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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión impresa ISSN 0004-4822

Rev. Asoc. Geol. Argent. vol.67 no.3 Buenos Aires nov. 2010

 

ARTÍCULOS

El Stock álcali-feldespático El Pilón (Sierra Brava, La Rioja): un ejemplo de magmatismo granítico turmalinífero

Juan A. Dahlquist1,2, Fernando Colombo1,2, Juan A. Murra1, Francisco Locati1, Pablo H. Alasino2,3, Edgardo G. Baldo1 y Sebastián O. Verdecchia1.

1 CICTERRA-CONICET-Universidad Nacional de Córdoba, Córdoba. E-Mails: jdahlquist@efn.uncor.edu, jmurra@com.uncor.edu
2 Universidad Nacional de La Rioja, La Rioja.
3 CRILAR-CONICET, Anillaco.

RESUMEN

La turmalina es un mineral accesorio abundante en el stock El Pilón, emplazado discordantemente en el basamento metamórfico de Sierra Brava, formado por esquistos, gneises y migmatitas. También es un accesorio frecuente en las rocas metamórficas, concentrado en los planos de foliación. El stock El Pilón es un granito álcali-feldespático cuya asociación mineral es Mc - Pl (An < 1 % molar) - Qtz con Bt - Ms - Tur + Opq + Zrn + Ap como fases accesorias primarias, y muscovita secundaria por alteración de biotita y plagioclasa. Estudios de petrografía y análisis de química mineral indican que la turmalina (chorlo) y parte de la muscovita cristalizaron a partir del magma que dio origen al stock. La química global del magma es típica de rocas graníticas peraluminosas (ISA = 1,23-1,29) con turmalina magmática, mostrando algunas características químicas similares a granitos tipo A (alto Ga, bajo CaO/Al2O3, etc.). La baja concentración de los elementos LIL (promedio en ppm) tales como Ba (89), Sr (32) y la elevada concentración de Rb (464) y Cs (106) sugieren feldespatos ricos en ortosa en la fuente, involucrando la fusión parcial de metapelitas enriquecidas en muscovita, donde los feldespatos referidos son generados a partir de la reacción de desaparición de muscovita que culmina con la producción de pequeñas cantidades de fundidos. Así, el Ba, Sr y Eu (Eu/Eu* = 0,33-0,42) son retenidos en la fuente, mientras que el Cs y el Rb se incorporan al fundido. Las rocas graníticas estudiadas podrían representar también la facies más diferenciada producida a partir de un magma padre peraluminoso.

Palabras clave: Sierras Pampeanas; Peraluminoso; Turmalina; Geoquímica; Química mineral.

ABSTRACT: The El Pilón alkali-feldespar stock (Sierra Brava, La Rioja): an example of tourmaline granite magmatism. Tourmaline is an abundant accessory mineral in the El Pilón stock, a body discordantly emplaced in schist, gneiss, and migmatites of the Sierra Brava basement. It is also a common accessory mineral in the metamorphic rocks, lying in foliation planes. The El Pilón stock is alkali-feldspar granite and the magmatic assemblage is Mc - Pl (An < 1 % molar) - Qtz with Bt - Ms - Tur + Opq + Zrn + Ap as primary accessory minerals, and secondary muscovite after biotite and plagioclase. Petrography and mineral chemistry indicate that the tourmaline (schorl) and some muscovite crystallized from the parental magma of the stock. The chemical composition is typical of peraluminous granitic rocks (ASI = 1.23-1.29) with magmatic tourmaline, showing some chemical characteristic similar to A-type granite (high Ga/Al, low CaO/Al2O3, etc.). Low concentrations of LIL elements (average in ppm) such as Ba (89), Sr (32) and the high concentrations of Rb (464) and Cs (106) suggest separation from orthoclase-rich feldspar in the source during partial melting of muscovite-rich metapelites, where the referred feldspar are generated by break-down of muscovite, with the production of a small amount of melt. Ba, Sr and Eu (Eu/Eu* = 0.33-0.42) were retained in the source, while Cs and Rb were transferred to the melt. The studied granitic rocks could also represent a highly differentiated facies of a parental peraluminous magma.

Keywords: Sierras Pampeanas; Peraluminous; Tourmaline; Geochemistry; Mineral chemistry.

INTRODUCCIÓN

La turmalina es un mineral accesorio común en granitoides de composición débil a fuertemente peraluminosa, así como también en pegmatitas donde constituye la fase portadora de B más frecuente. Es estable tanto en condiciones magmáticas (Bénard et al. 1985, Dingwell et al. 1996 y referencias allí citadas, London 1999) como en ambientes subsolidus con presencia de fluidos hidrotermales (London y Manning 1995).
El B es un elemento de relevancia petrogenética por las modificaciones que provoca en las propiedades del fundido, principalmente por la disminución de su viscosidad (Dingwell et al. 1992) y temperatura del solidus (Pichavant 1981). En grandes cantidades provoca cambios en las relaciones de fases del fundido, pero en las concentraciones usualmente presentes en magmas este efecto es menor (Dingwell et al. 1996). El boro muestra una leve preferencia por la fase fluida en comparación con el fundido (Kdvapor/fundido ~1 a 2, London et al. 1988), y por lo tanto se concentra en los fluidos hidrotermales que se exsuelven en las etapas tardías de cristalización de magmas félsicos. Algunos yacimientos de Cu, Sn y W (y de manera subordinada Au, U, Pb y Zn) se relacionan con estos fluidos, y la turmalina puede ser un indicador de actividad hidrotermal fácilmente detectable (Fletcher 1977, So y Shelton 1983, Warnaars et al. 1985, Slack 1996, Sanderson et al. 2008). La relación Fe/Mg de la turmalina puede ser utilizada como guía prospectiva (Pirajno y Smithies 1992) al igual que su contenido en elementos trazas (Clarke et al. 1989, Galbraith et al. 2009). Por otro lado, la génesis de las rocas graníticas con turmalina ha sido muy estudiada, particularmente la cristalización de la turmalina, lo cual ha constituído un problema petrológico de relevante interés (por ej., Pichavant 1981, Pichavant y Manning 1984, London y Manning 1995, Nabelek y Barlett 1998, London 1999, Visona y Lombardo 2002, Wilke et al. 2002). Por lo tanto, los granitos que contienen cantidades importantes de B (evidenciadas por la presencia de turmalina primaria), son de interés tanto desde el punto de vista de su origen como por su potencial económico.
En este trabajo se presentan estudios de campo, petrológicos, y también los primeros datos geoquímicos de un cuerpo granítico con turmalina conocido como granito El Pilón (Miró et al. 2005), el cual se encuentra emplazado en el basamento metamórfico de Sierra Brava (Fig. 1), localizada en el sector oriental de la provincia de La Rioja. También se presentan datos de química mineral de la turmalina y la muscovita con el objetivo de discutir su origen. En base a los datos presentados, se realiza la primera caracterización geoquímica del granito turmalinífero El Pilón y una discusión acerca de la petrogénesis del mismo.



