarzo: El cuarzo ha sufrido una intensa recristalización dinámica y no se conservan cristales de cuarzo del protolito original. En las ribbon mylonites, el cuarzo integra la matriz recristalizada dinámicamente y además forma cintas de cuarzo, las cuales se encuentran distribuidas homogéneamente en toda la roca. El ancho de las cintas varía entre 0.08 y 1mm; el valor menor corresponde a cintas cuyo ancho es el de un solo cristal de cuarzo. Tienen forma lensoidal y son similares a las cintas policristalinas de cuarzo de tipo B de Boullier y Bouchez (1978). Se determinaron cintas tipo B3 formadas por una capa continua de granos rectangulares de 1 mm de largo y 150 μm de ancho, de gran extensión lateral, cuyos bordes son perpendiculares a los límites de la cinta y están libres de deformación, lo que podría indicar procesos de recuperación (Fig. 2c). Las mismas muestran la particularidad de curvarse y acomodarse alrededor de los porfiroclastos mencionados. La presencia de cintas de cuarzo, formadas por granos con límites poligonales y de alto ángulo, indican una recristalización por migración de borde de grano (Stipp et al. 2002) equivalente al régimen 3 de Hirth y Tullis (1992). En las milonitas del cerro Negro se observan cintas policristalinas de 1 mm de ancho similares a las de tipo B4 de Boullier y Bouchez (1978), constituidas por agregados de granos de cuarzo de mayor tamaño, que oscilan entre 100 μm y 1 mm, con bordes irregulares y lobulados a rectos (Fig. 2c), con algunos granos caracterizados por presentar extinción en damero. Stipp et al. (2002) describen cintas similares a éstas formadas por granos de cuarzo recristalizados de tamaños variables y límites rectos a irregulares, e indican que la deformación se habría producido dinámicamente por migración de borde de grano de alta temperatura. En las ribbon mylonites de manantiales de Pereda se observan agregados de granos de cuarzo, de tamaños variables (60-400 μm), con bordes rectos y encuentros en puntos triples y otros con bordes irregulares; en general se presentan libres de deformación; de acuerdo a estas características microestructurales serían el producto de una recristalización dinámica por migración de borde de grano (Stipp et al. 2002) o régimen 3 de Hirth y Tullis (1992).
En las rocas de transición el cuarzo forma parte de la matriz poligonal de grano fino (100-200 μm), y mayormente cintas policristalinas que se acomodan alrededor de los granos de feldespatos; en general son del tipo B3 Boullier y Bouchez (1978) y están constituidas por granos elongados de cuarzo, levemente deformados, con algunos bordes parcialmente irregulares y otros rectos perpendiculares a los límites de la cinta (Fig. 2h). En estas rocas se observa un aumento de la cantidad de granos que se agrupan para formar cintas y consecuentemente disminuye la cantidad de granos de cuarzo que integra la matriz. En la localidad de Manantiales de Pereda estas cintas alternan con otras más gruesas de hasta 1mm (tipo B2, Boullier y Bouchez 1978), formadas por cristales con escasa deformación, de bordes rectos y algunos encuentros a 120°.
En los striped gneiss las cintas son poliminerales de tipo B3 de Boullier y Bouchez (1978), y están formadas por agregados de granos de cuarzo elongados, rectangulares, recristalizados dinámicamente y con escasas evidencias de deformación, lo cual podría indicar procesos de recuperación, no se observan bandas de deformación ni subgranos; los límites de grano son rectos y perpendiculares a los límites de la cinta (Fig. 2f). El largo de los granos de cuarzo varía desde pocos micrones hasta 4 mm por 1 mm de ancho, coincidente con el ancho de la cinta. Mediante la utilización de la lámina de yeso, es posible determinar la existencia de una orientación cristalográfica preferente de los granos de cuarzo que forman las cintas. Tienen una distribución homogénea y equidistante en toda la muestra y están separadas entre sí, por cintas discontinuas formadas por granos recristalizados de feldespato pertitizado y microclino de hábito poligonal, acompañados de escasas láminas de biotita que las limitan. Una característica importante es que todo el cuarzo presente en estas rocas forma parte de las cintas; no se observan cristales de cuarzo distribuidos en el dominio feldespático.
