ARTÍCULOS

Estructuras magmáticas en granitos

Lucio P. Pinotti¹, Fernando J. D 'Eramo¹, Manuel DeMartis¹, Jorge E. Coniglio² y José M. Tubía Martínez³

¹ CONICET - Departamento de Geología, Universidad Nacional de Río Cuarto,   Río Cuarto. Emails: lpinotti@exa.unrc.edu.ar, fjderamo@exa.unrc.edu.ar, mdemartis@exa.unrc.edu.ar
² Departamento de Geología, Universidad Nacional de Río Cuarto, Río Cuarto. Email:  jconiglio@exa.unrc.edu.ar
³ Departamento de Geodinámica de  la Universidad del País Vasco, Bilbao, España. Email: jm.tubia@ehu.es

RESUMEN

En relación con los aspectos estructurales de cuerpos graníticos, aún existe un arduo debate, tanto de los mecanismos que actuaron en la formación de estructuras preservadas en los mismos, como así también en qué momento se formaron. Muchos trabajos sugieren que los cuerpos graníticos difícilmente conserven estructuras generadas en los diferentes estadios magmáticos, es decir el conjunto de estructuras formadas desde un flujo en suspensión en un estadio magmático temprano, hasta en un flujo de grano soportado en la etapa final de cristalización. En este trabajo se muestran ejemplos de diversas estructuras magmáticas observadas en plutones granitoides de las Sierras Pampeanas, analizando desde pequeños plutones hasta cuerpos de dimensiones batolíticas. Se analizan: a) variaciones litológicas a gran escala que corresponden a unidades magmáticas principales donde los procesos de mezcla registrados dentro del plutón reflejan la dinámica de la cámara magmática; b) estructuras magmáticas métricas a decamétricas representadas por bandeados isomodales o modalmente gradados; c) también se incluyen aquellas estructuras submagmáticas sobreimpuestas que  indican  la  interferencia de plutones o el crecimiento de una unidad respecto de otra acompañando la deformación regional; d) encapados magmáticos compuestos y schlieren asociados con enclaves microgranulares máficos. Las mencionadas características estructurales se atribuyen a procesos de: a) diferenciación de pulsos de magma; b) cambios hidrodinámicos locales del flujo, relacionados a variaciones de la densidad y viscosidad del magma en su etapa de mush; c) cambios mecánicos y químicos del magma durante el ascenso y emplazamiento; entre otros. Establecer el tiempo y los mecanismos de formación de las estructuras preservadas en los cuerpos granitoides es fundamental para proponer modelos de emplazamiento de los mismos, como así también la dinámica de la corteza que los hospeda. 

Palabras clave: Estructura; Granito; Reología del magma; Sierras Pampeanas.

ABSTRACT: Magmatic structures in granites. Structural aspects of  granites related to mechanisms for structures development and their timing of  formation are still a subject of  lively debate. Many authors suggest that structures generated during magmatic stages  (i.e. from early magmatic  flow with mineral grains  suspended  in melt  to  late magmatic grain-supported  flow)  are only hardly  preserved  in  granitic  bodies.  In  this  contribution,  several  magmatic  structures  in  granitoid  plutons  from  Sierras Pampeanas are showed, where small plutons and batholithic-sized bodies are both analysed. We discuss: a) map-scale lithological variations, such as principal magmatic units, where magma dynamics are evidenced by mixing processes within magmatic chamber; b) metre to decametre-scale magmatic layering that may be isomodal or modally-graded; c) overprinting submagmatic structures indicating interplay between plutons or pluton internal units according to regional deformation; d) composite magmatic layering and schlieren commonly associated to mafic microgranular enclaves, locally within synmagmatic shear zones. These structural features can be ascribed to three main processes: a) assembly of  differentiated magmatic pulses; b) local hydrodynamic sorting related to density currents in a mush; c) mechanical disruption and chemical hybridization of  mafic magmas during ascent and emplacement; among others. The identification of  preserved structures in granitoids, their timing and mechanisms of  formation, as well as the structural dynamic of  the surrounding crust, play a prominent role in proposing emplacement models for granitic plutons.

Keywords: Structure; Granite; Rheology of  magma; Sierras Pampeanas.

INTRODUCCIÓN

Los trabajos que abordan aspectos estructurales de granitoides como base para elaborar modelos de emplazamiento de  los mismos,  intentan  reconstruir  un  patrón estructural que involucra a un plutón, o a más de uno en el caso de un batolito, plasmado a escala del mapa. Sin embargo, estas reconstrucciones megascópicas se realizan en base a  la recopilación de datos estructurales puntuales que surgen de las observaciones a nivel mesoscópico, es decir de los afloramientos, en combinación con  estudios de ASM  (anisotropía de  la susceptibilidad magnética)  y microestructurales. de  esta manera se obtienen los datos de foliaciones, lineaciones y microestructuras en toda la superficie aflorante del cuerpo ígneo y, en el mejor de los casos, el significado o la génesis de estas estructuras; es  justamente esto último el objetivo de este trabajo. Es muy significativo establecer si  las estructuras planares y lineales se deben a (1) procesos relacionados a una dinámica propia de la cámara  magmática,  conformando  las  típicas estructuras  magmáticas,  producto  de  la alineación hidrodinámica de cristales suspendidos en un fundido; (2) a una deformación progresiva desde el estadío magmático al sólido de alta y baja temperatura, debido a  la actividad de  la estructura que  generó  el  espacio  para  su  emplazamiento; (3) a procesos que ocurren en un estadio de mush magmático, que pueden ser locales y que posiblemente en muchas ocasiones borren  las estructuras generadas en los estadíos anteriores; o (4) a una deformación  totalmente  posterior  a  la cristalización  relacionada  a  la  dinámica regional. Se considera "mush magmático" a  la trama de cristales en alto porcentaje (más del 50%) y en cuyos espacios intersticiales  se  aloja  el  fundido  residual.  El concepto de mush magmático se considera actualmente como una etapa en la cual se  forman  las  estructuras  que  normalmente  se preservan y pueden  ser observadas  en  los  afloramientos  de  granitoides,  principalmente  en  grandes  cuerpos que tuvieron una historia larga de cristalización.  Esto  ha  llevado  a  cambiar  el concepto clásico de estructuras magmáticas  que  consideraba  aquellas  que  representaban planos y  líneas de un flujo dominado por  líquido y que sólo tenía que ver con una dinámica intrínseca de la cámara magmática. Actualmente el concepto  de  estructuras  magmáticas  incluye  a toda foliación, lineación y microestructura formadas por alineaciones de cristales en presencia de un fundido, aún en bajos porcentajes,  y  sin  considerar  además  la causa que las generan (Paterson et al. 1989, 1998, Vernon 2000). Es por esto que actualmente existe un arduo debate a nivel mundial, donde el punto más crítico radica  en  establecer  si  realmente  se obtiene información  sobre  el  emplazamiento de un plutón a partir del patrón estructural que pueda construirse. Muchas estructuras magmáticas, encuadradas en esta nueva definición,  se pueden  formar cuando el plutón  ya  estaba  emplazado,  antes de su cristalización total.
En  este  trabajo  se  ilustran  distintas  estructuras observadas en algunos plutones de las Sierras Pampeanas (Fig. 1) y se discute acerca de su origen y del significado de las interpretaciones.