Figura 1: Mapa geológico esquemático de las Sierras Pampeanas (entre 27º y 32º 30'LS) indicando el área de estudio, y mapa geológico simplificado de Sierra Brava (modificado de Miró et al. 2005). Se observa el basamento metamórfico y los stocks El Pilón y Cerrillos Viejos, respectivamente. En el mapa se han localizado las muestras con datos de geoquímica de roca total y química mineral (muestras SBR-52, 54, 57 y 59).

MARCO GEOLÓGICO

La sierra Brava se encuentra dentro de lo que se conoce como provincia geológica de las Sierras Pampeanas de Argentina. Las Sierras Pampeanas consisten en bloques de basamento cristalino pre-andino, localizados al este de la cordillera de los Andes entre las latitudes 26º y 33º S, que fueron elevados durante la orogénesis Andina desde el Cenozoico a la actualidad, como consecuencia de la segmentación de la placa oceánica de Nazca y de su subducción a muy bajo ángulo (entre las latitudes referidas), por debajo del margen continental pacífico (p. ej., Ramos et al. 2002). La exposición a nivel de erosión de las unidades del basamento de las Sierras Pampeanas, permite analizar los procesos de evolución cortical ocurridos en períodos pre-andinos. Específicamente, la sierra Brava forma parte de la faja oriental de las Sierras Pampeanas Noroccidentales (Caminos 1979). Se encuentra ubicada al suroeste de la sierra de Ancasti y al noreste del batolito de Los Llanos-Ulapes. Es un área con escasa información petrológica-geoquímica, y su estudio cobra interés a la hora de definir adecuadamente el límite entre los orógenos Pampeano y Famatiniano para la latitud de 29º30´S. Está constituída por rocas plutónicas y metamórficas, conformando una de las unidades de basamento más orientales de la provincia de La Rioja (Fig. 1). Sobre las unidades del basamento plutónico-metamórfico, se disponen en no conformidad sucesiones sedimentarias continentales (areniscas rojizas, limoarcilitas, tobas y conglomerados de la Formación La Antigua, Coira y Koukharsky 1970), asignada al Pérmico superior (Crisafulli y Lutz 2007). Los depósitos cenozoicos cubren gran parte de los afloramientos de esta región.

El basamento metamórfico

Las rocas del basamento metamórfico conforman aproximadamente el 80 % de los afloramientos de la sierra Brava (Fig. 1). Sobre este basamento, las observaciones y descripciones de campo realizadas por Turner (1969), han sido en rasgos generales, las que han prevalecido hasta la actualidad. Coira y Koukharsky (1970), basándose en el trabajo del anterior autor, definen al basamento metamórfico como Formación Sierra Brava, incluyendo en esta unidad, a migmatitas, esquistos, anfibolitas y mármoles. Además, establecen que el metamorfismo principal se produce en facies de anfibolita-almandino en función de las asociaciones minerales encontradas en las unidades de alto grado. Posteriormente, Miró et al. (2005) denominan a la Formación Sierra Brava como Complejo Metamórfico Sierra Brava. Por último, Miró y Gaido (2005) realizaron estudios orientados hacia las migmatitas estromatíticas del basamento, estableciendo una evolución metamórfica dividida en cuatro eventos. Aunque no se dispone de dataciones, según estos autores, el metamorfismo principal relacionado a la migmatización habría ocurrido durante el ciclo Famatiniano.
En el presente trabajo se realizó una caracterización de campo y petrográfica del basamento donde se emplazan los cuerpos plutónicos, que son el principal objeto de este estudio.
Para analizar el basamento se seleccionaron diferentes áreas de control en el sector occidental de la sierra Brava, diferenciándose esencialmente dos litologías predominantes: migmatitas y esquistos cuarzo-micáceos. En función de la escala de trabajo, en la cartografía realizada no se delimitaron ambas litologías. Las rocas migmáticas son las que predominan, mientras que los esquistos se encuentran como septos o lentes alargados de aproximadamente 5 a 15 m de espesor por unos 20 a 50 m de longitud. En determinadas áreas diatexíticas se observan septos más pequeños (centimétricos) y de bordes redondeados. Los esquistos se reconocieron dominantemente en el sector más occidental de la sierra, precisamente sobre el bloque bajo, mientras que hacia el bloque elevado (hacia el este), las litologías predominantes son migmatitas estromatíticas y diatexíticas.
Las estromatitas muestran una alternancia centimétrica de leucosomas tonalíticos compuestos por Qtz - Pl ± Grt ± Bt ± Zrn (abreviaturas según Whitney y Evans 2010), que se alternan con bandas más oscuras compuestos por Bt - Pl - Qtz ± Grt ± Zrn (mesosoma). Entre ambos sectores se reconoce una delgada banda oscura compuesta esencialmente por Bt - Ap ± Grt ± Zrn (melanosoma). El leucosoma posee textura equigranular de grano medio (~2-4 mm), mientras que el mesosoma es una alternancia de bandas granoblásticas y lepidogranoblásticas de grano más fino (~0,5-1 mm). Los melanosomas muestran texturas decusadas de láminas de biotita de mayor tamaño que las del mesosoma (1-2 mm). La biotita está parcialmente retrogradada a clorita, y entre el melanosoma y el leucosoma se observa una zona de marcada alteración sericítica con epidoto, rutilo y turmalina. El granate se presenta como porfiroblastos de dimensiones milimétricas (algunos de hasta 1 cm) con inclusiones de biotita y cuarzo, encontrándose casi completamente reemplazados por un agregado de Chl - Ms - Ep - Opq.
Los esquistos presentan una foliación continua en los niveles de composición más pelíticos, y grosera en los más psamíticos (N320º/48º NE). Localmente se reconoce la subsecuente blástesis de motas de muscovita centimétricas (~1-2 cm) sin orientación particular. Por otra parte, es llamativa la presencia de cristales de turmalina en individuos prismáticos aislados o en grupos radiados, observables a simple vista y concentrados preferentemente en los planos de foliación de los esquistos.
La asociación principal reconocida es: Qtz - Bt - Pl, con Zrn - Ap y Opq como principales accesorios. Como minerales secundarios se observa muscovita, clorita, titanita y rutilo. Se observa en general una textura granolepidoblástica con alternancia de bandas biotíticas (~0,5-1 mm de espesor) con lentes cuarzo-plagioclásicos (~1 mm), estos últimos con una sericitización prácticamente total.
La asociación paragenética Grt + Bt y estructuras migmáticas que sugieren fusión parcial del protolito, son coincidentes con los trabajos previos (Coira y Koukharsky 1970), que establecen que el metamorfismo alcanzó facies de anfibolita-almandino. La formación de una nueva asociación mineral formada por clorita, muscovita y epidoto indica que con posterioridad al evento metamórfico principal, se desarrolló un evento de retrogradación en facies de esquistos verdes. Finalmente, la alteración sericítica y formación de turmalina podrían vincularse a un evento tardío de alteración hidrotermal.

