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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión impresa ISSN 0004-4822

Rev. Asoc. Geol. Argent. vol.68 no.2 Buenos Aires abr./jun. 2011

 

ARTÍCULOS

Stock monzogranítico El Chorro (Sierra de Ancasti, Catamarca): un ejemplo de magmatismo tipo S con granate ígneo

 

Juan A. Dahlquist1,2 , Carlos W. Rapela3 , Edgardo G. Baldo1 , Juan A. Murra1 , Pablo H. Alasino4,2 y Fernando Colombo1,2

1 CICTERRA, CONICET - Universidad Nacional de Córdoba, Córdoba. E-mail: jdahlquist@efn.uncor.edu
2 Universidad Nacional de La Rioja, La Rioja.
3 CIG, CONICET - Universidad Nacional de La Plata, La Plata.
4 CRILAR, CONICET, La Rioja.

 


RESUMEN

Las rocas graníticas ordovícicas de la sierra de Ancasti representan uno de los afloramientos más orientales del cinturón orogénico famatiniano de Sierras Pampeanas. Se describe un pequeño stock granítico (denominado El Chorro) cuyo rasgo distintivo es la presencia de granate. Aunque el granate es un mineral accesorio poco común en rocas ígneas, su presencia es petrológicamente significativa. El Chorro es un monzogranito tipo S que contiene una inusual cantidad de granate magmático (2,8 % modal). Estudios combinados de petrología, química mineral y de geoquímica de roca total sugieren que se trata de un magma peraluminoso generado por la fusión parcial de rocas metasedimentarias, con la subsecuente formación de granate durante la cristalización. Los estudios realizados muestran que el granate cristalizó en equilibrio con otras fases minerales como biotita y muscovita. Cálculos geotermobarométricos revelan una temperatura de cristalización de 710-716 ºC y una presión de 3,8 + 0,8 kbar, indicando que el magma fue emplazado en la corteza media (~ 14 km) con temperaturas de cristalización magmáticas medias a bajas.

Palabras Clave: Granate; Geoquímica de roca total; Química mineral; Geotermobarometría.

ABSTRACT
The El Chorro monzogranitic stock (Sierra de Ancasti, Catamarca): An example of S-type magmatism with igneous garnet.
The Ordovician granitic rocks of the Sierra de Ancasti represent one of the easternmost outcrops of the Famatinian orogenic belt of the Sierras Pampeanas. We report and describe a small granitic stock (named El Chorro) with distinctive garnet presence. Although the garnet is an uncommon accessory mineral, in igneous rocks is petrologically significant. El Chorro is an S-type monzogranite that contains an unusual amount of magmatic garnet (2.8 % modal). Combined petrology, chemistry/mineralogy and whole-rock geochemistry indicates that the magma was produced by partial melting of metasedimentary rocks with garnet and muscovite occurring throughout the crystallization. Our studies reveal that garnet formed by direct crystallization from peraluminous magma in equilibrium with mineral phases such as biotite and muscovite. Geothermobaric calculations reveal a crystallization temperature of 710-716 °C and a pressure of 3.8 + 0.8 kbar, indicating that the magma was emplaced at middle crustal depths (~ 14 km) at moderate to low magmatic temperature conditions.

KEYWORDS: Garnet; Whole-rock geochemistry; Chemistry mineral; Geothermobarometry.


 

INTRODUCCIÓN

El  granate  de  origen  ígneo  se  presenta mayormente  en  pegmatitas  y  aplitas  (p. ej., Leake 1967, Manning 1983, Deer et al. 1992), aunque su presencia ha sido también informada en rocas graníticas pera-luminosas  félsicas a muy  félsicas  (es decir, SiO2 ≥ 70 %, p. ej., Leake 1967, Allan y Clarke 1981, Miller y Stoddard 1981, du Bray  1988,  Hogan  1996,  Kebede  et  al. 2001). Cuando  se demuestra que  el origen del granate es magmático, su importancia es de relevancia, pues contribuye a definir  el  proceso  petrogenético  de  la roca ígnea que lo hospeda (du Bray 1988, Dahlquist et al. 2007 y referencias allí citadas) y es, al mismo tiempo, un mineral muy utilizado en cálculos geotermobarométricos.
En este trabajo se presentan datos de petrografía,  química mineral  y  química  de roca total, incluyendo elementos mayoritarios y trazas, junto con cálculos de presión y temperatura, para un monzogranito  denominado El Chorro,  un  pequeñostock ubicado  en  el  sector  sur-occidental de la sierra de Ancasti, y que tiene la característica de contener granate ígneo de manera  relativamente  abundante  (2,8 % modal). Nuestros estudios se focalizan en discutir el origen de la asociación magmática, en particular la del granate y la muscovita,  cuyos  orígenes  ígneos  revelan  la generación de  fundidos  saturados  en Al que son producidos por fusión de material cortical metasedimentario.
La presencia de granitoides metaluminosos tipo I, asociados a cuerpos graníticos menores definidos como granitos tipo S en el Ordovícico Inferior-Medio, ha sido descripta en diferentes lugares de las Sierras  Pampeanas  (Pankhurst  et  al. 1998, 2000, Dahlquist et al. 2005a, 2007), y parece ser un rasgo distintivo de la orogenia Famatiniana. Esta asociación se repite en el  sector  centro-sur  de  la  sierra  de Ancasti, donde afloran típicos complejos graníticos metaluminosos  (p. ej., Las Cañadas y La Majada, Reissinger 1983, Cisterna 2003) de edad ordovícica inferior-media  (Rapela  et al. 2005), por  lo cual, asumimos de manera tentativa, una edad ordovícica  para  este  stock con  filiación  de granito tipo S.