Figura 1: Mapa de ubicación de los plutones analizados en este trabajo, aflorantes en diferentes sectores de las Sierras Pampeanas.

REOLOGÍA DEL MAGMA GRANÍTICO

El comportamiento reológico de los magmas  es bastante  complejo  y depende de numerosos parámetros que incluyen además  de  la  temperatura:  (1)  el  contenido de  SiO₂,  (2)  la  cantidad  de  volátiles  disueltos,  así  como  la  proporción  relativa entre el H₂O y CO₂, (3) la fugacidad oxigeno y (4) el porcentaje de fundido (o, alternativamente,  el  porcentaje  de  cristales). Esta lista no es exhaustiva, y otros parámetros como  la velocidad de deformación  son  tan  importantes  como  los mencionados  para  determinar  el  comportamiento mecánico de los magmas.
Durante  la  cristalización,  la  reología  del magma cambia drásticamente. Si  la fracción de cristal es baja ~ <0,3 (primer umbral reológico), el comportamiento es similar  al  de  un  fluido  newtoniano  (relación lineal entre la tasa de deformación y el esfuerzo aplicado). En una fracción de cristales >0,3 y <0,7 (segundo umbral reológico),  el magma  tiene  un  comportamiento  visco-plástico  y  puede  soportar tensiones.  Por  encima  del  segundo  umbral  reológico, el magma se puede comportar  como  un  cuerpo  rígido  y  por  lo tanto es capaz de fracturarse (Scaillet et al. 1997). Es importante tener presente que la velocidad de deformación juega un papel  clave  en  la  reología  de  los magmas. Por  ejemplo,  en  la  tasa  de  deformación lenta, el magma con una gran fracción de cristal  (por encima de 0,85) puede comportarse  incluso como un  fluido newtoniano. Sin embargo, a mayor velocidad de deformación con el mismo porcentaje de cristales  el magma  se  comportará  como un  cuerpo  rígido.  Con  bajas  concentraciones  de  cristales  la  viscosidad  efectiva del magma es apenas mayor que la viscosidad del mismo sin cristales, pero cuando  la  concentración  de  cristales  alcanza un porcentaje en volumen de 55 a 65 % la viscosidad efectiva se incrementa hasta hacerse infinita y el magma se comporta como  un  cuerpo  rígido  (Arzi  1978,  van der  Molen  y  Paterson  1979,  Wickham 1987,  Vigneresse  et  al. 1996,  Llambías 2008). Es decir, la resistencia de las rocas parcialmente fundidas disminuye progresivamente  con  la  cantidad  de  fundido  y cae abruptamente cuando alcanza la fracción  crítica  de  fundido  (fracción  crítica de  Arzi).  Sin  embargo,  una  revisión  y reinterpretación de datos experimentales previos referidos a la reología de las rocas corticales  efectuada  por  Rosemberg  y Handy (2005), reveló que el decaimiento de la resistencia de las rocas a medida que aumenta el porcentaje de  fundido no es lineal, determinando que existe una caída brusca entre el 0 y el 7 % de fusión, entre  el  7 %  y  el  40 %  la  caída  es  leve,  y cuando  se  alcanza  la  fracción  crítica  de Arzi, desciende nuevamente la resistencia de manera brusca. El valor absoluto del decaimiento de la resistencia de las rocas entre el 0 y 7 %  se debe a  la  interconexión de las fracciones fundidas a medida que  aumenta  la  fusión,  llegando  al  7% donde los fundidos que rodean los cristales están totalmente conectados. Esta situación  es  denominada  melt  connectivity transition y en este  intervalo se da el mayor decaimiento  absoluto de  la  resistencia. Mientras que el descenso de resistencia que ocurre en porcentajes próximos a la fracción crítica de Arzi (rheological critical melt percentage) se debe a la rotura de la trama sólida de cristales que pasa a una  situación de  cristales  en  suspensión en un el seno de un fundido. Si bien hay cuatro órdenes de magnitud en el decaimiento de la resistencia, el valor absoluto de  dicho  decaimiento  es  considerablemente menor al que ocurre en el melt connectivity transition. Por lo tanto Rosemberg y  Handy  (2005)  sugieren  reemplazar  la denominación rheological critical melt percentage por la transición sólido a líquido (solid to liquid transition), dado que consideran que, si bien aquí existe un cambio de estado importante que produce un abrupto aumento en la viscosidad, el cambio mecánico más crítico ocurre en el melt connectivity transition. Esto apoyaría la idea que  los  plutones  en  cristalización  son susceptibles a ser fácilmente deformados hasta prácticamente  los  instantes  finales de  la cristalización. Siendo más precisos, diríamos que el mush magmático con una proporción de  fundido  entre  el 7%  y  el 40%  no  necesariamente  requiere  de  la aplicación de un  gran  esfuerzo para deformarse.