Las rocas graníticas

Las rocas graníticas se localizan en el sector sur de la sierra Brava (Fig. 1) y están representadas por dos stocks de composición granítica: El Pilón y Cerrillos Viejos. Turner (1969) describió para la zona un solo afloramiento de composición granítica a tonalítica al que denominó granito Los Cerrillos (equivalente al cuerpo ubicado más al norte), mientras que el ubicado al sur fue definido como una anatexita. Posteriormente, ambos fueron redefinidos por Coira y Koukharsky (1970) como una única unidad denominada Granito del Pilón, diferenciando dos afloramientos principales en las localidades de Los Cerrillos y Cerrillos Viejos. Actualmente estos dos cuerpos se conocen como granito El Pilón (al norte) y Cerrillos Viejos (al sur) (Miró y Gaido 2005). Coira y Koukharsky (1970) reconocen para el granito El Pilón un contacto discordante con el basamento metamórfico y presencia de xenolitos de migmatitas de hasta 2 m de largo en las zonas de borde. El carácter discordante junto con la ausencia de metamorfismo de las rocas graníticas, llevó a considerar a las mismas como postectónicas. Los mismos autores mencionan que la intrusión de este cuerpo habría producido un metamorfismo de contacto representado por el crecimiento de porfiroblastos de granate y biotita en facies de hornfels hornbléndicos, tanto en las migmatitas de borde como en los xenolitos alojados en el granito. Se desconoce su edad de cristalización, pero estaría acotada entre la edad del metamorfismo principal (Cámbrico medio, orógeno Pampeano u Ordovícico inferior, orógeno Famatiniano) y la edad de las sucesiones sedimentarias de la Formación La Antigua, asignada al Pérmico superior (Crisafulli y Lutz 2007).
El stock El Pilón constituye un cuerpo granítico de forma aproximadamente elíptica con su eje máximo en sentido este-oeste y dimensiones de 3,5 por 6,5 km, mientras que el stock Cerrillos Viejos es de forma casi circular y posee 4 km de diámetro. La separación entre ambos es de ~4 km.
La asociación mineral principal es Mc - Pl -Qtz, con Bt - Tur - Ap - Opq como fases accesorias. Ambos cuerpos graníticos, si bien poseen algunas diferencias texturales (el plutón Cerrillos Viejos muestra localmente textura porfírica), probablemente se han formado a partir de fuentes y procesos similares, y las diferencias texturales referidas serían producto de variaciones físicas en el proceso de cristalización (Coira y Koukharsky 1970).

METODOLOGÍA

Se realizaron estudios petrográficos y conteos modales sobre secciones delgadas representativas. Dos análisis geoquímicos fueron realizados en Activation Laboratories (Ontario, Canadá), siguiendo el código de procedimiento 4Litoresearch, con determinación de elementos mayoritarios usando ICP-OES (Inductively Coupled Plasma-Optical Emission Spectroscopy), y elementos trazas con ICP-MS (Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry), respectivamente. Otros dos análisis químicos fueron realizados en el GeoAnalytical Lab, Universidad del Estado de Washington (UEW), usando un espectrómetro de fluorescencia de rayos X marca ThermoARL, siguiendo el procedimiento descripto por Johnson et al. (1999). La química mineral fue determinada utilizando una microsonda de electrones JEOL JXA 8500F Hyperprobe equipada con 5 espectrómetros GeoAnalytical Lab (UEW), en la Escuela de Ciencias de la Tierra y el Ambiente, Estados Unidos. Las condiciones de operación fueron: aceleración de voltaje de 15 keV, corriente de la sonda 15 nA y un diámetro del haz de 5 µm. Se usaron un programa ZAF y Phi-Rho-Z algoritmo (Armstrong 1988) online.
Los estudios de difracción de rayos X se realizaron con un equipo Philips PANalytical X´Pert Pro (INFICQ-Universidad Nacional de Córdoba) con radiación Cu K obtenida a 40 kV y 40 mA.

STOCK EL PILÓN

Descripción macroscópica y petrográfica

Este granito posee una textura equigranular de grano fino a medio (1-3 mm) e isótropa, aunque en algunos sectores es posible observar una foliación magmática N-S dada por la orientación preferencial de micas. La característica petrográfica distintiva es la presencia de cristales de turmalina que superan el centímetro de longitud y que permiten diferenciar dos facies: una pobre en turmalina localizada en el borde del stock, y otra hacia el centro, donde este borosilicato aparece en mayor proporción asociado a una marcada disminución del porcentaje modal de biotita (Cuadro 1). El stock El Pilón es un leucogranito de dos micas; la asociación mineral consiste en Pl - Mc - Qtz como constituyentes esenciales, y Bt - Tur - Ms - Opq - Ap + Zrn como fases accesorias. Los contenidos modales se presentan en el cuadro 1.