En las ultramilonitas, el cuarzo forma parte de la matriz recristalizada junto con feldespatos, hornblenda y en algunos casos biotita (10-20 μm). Los granos de cuarzo en general tienen bordes rectos y algunos encuentros a 120°, indicando una recristalización dinámica por una migración rápida de borde de grano característica del régimen 3 de Hirth y Tullis (1992). Asimismo, en algunas ultramilonitas, el cuarzo forma cintas policristalinas (tipo B3) de poca extensión lateral (hasta 500 μm), del ancho de un cristal (80 μm), donde el cuarzo se presenta en forma de cristales elongados, con extinción ondulatoria, mientras que otros se encuentran totalmente recristalizados y libres de deformación, en general los límites de los granos son rectos a levemente irregulares y perpendiculares a los bordes de la cinta.
Hornblenda: Estudios previos de diferentes autores sobre anfiboles deformados en forma experimental y natural indican que estos minerales son muy resistentes, comportándose como cristales rígidos o fracturándose frente a la deformación (Imon et al. 2004). Una característica interesante de destacar es que, en el área de trabajo, no se observaron cristales de hornblenda en los striped gneiss ni en las rocas de transición. En las ribbon mylonites los porfiroclastos de hornblenda (hasta 4 mm) están elongados, curvados y con extinción ondulante, dispuestos con su eje mayor paralelo a la foliación. Frecuentemente presentan colas constituidas por granos recristalizados de hornblenda de hasta 20 mm, de formas poligonales y con encuentros triples a 120º, acompañados por minerales opacos y biotita; normalmente las colas se extienden en forma lateral, uniendo distintos porfiroclastos de hornblenda y a veces de piroxenos (Fig. 4a). Se han observado porfiroclastos rotados tipo δ con sentido de rotación dextral, vistos en planta (Fig. 4a).


Figura 3
: Proporciones modales de ribbon mylonites (1, 2), rocas de transición (3, 4), striped gneiss (5, 6, 7) y ultramilonita del cerro Negro (8); a) proporción modal de porfiroclastos de los minerales principales; Px: piroxenos, Hb: hornblenda, Fk: feldespato potásico, Pl: plagioclasa; b) proporción modal de los minerales principales que constituyen la matriz de grano fino; Ser: sericita, Qzrec: cuarzo recristalizado, Hbrec: hornblenda recristalizada; Plrec: plagioclasa recristalizada, Fkrec: feldespato potásico recristalizado.


Figura 4
: a) porfiroclasto rotado de hornblenda (Hb) tipo δ, indicando un sentido de cizalla dextral; las colas están formadas por hornblenda poligonal recristalizada (flecha); b) porfiroclasto fragmentado tipo dominó de feldespato potásico (Fk), con sentido de desplazamiento dextral; c) porfiroclastos elongados relícticos de cuarzo (Qz), generando estructuras núcleomanto, el manto está constituido por granos de cuarzo recristalizados por rotación de subgranos (SR) (flechas); d) cintas de cuarzo (RQ) tipo B 2 (flecha blanca) y B3 (flecha negra); e) granos de cuarzo (Qz) elongados, con bandas de deformación y bordes aserrados e irregulares (flecha); f) estructuras núcleo- manto en granos de cuarzo (Qz), con incipientes subgranos (SR) y protuberancias (bulges) (flechas); g) porfiroclasto de hornblenda (Hb) rotado tipo σ con movimiento sinestral; h) estructura tipo mineral fish en hornblenda (Hb), sentido de movimiento sinestral. Microfotografías a, g, h: con luz paralela; microfotografías b, c, d, e, f: con nicoles cruzados.

La presencia de cristales elongados, extinción ondulante, maclado y de subgranos indicaría que estos anfiboles han sido deformados por procesos intracristalinos plásticos principalmente; sin embargo, según Kenkmann y Dresen (2002) los granos poligonales de hornblenda pueden explicarse de diferentes maneras: a través de mecanismos de recristalización dinámica, por mecanismos cataclásticos o bien por nucleación heterogénea y no exclusivamente como consecuencia de mecanismos cristalo-plásticos. La disolución de hornblenda probablemente está balanceada por la depositación de un anfíbol de diferente composición, o de otras fases como epidoto, albita y biotita. En los afloramientos de milonitas de manantiales de Pereda, se observan algunos granos de hornblenda totalmente reemplazados por un mineral fibroso, de bajo color de interferencia y levemente coloreado pardo amarillento, extinción levemente oblicua, probablemente actinolita, que se presenta en forma de agregados fibrosos acompañado por abundantes granos de minerales opacos; esto indicaría una reacción retrograda de la hornblenda original, posiblemente relacionada al enfriamiento de la faja milonítica. Asimismo, se observan algunos granos relícticos totalmente reemplazados por esta actinolita fibrosa y minerales opacos. La forma de estos granos, fuertemente elongados permite suponer que se trata de ortopiroxenos preexistentes que fueron retrogradados a actinolita fibrosa.