ESTRUCTURAS MAGMÁTICAS

Orientación  de  cristales  y  enclaves microgranulares máficos
En cuerpos plutónicos, excelentes ejemplos  de  estructuras magmáticas clásicas, es decir formadas antes de alcanzar el rheological critical melt percentage o la transición sólido a  líquido, se pueden reconocer en las facies porfíricas de los plutones y batolitos devónicos (Sierras de Córdoba y San Luis), como así también en representantes del magmatismo de arco Famatiniano como  el  aflorante  en  la  sierra  de  Valle Fértil (San Juan). La estructuración se reconoce  donde  los  fenocristales  poseen una orientación preferente  (Fig.  2a). En algunos  plutones  la  deformación  intracristalina apenas afecta a la facies porfírica lo cual permite confirmar que la orientación  producida  por  flujo  magmático mantiene su posición original (Paterson et al. 1989). En estos plutones son comunes los  enclaves  microgranulares  máficos  y schlierens biotíticos, con la misma orientación que la de los fenocristales de feldespato potásico (Fig. 2b). Al analizar las características microestructurales  que  avalan el carácter magmático de las estructuras  podemos mencionar:  a)  la  presencia generalizada  de  cristales  de  microclino, plagioclasa y biotita rodeados por granos de cuarzo equidimensionales carentes de deformación interna b) fenómenos de sineusis  (Vernon 1986). Como mencionamos en el apartado anterior, el magma en este rango de más del 3% de cristales en suspensión  posee  un  comportamiento visco-plástico (para tasas de deformación muy altas) y puede soportar tensiones. Si existe  un  campo  de  esfuerzo  externo afectando al magma en esta situación se formaría la imbricación (tiling)  de cristales  idiomorfos  de  microclino  (Blumenfeld 1983).

Figura 2: Estructuras magmáticas en granitos. a) Fábrica magmática en un plutón de la sierra de Valle Fértil (San Juan). La orientación preferente de los fenocristales es producida por el flujo magmático; b) fábrica magmática definida por la misma orientación de pequeños enclaves y fenocristales de feldespato potásico; c) canales magmáticos en el sector de Valle Fértil; se pueden observar grandes acumulaciones de enclaves microgranulares máficos en posición subvertical.

Relaciones de contacto entre productos  de  diferentes  líquidos  coexistentes, pasillos de enclaves y fenómenos de intrusión-retrointrusión
Las características de los contactos entre litologías de composiciones diferentes que conforman un cuerpo  intrusito, proporcionan  valiosas  evidencias  acerca  de  las condiciones  de  los  magmas  durante  su interacción. de  esta  forma,  los  tipos de contacto  tienen  directa  relación  con  la viscosidad  relativa  entre  ambos magmas y, por lo tanto, dependerán a su vez de las diferencias de composición, temperatura, proporción de volátiles y grado de cristalinidad  (Williams  y  Tobish  1994;  Baker 1998,  Scaillet  et  al. 1995;  Paterson  et  al. 2004).  Las  estructuras magmáticas  relacionadas con la interacción mecánica entre magmas máficos y graníticos son comunes  en muchos  batolitos  del mundo. Algunas relaciones de este tipo han sido estudiadas en el complejo  ígneo calcoalcalino de Valle Fértil  (Castro  et al. 2008, Pinotti et al. 2008). uno de los rasgos más relevantes de este complejo es la presencia  de  estructuras  subverticales  a modo de  canales  caracterizados  por  una  extraordinaria acumulación de enclaves microgranulares  máficos  (Fig.  2c).  Excelentes afloramientos con paredes verticales de hasta 200 m de altura han permitido reconstruir la geometría de estos cuerpos. un estudio estructural detallado apoyado en el análisis de la anisotropía de la susceptibilidad magnética (ASM) (Pinotti et al. com. pers.) en un perfil que atraviesa dos pasillos de enclaves reveló que éstos se  caracterizan  por  concentrar  la mayor parte de las fábricas lineares, aunque también  ocurren  en  la  roca  de  caja  que  los circunda. Las estaciones con los mayores valores  de K  (susceptibilidad magnética total) se sitúan casi en su totalidad en torno  a  los  enclaves  y  zonas  aledañas. Los valores de anisotropía no brindan ninguna información válida ya que la alta concentración de magnetita, crea  interacciones de distinto signo entre los diferentes granos. Las foliaciones y lineaciones magnéticas sufren una leve perturbación en el sector de los pasillos de enclaves, alejándose de  la orientación general. Esta observación  junto con  la concentración de las fábricas lineares en la misma zona parece  indicar  que  en  estas  estructuras  se concentra  una  mayor  deformación  por flujo magmático que en  las zonas externas, observándose  además una verticalización de la foliación.
Otras  relaciones  interesantes  afloran  en el  plutón  trondhjemítico  de  La  Fronda. En una de ellas se observa un claro ejemplo de intrusión-retrointrusión (Bergantz 2000),  situación  que  típicamente  ocurre cuando un  líquido  intruye a otro  líquido que posee una temperatura de solidus menor (Fig. 3a). Es decir el dique máfico intruyó en primera instancia a la trondhjemita principal de mayor viscosidad en ese momento cuando ambas estaban en estado líquido, es decir por debajo de la transición sólido a líquido. Como la temperatura del solidus del dique es mayor, durante el enfriamiento del sistema el mismo es el primero en superar el la transición sólido líquido invirtiéndose la relación deviscosidades. En esta nueva situación el dique empieza a ser intruído por el líquido trondhjemítico (retrointrusión). En la figura 3a se observa una segmentación del  dique máfico,  como  así  también  los contactos marcadamente lobulados entre ambas  rocas que  indican que estuvieron coexistiendo  como  dos  líquidos.  En  el ejemplo de la figura 3b se observa un dique  granítico que  intruyó  a  la  trondhjemita  cuando  ésta  aún  poseía  un  importante porcentaje  de  líquido,  tal  como  lo evidencian los contactos fuertemente lobulados  entre  ambos.  Normalmente  la convexidad del lóbulo apunta hacia el líquido más viscoso. Aquí como el  solidus del granito es menor que el de la trondhjemita no ocurrió la retrointrusión.