CUADRO 1: Proporciones modales (%) representativas de las rocas graníticas estudiadas del stock El Pilón

La plagioclasa se observa en dos variedades texturales; Pl1 forma cristales subhedrales a anhedrales, con maclas polisintéticas y zonación en parches o leve zonación concéntrica directa o normal. Las inclusiones minerales presentes son Qtz - Ap - Tur. La otra variedad, Pl2 se encuentra mayormente en cristales euhedrales, como inclusiones o en la matriz formando pequeños cristales entre los minerales de grano medio. Aunque los valores modales permiten clasificar al stock El Pilón como monzogranito (facies central) a granodiorita (facies de borde, diagrama QAP de Streckeisen 1976),  la composición fuertemente sódica de las plagioclasas magmáticas (An < 1 % molar, Cuadro 2) conduce a clasificarlo como un granito álcali-feldespático. La composición de la plagioclasa se restringe al campo de la albita, con contenidos molares de An entre 1 y 0,1 %, con muy leve decrecimiento de Na2O de núcleo a borde (12,59 a 12,34 %, Cuadro 2).

CUADRO 2: Análisis químicos representativos de plagioclasas en el stock El Pilón

El feldespato alcalino es microclino, de grano medio a fino (éste último de ubicación intersticial), con maclas tipo tartán y textura pertítica (pertitas en venas) donde ocasionalmente se observan las porciones albíticas macladas. Son frecuentes las inclusiones de cuarzo, plagioclasa y turmalina. Algunos cristales (principalmente de grano medio) muestran bordes albíticos, denotando la elevada concentración de Na2O en el magma, como es evidenciado también por la presencia de las plagioclasas fuertemente sódicas referidas anteriormente (Fig. 2a). Las dimensiones de celda del microclino de la facies central son (en Å): a = 8,131(1), b = 12,782(2), c = 7,150(2), α = 94,26(3)º, β = 116,58(2)º, y = 87,71(2)º, V= 718,6(2) Å3. De acuerdo a los valores calculados con las ecuaciones de Kroll y Ribbe (1987), posee una distribución ordenada de Al y Si en los sitios tetraédricos: t10 = 0,93, t1m = 0,04, 2 t2 = 0,03 (expresados en apfu de Al). Su triclinicidad es de 0,85 (ecuación de Goldschmidt y Laves 1954) ó de 0,87 (ecuación de McGregor y Ferguson 1989).


Figura 2: Fotomicrografías de minerales del stock El Pilón (a y b: polarizadores cruzados, c y d: polarizadores paralelos). a) Microclino con borde enriquecido en albita (flecha blanca); b) muscovita primaria subhedral en contacto con cuarzo, plagioclasa, microclino y turmalina (flecha blanca); c) y d) individuos de turmalina con zonación cromática concéntrica (borde de color verde oscuro y centro verde claro); c) cristales de turmalina en sección basal (derecha) y longitudinal (izquierda) incluida en plagioclasa; d) sección longitudinal de un cristal de turmalina en contacto con plagioclasa y muscovita.

El cuarzo es anhedral, de grano medio-fino y ocasionalmente tiene inclusiones de plagioclasa y biotita. En ambos cuerpos (El Pilón y Cerrillos Viejos) el cuarzo presenta extinción ondulante hacia los bordes del cuerpo y homogénea a levemente ondulante en el centro (Coira y Koukharsky 1970).
Como minerales accesorios se observó biotita (entre 0,6 y 2,1 % modal), en su mayoría de grano fino, hábito tabular y pleocroica, de pardo claro al oscuro. Comúnmente está alterada a muscovita y óxidos de hierro. La muscovita es abundante (entre 5,0 y 9,6 % modal), y las observaciones petrográficas, siguiendo los criterios texturales de Miller et al. (1981), sugieren la presencia de muscovita primaria (Fig. 2b) y secundaria. Tres análisis químicos realizados sobre muscovitas (Cuadro 3) revelan que las mismas tienen bajos contenidos de MgO y están enriquecidas en FeO, TiO2, Al2O3 y Na2O. Las dimensiones de celda de la muscovita primaria (politipo 2M1) son (en Å): a= 5,191(1), b = 9,012(2), c= 20,042(1), β = 95,79(2)º, V= 932,8(3) Å3. Se encuentran también cristales de muscovita que no reúnen las características texturales expuestas por Miller et al. (1981) y que por lo tanto son considerados secundarios, producidos por alteración de biotita y feldespatos.

CUADRO 3: Análisis químicos representativos de muscovitas en el stock El Pilón.

La turmalina (entre 1,2 y 2,8 % modal) se presenta distribuida de manera homogénea en la roca, como cristales en general euhedrales (Fig 2c, d) con hábito prismático columnar y sección basal hexagonal o triangular. Frecuentemente muestra zonación concéntrica, con núcleo gris celeste (ω) a pardo muy pálido (ε) y periferia verde oliva (ω) a pardo pálido (ε). Las dimensiones de celda de la turmalina son (en Å): a = 15,9608(8), c= 7,1583(5), V= 1579,3(2) Å3, y su diagrama de difracción de rayos X muestra una mejor coincidencia con la ficha de referencia 01-085-1811, correspondiente a un término intermedio entre foitita y chorlo. La composición química de la turmalina es dada en el cuadro 4 y es discutida en el texto más adelante.

CUADRO 4: Análisis químicos representativos de turmalinas en el stock El Pilón.


La apatita (0,2 % modal) posee hábito prismático o forma granos irregulares. Los minerales opacos son hallados en muy baja proporción modal con un tamaño de grano muy fino e incluidos en feldespatos y cuarzo.
Incluidos en muscovita y en turmalina se encuentran cristales de hasta 30 μm de una fase fuertemente radiactiva, que produce marcados halos pleocroicos en ambos minerales. Estos cristales pueden ser redondeados o alargados, presentan una sección cuadrada y son de color pardo claro. Posiblemente se trata de zircón, el cual fue también detectado mediante análisis de microsonda, aunque no se excluye la posibilidad de otras fases portadoras de actínidos como torita, monacita o xenotima.

Composición química de la turmalina

La composición química de la turmalina se puede representar como XY3Z6(T6O18) (BO3)3V3W (Hawthorne y Henry 1999). En el cuadro 5 se pueden ver los elementos que ocupan los respectivos sitios cristalográficos de los términos extremos frecuentes en granitos.

CUADRO 5: Composición química de algunos de los términos extremos del grupo de la turmalina.