En la mayoría de las milonitas se observan bandas paralelas a la foliación, integradas por nuevos granos poligonales de hornblenda y en menor proporción feldespatos, cuarzo y biotita. Según Kruse y Stünitz (1999) en estas bandas de composición heterogénea, el mecanismo de recristalización más probable es el de flujo granular.
En las ultramilonitas la hornblenda forma parte de la matriz; junto con biotita y minerales opacos forman delgadas bandas de minerales máficos que se intercalan entre bandas más gruesas, de minerales félsicos. Además se conservan algunos porfiroclastos menores (80 μm), los cuales se encuentran elongados en la dirección de la foliación.
Piroxenos: Tanto los clinopiroxenos como los ortopiroxenos de las ribbon mylonites están deformados plásticamente. Los porfiroclastos de piroxenos, de hasta 2 mm de largo, identificados como hipersteno, (leve pleocroismo en tonos de verde claro a levemente rosado) y diopsido (color verdoso), están curvados y elongados; la elongación de los cristales es mucho más marcada en el caso de los ortopiroxenos, con una relación largo/ancho de 15 a 1, estirados en la dirección de la foliación (Frisicale et al. 2004). Ciertos cristales de clinopiroxeno muestran desmezcla lamelar de ortopiroxeno. Algunos porfiroclastos presentan colas asimétricas y simétricas formadas por pequeños granos recristalizados de piroxenos, cuyo tamaño oscila entre 20 μm y 100 μm, en general tienen caras rectas, con encuentros a 120º. Se ha notado, en algunas rocas de esta misma unidad, la presencia de colas de piroxenos integradas además por granos recristalizados de hornblenda y en menor proporción de biotita y opacos. Esto estaría indicando una retrogradación de los piroxenos originales; lo cual está confirmado por la presencia de cristales de piroxeno reemplazados parcialmente por parte de hornblenda. El análisis de porfiroclastos con colas asimétricas observados en esta roca, corresponde a estructuras tipo σ con sentido de rotación sinestral, visto en planta. Según Frisicale et al. (2004) la fuerte elongación de los ortopiroxenos de esta localidad se debería a procesos de deslizamiento simple (easy slip) e indicarían que la deformación se habría producido en condiciones metamórficas de grado medio a alto. Raimbourg et al. (2008) mediante el análisis de las microestructuras que presentan los porfiroclastos de ortopiroxenos en milonitas de alto grado, indican que estos porfiroclastos fueron deformados y orientados por reptación de dislocaciones (dislocation creep); y que los pequeños granos recristalizados de ortopiroxenos que integran las colas se habrían deformado por procesos de deslizamientos de límites de grano (grain boundary sliding). En los striped gneiss y rocas de transición no se observan piroxenos, mientras que en las ultramilonitas se presentan como escasos cristales elongados en el sentido de la foliación.

Estancias La Chiquita y La Manuela
Feldespatos: En las rocas de estas localidades, los feldespatos se deforman por fracturación y plásticamente. En las milonitas ubicadas al norte de la estancia La Chiquita los porfiroclastos de feldespato potásico (4-5 mm) están pertitizados, fracturados y con evidente recristalización dinámica en el interior de sus fracturas; muestran una reducción del tamaño de grano a través de fracturación y en algunos casos separación de sus fragmentos a lo largo de la foliación originando porfiroclastos fragmentados tipo dominó (Passchier y Trouw 2005), que en este caso indica un sentido de movimiento dextral (Fig. 4b). En general los porfiroclastos de mayor tamaño son los que muestran este tipo de fracturas; los cristales menores son redondeados y presentan escasas fracturas. Se observan además bandas de deformación y algunos kink-bands. En los bordes de los porfiroclastos y entre los granos se disponen agregados mirmequíticos. Los porfiroclastos de feldespato potásico y los de plagioclasa se caracterizan por presentar sus bordes parcialmente recristalizados con evidencias de recristalización por migración de borde de grano; desarrollan colas generalmente simétricas y algunas asimétricas, constituidas por pequeños granos recristalizados de biotita, clorita, cuarzo y abundante epidoto. Visto en planta, se observaron cristales rotados tipo σ que indican sentido de movimiento dextral.