Figura 3: Interacción entre distintos líquidos. a) Ejemplo de intrusión-retrointrusión entre un dique máfico y el plutón trondhjemítico La Fronda (Córdoba). Nótense los contactos lobulados entre ambas litologías. La flecha negra indica la intrusión del líquido máfico en el líquido trondhjemítico, mientras que la flecha blanca indica la retrointrusión del líquido trondhjemítico en forma de pequeños diques dentro del líquido máfico; b) en esta figura se puede observar un claro ejemplo de intrusión entre un dique granítico y la trondhjemita La Fronda; c) bandeados magmáticos isomodales que presentan continuidad por decenas de metros; d) ejemplo de bandeado con gradación mineral en la trondhjemita La Fronda, donde el espesor de las bandas es variable; e) bandeado isomodal conformando bandas irregulares; f) en esta figura se pueden observar la interacción entre bandeados de distinta orientación.

Bandeados magmáticos
Los plutones  trondhjemíticos de  las Sierras  de Córdoba,  a pesar  que presentan una composición en general homogénea, son buenos exponentes de notorios bandeados definidos principalmente por variaciones  rítmicas  en  la  proporción  de biotita. Dos tipos de bandeados frecuentes son: los isomodales y los que presentan  gradación mineral. En  los  primeros hay una alternancia de bandas cuarzo-feldespáticas  ricas  y pobres  en biotitas,  teniendo  la  banda  más  ferromagnesiana una distribución homogénea de la biotita (Fig. 3c). El segundo caso, correspondiente  al  bandeado  con  gradación  mineral, consiste de una zona rica en biotita, con un contacto basal neto, que gradualmente  pasa a la zona  pobre  en  biotita  (Fig. 3d). Ambos  tipos  presentan  variaciones en  el  espesor  de  la  banda,  desde  pocos centímetros a más de un metro. En muchas  ocasiones  definen  patrones  regulares, paralelos y anastomosados, y se han observado  también  entrecruzamientos. En algunos ejemplos el bandeado isomodal presenta un patrón más irregular con alternancias de bandas que en parte se estrechan  y  en  otras  se  ensanchan  y  con una  distribución muy  heterogénea  de  la biotita (Fig. 3e). Cuando la calidad de los afloramientos  lo  ha  permitido,  se  pudo observar una continuidad de estas estructuras en varias decenas de metros. Estos bandeados  composicionales  a  veces  son acompañados por variaciones  texturales, donde  las  bandas  pobres  en  biotitas  en general  desarrollan  granos más  gruesos. Normalmente aparecen cortadas por diques sinmagmáticos como puede observarse en la figura 3d. En ocasiones, también se ha observado que los bandeados son  cortados  por  otros  bandeados  restringidos a estructuras de poca potencia y de bordes  irregulares (Fig. 3f). Estructuras similares han sido descriptas como rellenos de grietas magmáticas a  través de las cuales se canalizaron líquidos residuales. Estas  grietas  comienzan  a  formarse cuando se está en la transición sólido a líquido.

Pliegues magmáticos
El plutón La Fronda es el plutón trondhjemítico  de  las  sierras  de  Córdoba  que presenta los ejemplos más conspicuos de pliegues magmáticos.  Los mismos  afectan  a  un  bandeado  composicional,  formándose una amplia variedad de pliegues en  escalas diferentes. En  general predominan formas complejas y disarmónicas, desde  abiertos  a  cerrados,  sin  engrosamiento en las charnelas. En ocasiones se forman figuras de interferencias. Comúnmente  se desarrollan morfologías  en  lóbulos  (Fig. 4a) y  formas asimétricas que afectan a sólo un conjunto de bandas contiguas a otras  sin deformación  (Fig. 4b). dado estos plegamientos, a escala del plutón se manifiesta un patrón muy disperso de las foliaciones y lineaciones, obtenidos tanto en las mediciones de campo como de la anisotropía de la susceptibilidad magnética. En algunos sectores caracterizados por un intenso plegamiento aparece  una  foliación  de  plano  axial  definida principalmente por  la orientación de  las micas,  oblicua  a  perpendicular  con  respecto  al  bandeado  composicional  (Fig. 4c, d). Aquí la lineación mineral coincide con la orientación de los ejes de los pliegues.

Figura 4: Pliegues magmáticos. a) Pliegues lobulados de formas asimétricas; b) pliegues que afectan a un bandeado gradual; c) y d) plegamientos magmáticos donde se desarrolla una foliación de plano axial definida por biotitas, marcada con líneas de trazos negra, con líneas de trazos blancos se marcan las trayectorias del plegamiento; e) dique desplazado por una cizalla sinmagmática en el plutón La Fronda; f) schlieren flexurado y disgregado por zonas de cizallas sinmagmáticas.

Las observaciones microestructurales en este plutón  revelan  en  general  una  incipiente  a baja deformación,  representada por mirmequitas, maclas curvadas y mecánicas en plagioclasas, agregados de cuarzo con microestructuras en damero. Estas estructuras, si bien caracterizan a deformaciones en estado sólido de alta temperatura,  las mismas podrían haber ocurrido  en un  estadio de mush magmático, es decir en una masa de cristales interconectados  unos  con  otros  pero  aún  con magma intersticial, cuando el magma habría superado el segundo umbral reológico. En esta situación los esfuerzos se transmiten a través de los cristales y éstos responden con cierta plasticidad debido a la elevada temperatura.

Cizallas sinmagmáticas
Son  estructuras  comúnmente  descriptas en plutones. En la figura 4e se observa cómo una porción del dique correspondiente al ejemplo de  intrusión-retrointrusión fue  desplazado  por  una  cizalla  sinmagmática. Ésta sólo queda delimitada en el segmento  inyectado por cuarzo, fuera del mismo pierde expresión debido a que al momento de producirse  la  trondhjemita aún no había  cristalizado  totalmente. El líquido residual cicatrizó la estructura. En otros sectores se ha podido observar que la  estructura queda  sutilmente delineada por una concentración  levemente mayor de  biotita  que  el  entorno,  posiblemente dado por la remoción de fundido a lo largo de la misma. En la figura 4f  se observa cómo un schlieren fue flexurado por un juego de cizallas sinmagmáticas. Además el mismo fue disgregado a lo largo de los planos de cizalla. También, en el caso de cizallas producidas una vez que se ha superado  el  segundo  umbral  reológico, pueden  ocurrir  deformaciones  plásticas en los cristales afectados. Todas estas deformaciones no deben ser tomadas a priori  como  estructuras  aisladas.  Es  importante realizar un relevamiento exhaustivo de las mismas a fin de poder reconstruir algún patrón que podría ser clave para establecer cómo estaban direccionados  los esfuerzos principales durante el emplazamiento y/o la cristalización del plutón.