Son posibles numerosas sustituciones (tanto de cationes como de aniones) hacia términos extremos no incluidos en el cuadro. Asimismo, algunos elementos (principalmente el Fe) pueden tener diferentes estados de oxidación. Por lo tanto, y debido a que los análisis se obtuvieron con microsonda de electrones, se hicieron los siguientes supuestos: 1) todo el Fe es divalente; 2) hay sólo 3 apfu de B; 3) el contenido de Li es igual a la diferencia entre 15 y Σ(T+ Z+Y); 4) no hay desorden Al-Mg entre los sitios Z e Y.
Químicamente la turmalina del stock El Pilón es una solución sólida principalmente entre foitita, chorlo y dravita, aunque puede ser clasificada como chorlo (Fig. 3a, b). El sitio X está ocupado dominantemente por Na (Cuadro 4 y Fig. 3a, b) con una proporción importante de vacancias (hasta 0,428 apfu). Hay un déficit de Si en los sitios tetraédricos (5,61<Si<5,71 apfu), lo que indica que estos sitios están además parcialmente ocupados por Al.


Figura 3: a) Diagrama ternario de clasificación de turmalinas basado en la ocupación del sitio X (Hawthorne y Henry 1999). Los análisis del stock El Pilón se ubican dentro del campo de las turmalinas sódicas en transición a las que tienen el sitio X dominado por vacancias; b) clasificación de la turmalina por su relación Mg/(Mg+Fe2+) y vacancia/(vacancia+Na). Se trata de chorlo con solución sólida importante hacia dravita y foitita. En las esquinas del diagrama se indican los términos extremos; notar que los equivalentes oxidados ("oxi-chorlo", "oxi-foitita", etc.) corresponden al mismo lugar; c) vectores indicando algunos de los posibles esquemas de sustitución. Las variaciones químicas de la turmalina del stock El Pilón se pueden explicar por una combinación de las sustituciones AlNa-1R2+ -1 (donde R2+ es un catión divalente) y Al2ONa-1R2+-2(OH)-1.

El sitio Z está totalmente ocupado por Al. En el sitio Y domina el Fe2+, con cantidades menores de Mg, dando una relación Fe2+/ (Fe2++Mg) entre 0,63 y 0,74 (Cuadro 4 y Fig. 3b). Tanto el Ti como el Mn y el Li (calculado) se encuentran en baja concentración (hasta 0,09, 0,02 y 0,09 apfu, respectivamente).
Al examinar la covariación de los elementos en el sitio Y, las únicas correlaciones significativas son las de los pares Ti-Ca (positiva) y Ti-Al (negativa). Asimismo el YAl aumenta paralelamente a la relación Fe2+/(Fe2++Mg).
En muchas turmalinas graníticas es frecuente la presencia de cantidades importantes de F en el sitio W, llegando en algunos casos a dominar sobre el (OH) (Ertl et al. 2006 y referencias allí citadas). En los cristales del stock El Pilón, el F es relativamente bajo, con un máximo de 0,14 apfu. Partiendo del término extremo chorlo, se observa que las composiciones de los cristales analizados se ubican entre los vectores correspondientes a las sustituciones
XYAlXNa-1YR2+-1, que conduce a una composición deficiente en álcalis (tipo foitita), y XYAl2WOXNa-1YR2+-2W(OH)-1, que produce simultáneamente desprotonación y disminución de álcalis (tipo oxifoitita) (Fig. 3c). La sustitución homovalente FeMg-1 es la más relevante entre los metales divalentes. Sin embargo, la covariación Fe-Mg es muy pobre, indicando que los esquemas que involucran estos elementos son más complejos.
Los análisis químicos obtenidos con microsonda de electrones indican que no hay una zonación composicional sistemática que muestre una clara evolución entre el núcleo y el borde de los cristales, o que permita correlacionar color con composición química. Probablemente un mecanismo de transferencia de carga entre elementos con valencia variable (por ejemplo Fe, Mn y Ti) juega un rol importante en la coloración. London y Manning (1995), London et al. (1996) y London (1999) han concluido que la ausencia de zonación composicional a escala fina sugiere que se trata de turmalinas primarias. La composición química de la turmalina del stock El Pilón sugiere un origen magmático para este material, siendo un término intermedio entre chorlo, (oxi)foitita y dravita, en conso­nancia con lo determinado por difracción de rayos X.

Geoquímica de roca total

Los elementos mayoritarios y trazas (Cuadro 6) se analizaron en cuatro muestras localizadas en el borde y núcleo del stock El Pilón, respectivamente (Fig. 1). En general, las dos facies no tienen diferencias significativas en los elementos mayoritarios y trazas analizados, si bien es de esperar que el contenido de B (no incluido en los análisis) deba ser más elevado en la facies central, enriquecida en Turmalina (Cuadro 1).

CUADRO 6: Análisis químicos representativos del stock El Pilón.

Elementos mayoritarios: Los cuatro análisis químicos representativos revelan que se trata de rocas graníticas félsicas muy evolucionadas, con SiO2 alto (73,10 y 74,69 en % peso), definiendo un rango composicional muy restringido. La suma (Na2O+K2O) supera el 7,6 (en peso %). En el diagrama multicatiónico de de La Roche (1992) estas rocas se clasifican como monzogranitos, aunque la composición fuertemente sódica de las plagioclasas magmáticas (An < 1 % molar) conducen a clasificarlo como un granito álcali-feldespático (Cuadro 2). El índice de saturación en aluminio (ISA) es elevado (ISA = 1,23-1,29, Cuadro 6), definiendo a estas rocas como peraluminosas. El contenido de CaO es bajo (0,33 y 0,51 en peso %), así como el contenido de TiO2, FeOt y MgO. Estos granitos álcali-feldespáticos están enriquecidos en FeOt en relación al MgO, produciendo elevadas relaciones [FeOt/(FeOt+MgO) = 0,86-0,90]. La composición química global es similar a la de otros granitos turmaliníferos reportados en la literatura geológica (p. ej., Pichavant y Manning 1984, Visona y Lombardo 2002, Alasino 2007).
Elementos traza: El diagrama multielemental normalizado a manto primitivo revela marcadas anomalías negativas de Ba, Nb, Sr, Eu y Ti, y significativo enriquecimiento en Rb, Th, U y Pb (Fig. 4a). Estas características son indicativas de fraccionamiento de feldespatos (plagioclasa y feldespato alcalino) junto con óxidos de Ti y biotita, y/o la presencia de estos minerales como fases residuales en la región fuente. Anomalías positivas de U y P sugieren, respectivamente, la probable cristalización de apatita y algún mineral de U. A su vez, la relación U/Th > 1 (1,85, Cuadro 6) en la muestra SBR-52 sugiere la crista­lización de minerales de U más que de algún mineral con U-Th (como por ej., monacita). Los elementos LIL (Large Ion Lithophile) tienen valores altos, en especial el Cs (Cuadro 6 y Fig. 4a) que exhibe un fuerte enriquecimiento (muestras SBR-52 y 54, 125-142 ppm, 20.000 veces el valor del manto primitivo).