Las microestructuras indicativas de deformación plástica disminuyen hacia el sur, en la estancia La Manuela, donde las rocas que predominan son protomilonitas, en las cuales los feldespatos forman porfiroclastos redondeados a subangulares, en general pertitizados y en el caso de las plagioclasas con maclas de deformación. Normalmente no presentan recristalización dinámica en sus bordes, ni en el interior de las fracturas. Además, los feldespatos junto con el cuarzo forman parte de la matriz de grano muy fino de las milonitas (menores de 50 μm)
Cuarzo: En las milonitas de la estancia La Chiquita el cuarzo se presenta como cintas y agregados policristalinos, formados por granos poligonales (menores de 100 μm), originados por recristalización dinámica por rotación de subgranos (Stipp et al. 2002), coincidente con el régimen 2 Hirth y Tullis (1992). Los agregados cristalinos, en algunos casos conservan en su interior, porfiroclastos elongados relícticos de cuarzo, generando estructuras núcleo manto (Fig. 4c). Las cintas tienen espesores variables (100-250 μm), están formadas por granos menores de 100 μm y corresponderían al tipo B2 y B3 (Boullier y Bouchez 1978), y alternan con bandas compuestas por feldespatos, biotita, epidoto, opacos, calcita y clorita (Fig. 4d). En la estancia La Manuela el cuarzo no forma cintas, se trata de granos muy elongados caracterizados por la presencia de bandas de deformación, límites de granos aserrados e irregulares con protuberancias (bulges) recristalizadas (Stipp et al. 2002), que marcan una zona de recristalización por bulging, con escasa plasticidad, la cual correspondería al régimen 1 de Hirth y Tullis (1992), (Figs. 4e, f). Se observa en ciertas muestras más deformadas una incipiente formación y rotación de subgranos.
Hornblenda: Este mineral sólo ha sido reconocido en las milonitas de estancia La Chiquita. Los porfiroclastos de hornblenda (menores de 1,5 mm) tienen formas lenticulares, con bordes curvados y yacen con su dimensión mayor paralela o formando un ángulo pequeño con la foliación milonítica. Los cristales de hornblenda presentan algunas fracturas intracristalinas, frecuentemente rellenas por biotita y están rodeados por epidoto, biotita y plagioclasa; ocasionalmente, en los límites de los granos de hornblenda, crece epidoto de grano muy fino; existen algunos contactos lobulados entre los porfiroclastos de hornblenda y los nuevos granos de plagioclasa y epidoto. Estas características texturales podrían indicar un progresivo reemplazo de la hornblenda por epidoto, plagioclasa y biotita. Esta reacción conduce a una disminución de la proporción de hornblenda en la roca (Berger y Stünitz 1996). Imon et al. (2004) y Wintsch y Yi (2002) señalan que la reptación por disolución y precipitación es uno de los mecanismos más importantes de deformación de anfiboles en condiciones de facies de esquistos verdes altas a anfibolita baja. Asimismo en los afloramientos de La Chiquita se identificaron algunos porfiroclastos rodeados en sus bordes por finos granos de hornblenda poligonal (10 μm) y con colas integradas también por cristales poligonales de hornblenda de 200 μm, en ciertos casos acompañados por epidoto, biotita, plagioclasa y cuarzo. Los cristales de hornblenda con colas asimétricas indican un sentido de movimiento sinestral (Fig. 4g). Además, se destacan ciertos porfiroclastos de hornblenda que desarrollan una morfología tipo mineral-fish. Estos porfiroclastos pueden ser utilizados en forma confiable como indicadores cinemáticos (Passchier y Trouw 2005); en este caso se observaron sentidos de cizalla tanto derecho como izquierdo (Fig. 4h). También se han determinado cristales de allanita con colas asimétricas que indicarían un sentido de movimiento sinestral.