DISCUSIÓN

Como se mencionara en la introducción, las estructuras magmáticas se pueden formar en diferentes momentos en la historia de un cuerpo ígneo, desde su emplazamiento hasta su cristalización total. Comprobar el momento preciso en el cual se formaron las estructuras que se observan no es tarea sencilla, pero es necesario si se quiere abordar distintos aspectos de la formación de un plutón. Es decir, para elaborar un modelo de emplazamiento es necesario tener certeza de que las estructuras sobre las que se basa dicho modelo se formaron precisamente en ese momento, donde se supone un magma con baja a moderada cantidad de cristales por debajo de la transición sólido a líquido. En este momento de la historia de cristalización  del  magma  se  forman  aquellas estructuras consideradas por concepciones consideradas previamente como típicamente magmáticas,  como  podrían  ser las relacionadas con la orientación de fenocristales, enclaves o xenolitos en el seno de un fundido, e inclusive algunos bandeados magmáticos. Sin embargo, se debe considerar que muchas veces  las  estructuras magmáticas  que  se  conservan  son aquellas desarrolladas en un "mush"  rico en  cristales,  formadas posteriormente  al emplazamiento  y  antes  de  la  cristalización total del plutón. Por lo tanto las estructuras magmáticas pueden proporcionar información tanto del crecimiento de un plutón durante su emplazamiento, como así también de un conjunto de procesos que ocurrieron posteriormente mientras éste estaba cristalizando. Sería conveniente, entonces, preguntarse de qué depende la conservación o no de las estructuras  formadas  tempranamente  durante el crecimiento de un plutón. La determinación de los mecanismos de crecimiento de un plutón podría proporcionar por lo menos parte de la respuesta a este interrogante.  El  análisis  de  la  bibliografía existente presenta dos  situaciones extremas:  plutones  que  crecieron  a  partir  de una  sumatoria de numerosos pulsos pequeños y otros que  lo hicieron prácticamente en un único evento o en muy pocos  pero  voluminosos.  En  este  último caso se observa al plutón como una gran cámara magmática  que  tendrá  una  larga vida  desde  su  emplazamiento  hasta  su cristalización total, el cual estará sujeto a un  conjunto  de  procesos  que  formarán estructuras  que  pueden  borrar  inclusive completamente  aquellas  formadas  tempranamente.

Pequeñas intrusiones multipulsos
Los plutones tronhjemíticos de las Sierras de Córdoba constituyen pequeños cuerpos que habrían crecido producto del emplazamiento de sucesivos pulsos (D'Eramo  2003). A  pesar  de  esto  se  observan variaciones estructurales interesantes entre  los  plutones  El  Hongo  y  Calmayo, respecto del plutón La Fronda. Este último presenta una complejidad estructural considerablemente mayor. Además de  la foliación por  alineamiento de  cristales  y un bandeado magmático paralelos  entre sí, que también presentan aquellos, existe un complejo plegamiento. Pero antes de profundizar en esto, se discutirá el origen del bandeado.
Varios mecanismos de formación de plutones fueron planteados por muchos autores para explicar el origen de este tipo de estructuras (Paterson et al. 1989, Barbey  et  al. 2008,  Solgadi  y  Sawyer  2008), pero  en  general  todos  concuerdan  que son estructuras generadas a partir de pulsos de magmas con moderada a baja proporción de cristales. Sin embargo,  se  las ha vinculado tanto a los principales estadios de crecimientos de un plutón, como a situaciones locales generadas tardíamente en mushes muy ricos en cristales relacionadas puntualmente a canales por los que se movilizan fundidos residuales conducidos por gradientes  térmicos  y  composicionales (Vernon y Paterson 2008, Žák et al. 2008 y 2009). Postular entonces si se relacionan o no a la etapa de crecimiento principal del plutón requiere datos complementarios que pueden surgir de las relaciones de campo y de estudios gravimétricos tendientes a determinar la disposición de los canales alimentadores del plutón. Justamente en el plutón El Hongo se pudieron  establecer  estas  relaciones que permitieron  identificar  al  bandeado  como  producto  de  su  crecimiento.  Se  observó una amplia distribución del bandeado en el plutón, coincidente además con los datos direccionales de  la  anisotropía de la susceptibilidad magnética, y lo más importante,  la orientación paralela  entre el bandeado  y  los dos  canales  alimentadores del plutón (D'Eramo et al. 2006a). A partir de esto se interpreta que el plutón  creció  por  una  expansión  lateral  a partir de esos canales alimentadores, mediante sucesivas láminas de magma. Una consecuencia  común  de  estas  repetidas intrusiones es que entre pulsos más viejos y jóvenes hay diferencias en la viscosidad  en  el momento  en  que  entran  en contacto,  además de que  se produce un enfriamiento rápido y en diferentes tiempos entre las láminas (D'Eramo et al. 2006 a). Esto favorece a que no se mezclen entre  ellas y que se conserve el  bandeado magmático resultante. Esta situación fue también observada en el plutón Calmayo, pero en este caso sólo existe un canal alimentador  (D'Eramo et al. 2010). Retomando el  caso del plutón La Fronda,  el plegamiento  del  bandeado  produce  en primer  lugar  una  gran  dispersión  en  la orientación del bandeado y la formación de una  segunda  foliación de plano axial en algunos sitios. Dada la orientación caótica de los pliegues esta foliación presenta también una amplia dispersión. El estudio de anisotropía de la susceptibilidad magnética realizado (D'Eramo et al. 2006 b) demostró que  los datos direccionales, de  acuerdo  al  sitio,  coinciden  o  con  el bandeado o con la foliación de plano axial, resultando  un  patrón  estructural  sumamente  complejo. Además  hay  otro  problema a  resolver, que es el momento en el cual se formaron los pliegues. de acuerdo  a  las  observaciones  de  campo  y microestructurales se infiere que se habrían formado de manera secuencial desde un magma con moderada cantidad de cristales hasta prácticamente un mush con muy bajo porcentaje de fundido. Aquellos pliegues  con  formas  de  lóbulos  o  aquellos que afectan sólo a algunas bandas vecinas de otras sin deformar serían los casos de pliegues  formados  tempranamente,  casi contemporáneos con el bandeado, mientras  que  aquellos  que  involucran  a  un conjunto numeroso de bandas y con desarrollo de una foliación de plano axial representarían  la deformación de un mush rico en cristales, relacionándose a este estadio  la formación de  las microestructuras de deformación en condiciones de alta temperatura  observadas.  Pliegues  magmáticos con foliación de plano axial también fueron descriptas por Paterson et al. (1998  y  2008)  e  interpretadas  de  igual manera. Las causas de su formación aún no están claras, pero en el caso de aquellos  pliegues  formados  tempranamente se podrían explicar por distintos gradientes de velocidad entre las diferentes láminas, situación que comúnmente se observa  en  flujos  lávicos  (González  2008),  o también por cambios del ancho del canal por donde  fluyen, dando  las  formas  lobuladas donde hay aperturas del mismo. En el caso de aquellos formados en la situación donde existe una predominancia de cristales sobre fundido residual podría jugar un rol importante alguna causa externa,  como  por  ejemplo  deformación relacionada con la actividad de la estructura que generó el espacio para el emplazamiento  o  por  deformación  regional, como  fuera  postulado  por  Pignotta  y Benn (1999) en granitos de Apalaches, o por Paterson et al. (2008) en el batolito de Tuolumne, Sierra Nevada, California.