Figura 4: a y b) Diagrama multielemental y de tierras raras normalizado a manto primitivo (Sun y McDonough 1989) y condritos (Nakamura 1974 y Boynton 1984), respectivamente. El patrón multielemental y de tierras raras es similar al de granitos turmaliníferos clásicos reportados en la literatura geológica.

La concentración total de los elementos de las tierras raras es baja (32 a 37 ppm). Los patrones de tierras raras están ligeramente enriquecidos en tierras raras livianas ([La/Yb]N = 3,7-4,2). La significativa anomalía negativa de Eu (Eu/Eu* = 0,33-0,42, Fig. 4b) indica la retención de este elemento en feldespatos, ya sea por cristalización fraccionada o directamente en la fuente del fundido.
El patrón de tierras raras es groseramente plano, con convexidades periódicas poco marcadas, mostrando una pronunciada anomalía negativa de Eu. El patrón multielemental y de tierras raras del stock El Pilón es muy similar a aquellos observados en otros granitos turmaliníferos (Fig. 4a, b) informados por Visona y Lombardo (2002), Alasino (2007), y Alasino et al. (2010). Algunos de sus rasgos químicos, tal como las altas relaciones Ga/Al y Fe/ Mg, así como los bajos valores de Ca/Al y el patrón de REEs (Rare Earth Elements), son similares a los de granitos de tipo A emplazados en el ámbito de las Sierras Pampeanas (Fig. 5a y b) (Dahlquist et al. 2010). Sin embargo, el contenido total de REEs y otros elementos traza (por ej., Zr, Y) es más bajo que aquellos contenidos informados para los referidos granitos tipo A.


Figura 5: Diagramas de Al2O3, CaO, y Ga mostrando las composiciones de los granitos tipo A de Sierras Pampeanas reportados por Dahlquist et al. (2010) (círculos llenos) y los granitoides calcoalcalinos famatinianos (cuadrados llenos). Para granitoides calcoalcalinos famatinianos el rango composicional de SiO2 es de tonalitas (SiO2 = 60 % peso) a monzogranitos (SiO2 = 75 % peso). Los datos químicos de los granitoides Famatinianos son de Dahlquist et al. (2005a, 2008). El límite discriminatorio de 10.000×Ga/Al para los granitos tipo A es de Whalen et al. (1987). Ai y Aii son un promedio de granitos tipo A reportados por Konopelko et al. (2007) y Chappell y White (1992), respectivamente.