DISCUSIÓN

Transición ribbon mylonite/striped gneiss y ribbon mylonite/ultramilonita
Tanto las observaciones realizadas en el campo (Fig. 2b) como las realizadas microscópicamente, indican que existe clara evolución desde las ribbon mylonites hasta los striped gneiss, originándose una roca de transición, cuyas características petrográficas revelan una serie de cambios graduales entre ambas; esto estaría indicando que los striped gneiss y las ribbon mylonites se forman a partir del mismo protolito, como consecuencia de una variación en las características de la deformación, y bajo condiciones metamórficas análogas. En las ribbon mylonites, los granos de cuarzo se presentan homogéneamente distribuidos en toda la roca, tanto en la matriz milonítica recristalizada como formando parte de la cintas, en cambio, en los striped gneiss existe una concentración del cuarzo exclusivamente dentro de las cintas, con la consecuente desaparición del mismo en la matriz, originándose un dominio netamente feldespático. Este comportamiento está en total concordancia con lo observado por Hippertt et al. (2001) quienes sostienen que las cintas de cuarzo se forman por una progresiva disminución de cuarzo de la matriz milonítica y consecuente formación de una roca anisótropa y no como resultado de una deformación sobreimpuesta sobre una roca que presenta originalmente dominios cuarzosos.
Una característica interesante de destacar es la variación en la proporción de minerales máficos entre una roca y otra. Tal como fuera previamente descripto, los striped gneiss carecen de minerales máficos (Fig. 2b, f), los cuales desaparecen gradualmente desde la ribbon mylonite hacia el striped gneiss, tal como se observa en la Fig. 3; esto seguramente está acompañado por una posible variación en la composición química de las rocas involucradas (Frisicale com. pers.).
Sin embargo, la relación entre milonitas y fajas ultramiloníticas es diferente; los contactos entre ambas rocas no son graduales, sino por el contrario son contactos netos, e implican un cambio importante entre una roca y otra. La principal modificación está dada por la desaparición de los porfiroclastos y una reducción del tamaño de grano de la matriz. Desde el punto de vista mineralógico, poseen características similares; las ultramilonitas están formadas por una mezcla heterogénea polimineral de cristales poligonales de feldespatos, cuarzo, anfiboles y en algunos casos piroxeno, todos ellos presentes también en las milonitas que contienen a estas fajas ultramiloníticas. Kenkmann y Dresen (2002) y Kanagawa et al. (2008) indican que esta mezcla y dispersión de minerales que forma la matriz de las ultramilonitas de alto grado metamórfico se debería a procesos de deslizamientos de borde de grano acomodados por difusión (diffusion-accommodated grain boundary sliding).

Mecanismos de deformación
El análisis de los mecanismos de deformación que afectan a los minerales de una roca durante procesos metamórficos complejos, adecuadamente utilizados, puede ser una herramienta fundamental para efectuar estimaciones semicuantitativas sobre las temperaturas de milonitización en una zona de cizalla en particular (Knipe 1989).
En el área en estudio, extremo oeste de la megacizalla, se determinó la variación de los procesos de deformación en minerales como cuarzo, feldespatos, piroxenos y anfiboles de rocas con distinto grado de deformación, desde ribbon mylonites, striped gneiss, ultramilonitas y protomilonitas. Teniendo en cuenta el análisis de los mecanismos de deformación operantes se distinguen dos zonas con grados metamórficos marcadamente diferentes, una de mayor grado, que incluye los afloramientos de cerro Negro, sector norte y manantiales de Pereda y los afloramientos de las estancias La Manuela y La Chiquita en las que el grado metamórfico es marcadamente menor.
En lo que respecta a los mecanismos de deformación que afectan a las rocas de mayor grado metamórfico, tanto los feldespatos como el cuarzo y los piroxenos sufren recristalización dinámica, mientras que la hornblenda estaría en el límite entre disolución-precipitación y recristalización dinámica.
La recristalización dinámica de los feldespatos potásicos normalmente se produce en milonitas formadas a 500-600ºC, correspondiente a facies de anfibolita; mientras que las plagioclasas sufren deformación plástica y recristalización dinámica por rotación de subgranos, en condiciones de facies anfibolita superior a facies granulita (Srivastava y Mitra 1996). Esto indicaría que la recristalización dinámica de las plagioclasas ocurre a mayor temperatura que los feldespatos potásicos. Según ten Grotenhuist et al. (2003) las microestructuras tipo mineral-fish (Fig. 2g), desarrolladas en feldespatos contenidos en cintas de cuarzo, indican una respuesta en condiciones de alto grado metamórfico. Teniendo en cuenta los mecanismos de deformación observados en los feldespatos de estas rocas (cristales fuertemente elongados, recristalización dinámica por rotación de subgranos y migración de borde de grano de alta temperatura), es posible inferir que la temperatura de formación de estas milonitas sería superior a los 500-600ºC.