Grandes intrusiones en pocos pulsos
El batolito Cerro Áspero, compuesto por tres plutones denominados de norte a sur plutón  Alpa  Corral,  El  Talita  y  Los Cerros, constituye un claro exponente de intrusiones formadas por pocos pero voluminosos pulsos de magma, características del magmatismo devónico en Sierras de Córdoba  y  San  Luis,  dando  cuerpos circulares emplazados en epizona y considerados  post-orogénicos  tardíos  por truncar completamente las estructuras de las  rocas  hospedantes,  la  forma  circular de  los  plutones,  y  el  aspecto  isótropo aparente de  las distintas unidades que  lo integran  (Pinotti  et al. 2002). Las estructuras de campo están casi exclusivamente representadas por la orientación de fenocristales y enclaves microgranulares máficos,  en  facies  ricas  en  estos  elementos, donde fue imposible prescindir de los estudios de  la ASM para  construir un patrón estructural completo y detallado del plutón. En  el  caso del plutón Alpa Corral, el primero en intruirse, las estructuras  formadas  durante  el  emplazamiento fueron deformadas y reorientadas por un aplastamiento N-S debido a  la  intrusión de otro plutón del mismo batolito, denominado El Talita, de mayor tamaño, cuando el primero todavía no había cristalizado  completamente  (Pinotti  et  al. 2006). Esta  reorientación  de  la  fábrica  generó microestructuras de deformación de alta temperatura en la fracción cristalizada del plutón Alpa Corral en el sector próximo al contacto con el plutón El Talita. Además, en el plutón Alpa Corral los fluidos residuales movilizados por un efecto  filtrado-presión  se  alojaron  en  estructuras tensionales  con  distribución  en  abanico perpendiculares  al  contacto  curvo  entre los plutones (Pinotti et al. 2006). Es decir que estos tipos de plutones, por su larga historia de cristalización son susceptibles a ser fácilmente "reseteados" estructuralmente, inclusive por otros eventos intrusivos del mismo batolito. A esto se pueden  sumar  procesos  de  retrabajos  entre distintas unidades y procesos locales que ocurren en mushes ricos en cristales como los descriptos por Paterson et al. (2008) y Žák  et  al. (2009),  en  el batolito de Tuolumne, Sierra Nevada, California, obliterando  en  gran parte  las  estructuras  formadas tempranamente durante el emplazamiento.

Modelos de emplazamiento
A  pesar  de  los  numerosos  trabajos  que han  presentado  modelos  de  emplazamiento  de  plutones  desde  finales  de  la década  de  los  noventa  a  la  actualidad, otros  tantos  concluyen  que  es  prácticamente imposible que se conserven las estructuras magmáticas  formadas  durante el emplazamiento, y que por  lo tanto no se  podrían  utilizar  esas  evidencias  para elaborar  modelos.  En  este  contexto,  se presenta aquí una síntesis de algunos casos que han sido estudiados en diferentes sectores de Sierras Pampeanas, como un aporte más a esta discusión. de esta manera, se mostraron plutones con diferentes situaciones de preservación de estructuras magmáticas y con distintos grados de complejidad estructural. En principio es  de  esperar  que  los  plutones  que  han crecido de numerosos y sucesivos pulsos preserven las estructuras magmáticas correspondientes a la etapa de crecimiento, como  en  los  casos  de  los  plutones  El Hongo  y Calmayo. Sin  embargo,  el plutón La Fronda, pese a haber crecido mediante  este mismo mecanismo,  presenta una  mayor  complejidad  estructural  que se podría explicar por un menor  tiempo de  ocurrencia  entre  las  sucesivas  inyecciones.
Considerando otros casos del mundo, es posible  elaborar  modelos  de  emplazamiento con éxito en aquellos casos donde  el plutón  registra una  clara deformación en  los diferentes estadios magmáticos hasta su cristalización relacionada con la dinámica de la estructura que generó el espacio para su emplazamiento. Por otro lado, los plutones producto de la cristalización de grandes cámaras magmática tuvieron una larga historia de cristalización y, por  lo  tanto,  las posibilidades de preservación de las estructuras formadas durante el emplazamiento disminuyen notablemente. de todas maneras, esto no significa que las estructuras magmáticas tempranas en estos casos siempre estarán borradas u obliteradas. En el caso del plutón  Alpa  Corral  estas  estructuras  están deformadas por el aplastamiento producido por el plutón El Talita, que produjo simplemente una reorientación de las mismas, lo cual permite realizar una reconstrucción las estructuras restando este efecto y resulta en un patrón estructural original  en  capas  de  cebolla  (Pinotti  et  al. 2006).
En  síntesis,  se  concluye que  en muchos casos es factible elaborar modelos de emplazamiento, considerando que cada plutón es un caso particular que debe ser dilucidado. Sin dudas, esto no es una tarea sencilla,  en  la  cual debe  reconstruirse  el patrón estructural correspondiente a ese momento en la historia del plutón, y aquí la  interpretación de  las estructuras magmáticas descriptas juega un papel crucial. Asimismo, se deben reconocer en el entorno hospedante las estructuras contemporáneas. Estas son las llaves para explicar cómo se generó el espacio, y de qué manera  ocupó  el magma  el  espacio  durante  el  crecimiento  del  plutón.  Considerando  las  complejidades  del  tema,  es preciso decir que la gravimetría constituye  una  técnica  sumamente  valiosa  para dar  sustento  a  los modelos de  emplazamiento  (Vigneresse 1995). La  forma  tridimensional del plutón y la ubicación de sus raíces, como así también la identificación  de  su morfología, permiten  definir aspectos  importantes como  la ubicación de  los  canales  alimentadores  a partir  de los cuales el plutón ascendió. La determinación  de  la  forma precisa  de  los  espacios que ocuparon tanto el plutón como los  canales  alimentadores  proporciona evidencias  contundentes  para  el  análisis de  la  dinámica  regional  contemporánea con la intrusión.