DISCUSIÓN: PETROGÉNESIS DEL STOCK EL PILÓN

Geoquímica de roca total

El stock El Pilón constituye un intrusivo peraluminoso (ISA = 1,23-1,29) de naturaleza álcali-feldespática. Vale destacar que algunos granitos álcali-feldespáticos han sido considerados como granitos tipo A (e.g., Kwon et al. 1995, Bonin 2007). Como fue referido anteriormente, la composición química del stock El Pilón revela que ésta es muy similar a aquella observada en granitos tipo A, aunque no es típica de ellos. Recientemente, Dahlquist et al. (2010) han concluido que los granitos tipo A son, esencialmente, el resultado de mezclas en proporciones variables entre la astenósfera y la corteza, y diferentes relaciones de mezclas conducen a diferentes subtipos de granitos tipo A. De esta manera, las características geoquímicas sugieren que el stock El Pilón podría ser considerado un subtipo de granito tipo A, formado en un ambiente extensional, con una fuente exclusivamente cortical.
Específicamente, este stock granítico, posee las características químicas típicas de magmas derivados de metapelitas compuestas mayoritariamente por cuarzo, muscovita, plagioclasa, biotita y algunos minerales máficos ( + silicatos de Al). Los fundidos son peraluminosos, potásicos, ricos en silicio, con poco Ca, Fe, Mg y Ti, y una elevada relación Fe/(Fe+Mg) (London 2008). Los diagramas multielementales y los patrones de tierras raras normalizados a manto primitivo y condritos, respectivamente (Fig. 4a, b), muestran diferentes rasgos distintivos:
(1) Los elementos LIL son considerablemente más elevados con relación al manto primitivo, sugiriendo una fuente cortical. Por otro lado, el elevado contenido de elementos LIL y, en particular el fuerte enriquecimiento en Cs, es un rasgo distintivo de rocas graníticas peraluminosas con turmalina derivadas de la fusión de metapelitas (London y Manning 1995, Icenhower y London 1996).
El patrón de tierras raras es groseramente plano, con convexidades periódicas poco evidentes (fenómeno conocido como efecto tetrad, Bau 1996, Irber 1999, Monecke et al. 2002) y ligeramente enriquecido en tierras raras livianas. Además, se observa una marcada anomalía negativa de Eu que indica fraccionamiento de feldespatos o feldespato residual en la región fuente, los cuales jugaron un rol importante en la petrogénesis del magma. Si bien el granito presenta un aparente efecto tetrad (poco marcado), las relaciones de Y/Ho y Zr/Hf (27-30) se mantienen dentro del intervalo propio de los sistemas donde el comportamiento de estos elementos está controlado por la carga de los iones y su radio (Bau 1996). Esto a su vez sugiere que la participación de una fase fluida durante la cristalización del fundido fue de importancia secundaria.
(2) Las notables anomalías negativas de Ba, Sr y Ti en los diagramas multielementales, también apoyan el rol relevante de los feldespatos y óxidos de Ti y/o biotita durante el proceso de diferenciación o fusión parcial. Concretamente, sugieren residuo en la fuente (o fraccionamiento) de feldespatos y óxidos de Ti y/o biotita. La derivación de los magmas graníticos con turmalina en base a datos experimentales, ha sido postulada por Icenhower y London (1996) como el resultado de la fusión de esquistos enriquecidos en muscovita que producen pequeñas fracciones de fundidos con enriquecimiento de Rb y Cs, y neoformación de feldespatos ricos en ortosa que retienen el Ba y el Sr en la fuente (lo cual es aplicable al Eu también). Estudios geoquímicos e isotópicos sobre rocas graníticas con turmalinas y el basamento metamórfico circundante (Nabelek y Barlett 1998, Wilke et al. 2002), son consistentes con los datos experimentales indicando una fuente metasedimentaria para el origen de magmas graníticos cuya composición resultante soporta la cristalización de turmalina (véase siguiente punto 3).
En nuestro país, los granitos con turmalina han sido reconocidos en varias localidades del NO, y los estudios de isótopos de B indican que este elemento ha sido reciclado del protolito metasedimentario (Kasemann et al. 2000). Sin embargo, una conclusión relevante de Wilke et al. (2002) es que la generación de un magma padre con una composición adecuada para la cristalización de turmalina no está necesariamente relacionada a una fuente enriquecida en B. Como se discute en el punto 3, la cristalización de turmalina es condicionada por la competencia de Fe y Mg durante la cristalización de este mineral y biotita.
(3) La composición geoquímica global (incluyendo elementos mayoritarios y trazas) (Cuadro 6 y Fig. 4a, b) del stock El Pilón, es muy parecida a la composición de granitos turmaliníferos bien estudiados tales como los que aparecen en el Himalaya (Le Fort et al. 1987, Scaillet et al. 1990, Crawford y Windley 1990), el cinturón hercínico europeo (Macizo Central y Britania en Francia, NW español y Portugal, Pichavant y Manning 1984) y en Estados Unidos (Harney Peak, Nabelek et al. 1992, Nabelek y Barlett 1998, Wilke et al. 2002), sugiriendo que la química global del magma es típica de aquellas rocas graníticas a partir de las cuales cristaliza turmalina. En particular, Wilke et al. (2002) indican que la ausencia de minerales que compitan por el Fe y Mg con la turmalina permiten que la misma cristalice a partir de magmas con valores relativamente bajos de B (< 1%). En el stock El Pilón la biotita es el único mineral ferromagnesiano capaz de competir con la turmalina por el fraccionamiento de Fe y Mg. La escasa proporción de biotita en este stock (Cuadro 1) indica que la formación de turmalina no fue afectada por la cristalización de biotita. Por otro lado, la baja cantidad de TiO2 observada en rocas graníticas con turmalina (por ej. 0,02 a 0,07 %, Nabelek y Barlett 1998, Cuadro 1) ha sido notado por Wilke et al. (2002), quienes señalan que el contenido de Ti es relevante para la estabilización de la biotita, y en las rocas graníticas con turmalina la composición global del magma favorece ampliamente la cristalización de turmalina por sobre biotita. El bajo contenido TiO2 en el stock El Pilón (0,09 a 0,14 %, Cuadro 6) sugiere fuertemente que la composición de este magma favoreció definitivamente la cristalización de turmalina sobre biotita. La mineralogía observada es consistentes con este análisis, donde la facies central (TiO2 = 0,08-0,09 %) se caracteriza por la presencia ampliamente dominante de turmalina, con biotita subordinada; y la facies de borde (TiO2 = 0,10-0,14 %) por el incremento de biotita y disminución de turmalina (Cuadro 1 y 6).
(4) A nivel regional, el stock El Pilón tiene una composición similar a la facies Anjullón del plutón La Costa (Fig. 4a, b), un granito peraluminoso (ISA entre 1,19 y 1,42) de tipo S que aflora en el sector oriental de la sierra de Velasco (Alasino et al. 2010), y que también contiene turmalina como un accesorio característico.
De esta manera, el stock El pilón puede ser considerado como un granito tipo S, con algunos rasgos geoquímicos de granitos tipo A (Fig. 5a y b). En este sentido, los granitos turmaliníferos típicos citados en la literatura (por ej., Harney Peak Granite, Nabelek y Barlett 1998, granitos del Himalya, Le Fort 1987) han sido considerados como el resultado de una fusión de metasedimentos en un ambiente de descompresión cortical o, en otras palabras, en un escenario tectónico con un régimen extensional dominante, aquel normalmente consensuado para la generación de granitos tipo A (Dahlquist et al. 2010 y referencias allí citadas). La afinidad composicional con granitos tipo A del stock álcali-feldespático El Pilón, lo vincularía, tentativamente, con el magmatismo tipo A desarrollado en Sierras Pampeanas durante el Carbonífero inferior (Dahlquist et al. 2010).

Química mineral: turmalina y muscovita

La química mineral de las turmalinas sugiere que su origen es magmático. En este sentido, carecen de zonación composicional marcada y poseen valores relativamente elevados de Fe2+/(Fe2++Mg) típicos de turmalinas cristalizadas en granitos biotíticos (~ 0,6-0,7) como aquellas reportadas por London y Manning (1995) y Alasino (2007). La presencia de muscovita en rocas graníticas siempre debe ser considerada con mucho cuidado, ya que la presencia de muscovita primaria contribuye significativamente a identificar un magma peraluminoso (Speer 1984). Como fue referido anteriormente, observaciones petrográficas considerando los criterios de Miller et al. (1981), sugieren la presencia de muscovitas primarias y secundarias. La mayoría de las muscovitas primarias (Cuadro 3) se encuentran considerablemente enriquecidas en FeO, TiO2, Al2O3 y NaO2, y empobrecidas en MgO (< 1 %) y SiO2 (< 45,5 %), en relación a las secundarias (datos de Miller et al. 1981, Clarke et al. 2005, Dahlquist et al. 2007). Las muscovitas consideradas primarias en el stock turmalinífero El Pilón tienen bajos contenidos de MgO, y sus relaciones Fe2+/(Fe2+ +Mg) son similares a aquellas reportadas para muscovitas magmáticas (Dahlquist et al. 2007), sugiriendo un origen primario. Asimismo, en el diagrama de Miller et al. (1981) quedan proyectadas en el campo de las muscovitas primarias (Fig. 6).


Figura 6: Composiciones de muscovitas proyectadas en el diagrama triangular Mg-Ti-Na (Miller et al. 1981). El campo gris es representativo de las muscovitas cristalizadas en el granito con cordierita de sierra de Chepes (Dahlquist et al. 2005b). Los rombos grises son representativos de muscovitas magmáticas en granitos con granate (Kebede et al. 2001). Los triángulos grises son composiciones de muscovitas primarias cristalizadas en diferentes facies del granito Peñón Rosado (Dahlquist et al. 2007). El cuadrado gris es un valor promedio (53 muestras) de muscovitas cristalizadas en granitos con andalucita (Clarke et al. 2005). Los círculos negros representan composiciones de las muscovitas del stock El Pilón.