Los mecanismos de deformación operantes en el cuarzo de milonitas, striped gneiss y ultramilonitas, indicaría una recristalización dinámica por rotación de subgranos y migración de borde de grano de alta temperatura (Stipp et al. 2002). Según estos autores, la recristalización por migración de borde de grano comienza a hacerse dominante alrededor de los 500 a 550ºC; entre los 550 y 700ºC el tamaño de los granos recristalizados aumenta considerablemente hasta algunos pocos milímetros. En el caso de las milonitas y striped gneiss de este estudio, se han determinado en las cintas de cuarzo, granos que llegan hasta los 4 mm de largo, con lo cual estaríamos en condiciones de asegurar que las temperaturas de deformación serían superiores a los 550ºC.
Los piroxenos se deforman principalmente por deformación cristalo-plástica (porfiroclastos elongados, extinción ondulante), y en menor medida por recristalización dinámica (subgranos en los bordes y colas de los porfiroclastos). Kruse y Stünitz (1999) señalan que la recristalización dinámica de los piroxenos en milonitas gábricas y anortosíticas de Noruega, se habría producido a una temperatura de aproximadamente 700º C y un máximo de presión litostática de 900 MPa.
Según Passchier y Trouw (2005) el comportamiento de los anfiboles frente a la deformación no es bien conocido y por debajo de los 650-700º C los anfiboles sufren una deformación frágil junto con disolución y precipitación, y la formación de agregados de grano fino probablemente se deban a fracturación más que a procesos de recristalización dinámica. Berger y Stünitz (1996), en un estudio en el que analizan la deformación de cristales de hornblenda en diferentes condiciones, indican que a temperaturas inferiores a 650-700° C y en presencia de agua, los procesos cristalo-plásticos no parecen ser importantes en la deformación de este mineral, si bien este proceso se vuelve dominante a temperaturas mayores y/o menor actividad de fluido acuoso. Estos autores sostienen que la presencia de estructuras núcleo-manto en hornblenda no implica necesariamente recristalización dinámica, y que podría deberse a una combinación de procesos como fracturación, plasticidad intracristalina y disolución- precipitación. Los porfiroclastos de hornblenda de las ribbon mylonites del área de estudio no se encuentran fracturados y presentan evidencias de deformación intracristalina (cristales elongados, extinción ondulante, maclado, estructuras núcleomanto, cristales poligonales), lo que indicaría estas rocas habrían sufrido una deformación a temperaturas cercanas a los 650º C como límite inferior.
Los feldespatos de las milonitas formadas a menores grados metamórficos, zona de La Chiquita, muestran tanto microestructuras indicativas de deformación plástica (recristalización en los límites de grano, mirmequitas y pertitas en llama), como de deformación cataclástica (porfiroclastos fracturados, estructuras dominó, y kink-bands). De acuerdo con Pryer (1993) estas microestructuras indicarían condiciones metamórficas de facies de anfibolita a esquistos verdes, con temperaturas entre 450 y 500º C. En esta misma localidad, el cuarzo se deforma por mecanismos de recristalización dinámica por rotación de subgranos (régimen 2 de Hirth y Tullis 1992), en condiciones de facies de esquistos verdes medio, en un intervalo entre 400 y 500º C (Stipp et al. 2002). En lo que respecta a la hornblenda, si bien su comportamiento frente a la deformación no están bien determinado, en esta localidad se puede observar claramente que se produce un reemplazo retrogrado de la hornblenda por epidoto, biotita y plagioclasa; Imon et al. (2004) proponen que la reptación por disolución y precipitación de los anfiboles y plagioclasas se produce en condiciones de facies de esquistos verdes superior a anfibolita inferior.