AGRADECIMIENTOS

Los autores desean agradecer a los Dres. Eduardo Llambías y Marcelo Fagiano por las  valiosas  sugerencias  que permitieron mejorar  el manuscrito.  Este  trabajo  fue realizado a partir de dos programas de investigación (18/C 219 2007-2008 y 18/C 360  2009-2010)  finaciados por  la Secretaría de Ciencia y Técnica de la Universidad  Nacional  de  Río  Cuarto  (SeCyT-UNRC); el proyecto PICT-2008- 1477, financiado por la Agencia Nacional de Promoción Científica y Técnica (ANPCyT) y la SeCyT-UNRC; y el proyecto PIP-CONICET-0916  financiado por  el Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET).

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

1. Arzi, A.  1978. Critical  phenomena  in  the  rheology of  partially melted rocks. Tectonophysics 44(1-4): 173-184.         [ Links ]

2. Baker, D.R. 1998. Granitic melt viscosity and dike formation.  Journal  of   Structural  Geology 20(9-10): 1395-1404.         [ Links ]

3. Barbey, P., Gasquet, D., Pin, C.,  y Bourgeix, A. 2008.  Igneous  banding,  schlieren  and mafic enclaves  in  calc-alkaline  granites:  The  budduso pluton  (Sardinia). Lithos 104(1-4): 147-163.         [ Links ]

4. Bergantz, G.W. 2000. On  the dynamics of  magma  mixing  by  reintrusion:  implications  for pluton assembly processes. Journal of  Structural Geology 22(9): 1297-1309.         [ Links ]

5. Blumenfeld,  P.  1983.  Le  tuilage  des  mégascristaux, un critére d'écoulement rotationnel pour les fluidalités des roches magmatiques. Societé Géologique  de  France,  Bulletin  7(Sér.  25): 309-318.         [ Links ]

6. Castro, A., Martino R., Vujovich, G., Otamendi, J., Pinotti, L., D 'Eramo, F., Tibaldi, A., y Viñao, A. 2008. Top-down  structures of  mafic enclaves  within  Valle  Fértil  magmatic  complex. (Early Ordovician, San Juan, Argentina). Geologica Acta  6(3): 217-229.         [ Links ]

7. D'Eramo, F. J. 2003. Petrología y emplazamiento de los plutones El Hongo y Calmayo y su relación con la evolución geológica de la Sierra Chica de Córdoba. Tesis doctoral, Universidad Nacional de Río Cuarto (inédito), 200 p., Río Cuarto.         [ Links ]

8. D'Eramo,  F.,  Pinotti,  L.,  Tubía  Martínez,  J .M., Vegas, N., Aranguren, A., Tejero, R. y Gómez, D.  2006a.  Coalescence  of   lateral  spreading magma  ascending  through  dykes:  a  mechanism to form a granite canopy (El Hongo pluton, Sierras Pampeanas, Argentina). Journal of the Geological Society 163(5): 881-892.         [ Links ]

9. D'Eramo, F., Vegas, N., Pinotti, L., Tubía Martínez,  J.M., D.  y Coniglio,  J.E. 2006b. Pliegues magmáticos en el plutón trondhjemítico de La Fronda,  Sierras Pampeanas  de Córdoba, Argentina. Geogaceta 39: 15-18.         [ Links ]

10. D'Eramo, F., Pinotti, L., Raniolo, A., Gómez, D., Coniglio,  J., Demartis,  M.,  Campanella,  O., Tubía Martínez,  J .M.  y Kostadinoff,  J.  2010. Gravimetría del plutón Calmayo: implicancias en  el  ascenso  y  emplazamiento  de  magmas trondhemíticos. 10º Congreso de Mineralogía y Metalogenia, Actas: 265-270, Río Cuarto.         [ Links ]

11. González, P.D. 2008. Textura de los cuerpos ígneos. En Geología de los Cuerpos Ígneos. Asociación Geológica Argentina, Serie B, Didáctica y Complementaria 29, Instituto Superior de Correlación Geológica,  Serie Correlación Geológica 15: 171-197, Tucumán.         [ Links ]

12. Hutton, D.H.W.  1992. Granite  sheeted  complexes:  evidence  for  the  dyking  ascent  mechanism.  Transactions  of   the  Royal  Society  of Edinburgh Earth Sciences 83: 377-382.         [ Links ]

13. Llambías, E.J . 2008. Geología de los Cuerpos Ígneos. Asociación Geológica Argentina,  Serie B, Didáctica  y Complementaria  29,  Instituto Superior de Correlación Geológica, Serie Correlación Geológica 15, 222 p., Buenos Aires.         [ Links ]

14. Paterson,  S.R.,  Vernon,  R.H.  y  Tobisch,  O.T. 1989. A  review of   criteria  for  the  identification  of  magmatic  and  tectonic  foliations  in granitoids.  Journal  of   Structural  Geology 11(3) 349-363.         [ Links ]