Posibles reacciones de generación de fundido

La abundancia relativa de elementos trazas sugiere que la fusión se produjo en facies de anfibolitas alta dentro del campo de estabilidad de la muscovita, con producción de feldespato potásico y en presencia de plagioclasa (progresivamente más cálcica) que permanece como restita. El Cs (concentrado en la muscovita) es incompatible en todos los minerales restíticos, por lo que se concentra en el fundido (Hart y Reid 1991). La descomposición de muscovita también libera grandes cantidades de Rb, aunque parte es retenido en el feldespato potásico peritéctico. El Na de la plagioclasa es transferido al fundido, por lo que se vuelve progresivamente más cálcica y retiene el Sr y Eu.
Algunas de las reacciones posibles (Kerrick 1972) son:

  1. muscovita + albita + cuarzo + H2O = silicato de Al + fundido
  2. muscovita + albita + cuarzo = feldespato potásico + silicato de Al + fundido
  3. muscovita + cuarzo = feldespato potásico + silicato de Al + fundido

En ausencia de información sobre la trayectoria P-T seguida por el protolito, no se puede indicar cuáles reacciones se produjeron, o su secuencia (ver Kawakami 2001). Asimismo, las reacciones están fuertemente influenciadas por la actividad del H2O con desplazamiento hacia mayores temperaturas a medida que la α(H2O) disminuye.
En los metasedimentos de bajo grado, el B (cuya concentración suele oscilar entre 100 y 1000 ppm) se concentra especialmente en illita, glauconita, clorita y muscovita (Henry y Dutrow 1996). Nabelek y Barlett (1998), y Wilke et al. (2002) han demostrado, utilizando modelos matemáticos, que procesos de fusión parcial de metasedimentos, involucrando las reacciones (i) a (iii), producen magmas con composiciones adecuadas para la efectiva cristalización de turmalina y escasa cristalización de biotita, que favorece la precipitación de turmalina (aunque la fuente no esté saturada en B como fue indicado con anterioridad). Así, según esta concepción, la cristalización de turmalina es condicionada por la competencia de Fe y Mg durante la cristalización de este mineral y biotita.
Por otro lado, ha sido demostrado que la cristalización de turmalina ocurre normalmente en fundidos diferenciados tardíos que permiten la saturación del magma en B (p. ej., Pichavant y Manning 1984, London 1999, Nabelek y Barlett 1998). En estos casos, el B se sigue acumulando y es transferido a las soluciones hidrotermales, las cuales pueden causar turmalinización en las rocas encajonantes (London y Manning 1995, Wolf y London 1997).
En este sentido, debe destacarse que en Sierra Brava se han encontrado áreas de esquistos con abundante turmalina, la cual aparece en planos de foliación formando grupos radiados. Esto indica la infiltración de fluidos portadores de B, si bien resta por confirmar la relación directa entre estos fluidos y el stock El Pilón.
De esta manera, nuestros datos de geoquímica de roca total sugieren que la turmalina cristalizó a partir de un magma que pudo haber sido generado a partir de la fusión de metasedimentos, aunque las evidencias de campo referidas en el párrafo anterior sugieren que un enriquecimiento en B pudo haber ocurrido durante un proceso de diferenciación del magma padre peraluminoso original. Es probable que un excedente de B haya pasado a soluciones hidrotermales y, a partir de ellas, haya precipitado la turmalina observada en las rocas metamórficas circundantes al stock El Pilón.

CONCLUSIONES

  • El granito El Pilón intruye al basamento metamórfico de Sierra Brava, el cual está formado principalmente por esquistos micáceos y migmatitas estromatíticas y diatexíticas. Este complejo ígneo-metamórfico está cubierto a su vez por sucesiones sedimentarias Pérmicas depositadas en no concordancia.
  • El referido stock es un granito álcali-feldespático, peraluminoso, con algunos rasgos químicos propios de granitos tipo A, cuya asociación mineral principal está formada por Mc - Pl (An < 1 % molar) - Qtz con Bt - Ms - Tur - Opq + Zrn como fases accesorias primarias, y muscovita secundaria derivada de la alteración de esta paragénesis. La turmalina es la fase mineral accesoria distintiva en este stock granítico. Los estudios petrográficos y los datos de química mineral indican que la turmalina y parte de la muscovita cristalizaron a partir de un magma peraluminoso rico en B y empobrecido en Ti, que limitó la cristalización de biotita favoreciendo la cristalización de turmalina.
  • La concentración de los elementos LIL tales como Ba, Sr, Rb y Cs es explicada como resultado de la fusión parcial de metapelitas enriquecidas en muscovita, donde feldespatos ricos en ortosa son generados a partir de la reacción de desaparición de muscovita que culmina con la generación de pequeñas cantidades de fundidos. El Ba, Sr y Eu son retenidos en la fuente, mientras que el Cs y el Rb se incorporan al magma padre peraluminoso. Por otra parte, no se descarta que las rocas graníticas estudiadas representen la facies más diferenciada producida a partir del magma padre peraluminoso referido.

AGRADECIMIENTOS

Estos estudios fueron financiados mediante subsidios de SECyT - UNC 2008-2009 y PICT FONCyT BID 1728 Nº 1009 y SECyT-UNLar, Exp. Nº 7759/2008. Las determinaciones de química mineral fueron realizadas por el Dr. Juan A. Dahlquist durante una estancia anual (2009-2010) en la Washington State University (WSU) la cual fue financiada con una Beca Externa otorgada por el CONICET. Las tareas de gabinete y laboratorio fueron realizadas en CICTERRA-CONICET-UNC y CRILAR-CONICET. Se agradece al Dr. Raúl E. Carbonio (INFICQ-UNC) por permitir el acceso al difractómetro y al Técnico Scotty Cornelius su asistencia en el uso de la microsonda de electrones de la WSU. Se agradece a la Dra. Mónica López de Luchi los comentarios críticos realizados al manuscrito, los cuales mejoraron su calidad.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

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Recibido: 26 de noviembre, 2009
Aceptado:
10 de agosto, 2010