Las microestructuras que caracterizan a las rocas de La Manuela indican que han sufrido una deformación resultante de condiciones metamórficas de facies de esquistos verdes bajo, probablemente con temperaturas cercanas a 300º C. La presencia de granos elongados de cuarzo, con extinción ondulante y formación de protuberancias (bulging) en los borde de los granos, indicaría condiciones de temperatura de hasta 280º C aproximadamente (Stipp et al. 2002), valor en que se encontraría la transición entre cataclasitas y milonitas (comportamiento friccionalviscoso).

CONCLUSIONES

El área de estudio está caracterizada por una serie de rocas miloníticas originadas en diferentes condiciones metamórficas. La ocurrencia de fajas de striped gneiss dentro de las ribbon mylonites, y el desarrollo de una zona de transición en la cual una roca se transforma en la otra en forma gradual, indicaría que ambas rocas se habrían producido a partir de un protolito común y como respuesta a una variación en el grado de deformación, en condiciones metamórficas de anfibolita a granulita. Esto está de acuerdo con el modelo propuesto por Hippertt et al. (2001) para gneises cizallados de alto grado, en el que los autores indican que la formación de las cintas de cuarzo se debe a procesos de deformación cristaloplásticos continuos, por los cuales granos de cuarzo vecinos distribuidos al azar son continuamente estirados y segregados. La transición entre ambas rocas es muy suave y las modificaciones más importantes a medida que nos acercamos al striped gneiss están dadas por: 1) aumento en la proporción de matriz y consiguiente disminución en la proporción de porfiroclastos; 2) disminución en el tamaño de los porfiroclastos; 3) aumento de la cantidad de cintas de cuarzo y consecuente disminución de la proporción de cuarzo en la matriz; 4) disminución y desaparición de los mafitos; 5) disminución de la proporción de plagioclasas y aparición de sericita.
Los striped gneiss se desarrollan en franjas donde la deformación alcanza un grado mayor; en ellos se produce la desaparición casi completa de porfiroclastos de feldespatos y hornblenda. Los feldespatos son reemplazados por un agregado de granos poligonales completamente recristalizados constituyendo dominios feldespáticos que se intercalan con las cintas de cuarzo. A medida que aumenta el grado de deformación las cintas de cuarzo adquieren una mayor continuidad, tal como fuera señalado por Hippertt et al. (2001).
El análisis de los mecanismos de deformación actuantes sobre los minerales tales como cuarzo, feldespatos, anfiboles y piroxenos, permite suponer que la milonitización tanto en el sector norte, como en el cerro Negro y en manantiales de Pereda, se habría producido en condiciones metamórficas de alto grado, facies de anfibolita a granulita, con temperaturas que oscilarían entre 600 y 700º C, disminuyendo a facies de esquistos verdes a anfibolitas en La Chiquita y a facies de esquistos verdes bajo en La Manuela. Asimismo, en este último sector no se reconocen rocas de alto grado metamórfico como ribbon mylonites y/o striped gneiss. El alineamiento de los afloramientos del cerro negro (rocas de alto grado metamófico) y de las estancias La Manuela y La Chiquita (rocas de grado menor), indica que entre ellos existiría un fallamiento de rumbo dextral de orientación nortesur.
El análisis cinemático de la deformación para esta área, muestra que las microestructuras observadas (porfiroclastos con colas simétricas y asimétricas, cristales de hornblenda con morfologías tipo mineral- fish) tienen un comportamiento ambiguo como indicadores de movimiento, mostrando tanto movimientos siniestrales como dextrales. Estas características son coincidentes con lo interpretado por Frisicale et al. (1998, 2001a) y Jorgensen et al. (2008) para distintas zonas de la megacizalla, donde se plantea que el desarrollo de la misma y la deformación sufrida en localidades cercanas, responde a procesos de convergencia ortogonal de dirección NNE, en los cuales predomina la cizalla pura (aplastamiento) con escasa componente de cizalla simple o transcurrencia.

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen al Dr. Fernando Hongn y al Dr. Roberto Martino por sus valiosas sugerencias que contribuyeron a mejorar este manuscrito. Este trabajo fue financiado con fondos de los subsidios PIP 02736 del CONICET, PICT 10794 /2002 de la Agencia Nacional de Promoción Científica y Tecnológica y 24/ H045 de la Secretaría General de Ciencia y Tecnología de la Universidad Nacional del Sur.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

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Recibido: 18 de junio, 2009
Aceptado: 12 de mayo, 2010

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