15. Paterson,  S.R.,  Fowler  Jr.,  K.,  Schmidt  K.L., Yoshinobu A.S., Semele Yuan, E. y Miller, R. 1998. Interpreting magmatic fabric patterns in plutons. Lithos 44(1-2): 53-82.         [ Links ]

16. Paterson,  S.R.,  Pignotta,  G.S.  y  Vernon  R.  H. 2004, The significance of  microgranitoid enclave  shapes  and  orientations.  Journal  of Structural Geology 26(8): 1465-1481.         [ Links ]

17. Paterson, S.R., Zák, J. y Janoušek, V. 2008. Growth of  complex sheeted zones during recycling of older magmatic  units  into  younger:  Sawmill Canyon area, Tuolumne batholith, Sierra Nevada, California. Journal of  Volcanology and Geothermal Research 177(2): 457-484.         [ Links ]

18. Pignotta, G.S. y Benn, K. 1999. Magnetic fabrics of   the  barrington  Passage  pluton, Meguma Terrane, Nova Scotia: a  two-stage  fabric history  of   syntectonic  emplacement.  Tectonophysics 307(1-2): 75-92.         [ Links ]

19. Pinotti,  L.P.,  Coniglio,  J.E.,  Esparza,  A.M., D'Eramo,  F.J.  y  Llambías,  E.J.  2002. Nearly circular plutons  emplaced by  stoping  at  shallow  crustal  levels,  Cerro  Áspero  batholith, Sierras  Pampeanas  de  Córdoba,  Argentina. Journal  of   South  American  Earth  Sciences 15(2): 251-265.         [ Links ]

20. Pinotti, L.P, Tubía Martínez,  J .M., D'Eramo, F.J, Vegas, N., Sato, A.M, Coniglio, J .E. y Aranguren, A. 2006. Structural interplay between plutons  during  the  construction  of   a  batholith (Cerro Áspero batholith, Sierras de Córdoba, Argentina). Journal of  Structural Geology 28 (5): 834-849.         [ Links ]

21. Pinotti, L., D'Eramo, F., Vegas, N., Castro, A., Tubía, J .M., y Otamendi, J . 2008. Análisis estructural preliminar mediante ASM de corredores de enclaves microgranulares máficos del complejo magmático de Valle Fértil, San Juan. 17º Congreso Geológico Argentino, Actas 3: 1307, San Salvador de Jujuy.         [ Links ]

22. Rosenberg, C.L. 2001. Deformation of  partiallymolten  granite:  a  review  and  comparison  of experimental  and  natural  case  studies.  International Journal of  Earth Sciences 90(1): 60-76.         [ Links ]

23. Rosenberg, C. L., y Handy, M. R. 2005. Experimental deformation of  partially melted granite  revisited:  implications  for  the  continental crust.  Journal  of  Metamorphic  Geology  23 (1): 19-28.         [ Links ]

24. Scaillet, B., Pichavant, M., y Roux, J. 1995. Experimental Crystallization of  Leucogranite Magmas. Journal of  Petrology 36(3): 663-705.         [ Links ]

25. Scaillet, B., Holtz, F. y Pichavant, M. 1997. Rheological properties of  granitic magmas in their crystallization  range. En Bouchez,  J .L., Hutton, D.H.W.  y Stephens, W.E.  (eds.) Granite: From  Segregation  of  Melt  to Emplacement Fabrics. Kluwer Academic Publishers, 11-29, Dordrecht.         [ Links ]

26. Solgadi, F. y Sawyer, E.W. 2008. Formation of  igneous layering in granodiorite by gravity flow: A field, microstructure and geochemical study of   the  Tuolumne  Intrusive  Suite  at  Sawmill Canyon, California.  Journal  of   Petrology  49 (11): 2009-2042.         [ Links ]

27. Van der Molen, I. y Paterson, M.S. 1979. Experimental deformation of  partially-melted granite.  Contributions  to  Mineralogy  and  Petrology 70(3): 299-318.         [ Links ]

28. Vernon, R.H. 1986. K-feldspar megacrysts in granites - Phenocrysts, not porphyroblasts. Earth -Science Reviews 23(1): 1-63.         [ Links ]

29. Vernon, R.H.  2000. Review of  microestructural evidence  of   magmatic  and  solid-state  flow. Electronic Geosciences 5(2): 1-23.         [ Links ]

30. Vernon, R.H. y Paterson, S.R. 2008. Mesoscopic structures resulting from crystal accumulation and  melt  movement  in  granites.  Earth  and Environmental  Sciences Transactions of   the Royal Society of  Edinburgh, Wallace Pitcher Memorial Issue 97: 369-381.         [ Links ]

31. Vigneresse, J.L. 1995. Control of  granite emplacement  by  regional  deformation.  Tectonophysics  249(3-4): 173-186.         [ Links ]

32. Vigneresse,  J.-L.,  Barbey,  P.  y  Cuney, M.  1996. Rheological transitions during partial melting and  crystallization  with  application  to  felsic magma  segregation  and  transfer.  Journal  of Petrology 37(6): 1579-1600.         [ Links ]

33. Wickham,  S.M.  1987. The  segregation  and  emplacement of  granitic magmas. Journal of  the Geological Society, 144(2): 281-297, London.         [ Links ]

34. Williams, Q.  y Tobish, O.T.  1994. Microgranitic enclave shapes and magmatic strain histories: Constraints  from  drop  deformation  theory. Journal  of   Geophysical  Researchs  99(B12): 24359-24368.         [ Links ]

35. Zák, J., Verner, K. y Týcová, P. 2008. Grain-scale processes  in actively deforming magma mushes: New  insights  from  electron  backscatter diffraction  (EBSD) analysis of  biotite schlieren  in  the  Jizera  granite,  Bohemian  Massif. Lithos 106(3-4): 309-322.         [ Links ]

36. Zák,  J., Paterson, S.R.,  Janoušek, V. y Kabele, P. 2009. The Mammoth Peak sheeted complex, Tuolumne  batholith,  Sierra Nevada, California: A record of  initial growth or late thermal contraction  in  a magma chamber? Contributions  to  Mineralogy  and  Petrology  158(4): 447-470.         [ Links ]

Recibido: 22 de marzo, 2010
Aceptado: 18 de noviembre, 2010