MARCO GEOLÓGICO

La  sierra  de Ancasti  se  encuentra  en  el sector  sureste  de  la  provincia  de  Catamarca  (Fig.  1),  y  está  formada  por  tres dominios metamórficos. El flanco oriental está compuesto de paragneises y migmatitas  (Miembro  El  Jumeal  del  Complejo Sierra Brava), mármoles, esquistos y anfibolitas (Miembro La Calera del Complejo  Sierra  Brava,  Aceñolaza  y  Toselli 1977, Willner  1983a).  El  sector  central está mayormente formado por esquistos bandeados de la Formación Ancasti (Aceñolaza y Toselli 1977, Willner 1983a). Estas rocas definen una secuencia continua de 10-11 km, con una  foliación  regional de rumbo NNO y buzamiento de 50-70º E. Los  esquistos  registran  un metamorfismo M-1 de baja presión  (Ms + Bt + And + Crd, abreviaturas minerales según Kretz 1983) al que se le sobreimpone un evento  sindeformacional M-2  de  grado medio (Willner 1983b, Baldo et al. 2008). El metamorfismo M-1  es  asignado  a  la orogenia  Pampeana  basado  en  una  isócrona mineral Rb-Sr que produce una edad de 524 ± 28 Ma (Knüver 1983). Niveles de calcosilicatos formados por Hbl + Grt + Ep + Pl + Qtz + Cal se encuentran interdigitados en los esquistos. En el flanco occidental de la sierra, los metasedimentos de la Formación Ancasti progradan a gneises y migmatitas con Crd + Bt + Sil + Kfs ± Grt. Las rocas gnéisicas y las migmatitas fueron denominadas por Willner (1983a) como Formación El Portezuelo.


Figura 1: Localización de la sierra de Ancasti en el contexto regional de las Sierras Pampeanas (modificado de Rapela et al. 2009). El rectángulo señala el área de estudio. Las principales sierras son: (Q) Quilmes, (Ch-R) Chango Real, (Ca) Calchaquíes, (Ac) Aconquija, (C) Capillitas, (Fi) Fiambalá, (Z) Zapata, (Vi) Vinquis, (A) Ancasti, (V) Velasco, (M) Mazán, (F) Famatina, (TN) Toro Negro, (U) Umango, (M) Maz, (E) Espinal, (P) Pie de Palo, (VF) Valle Fértil, (SLR) serranías del sureste de La Rioja (incluyendo Los Llanos, Chepes y Ulapes), (Co) Córdoba, (S) San Luis, (G) El Gigante.

Rocas graníticas de edad ordovícica y pegmatitas con turmalina y berilo se encuentran emplazados en el basamento del complejo  Sierra  Brava  y  la  Formación  Ancasti. Reissinger (1983) presenta datos de petrografía,  geoquímica,  isotopía  y  geocronología Rb-Sr de diferentes rocas graníticas de  la  sierra de Ancasti. En  la  región central, donde afloran los complejos graníticos  de  Las Cañadas  y  La Majada (Fig.  2),  el  referido  autor  describió  una asociación de dioritas cuarzosas y granodioritas con anfíbol-biotita, las cuales son consideradas genéticamente relacionadas, aunque no propone un modelo específico para explicar su génesis.


Figura 2: Mapa geológico simplificado del sector central de la sierra de Ancasti. El stock El Chorro es señalado con un rectángulo. Las dimensiones del stock han sido exageradas para su visualización en el mapa. Las muestras incluidas en los cuadros 1 y 2 son señaladas en el mapa. ANC-10017 es un monzogranito del complejo granítico Las Cañadas con una edad U-Pb SHRIMP en circón de 471 + 5 Ma, y ANC-10030 es una diorita cuarzosa de 466 + 5 Ma (Rapela et al. 2005). Ambas rocas revelan una edad ordovícica inferior-media.

Cisterna (2003) describe el complejo granítico  La  Majada  (Fig.  2),  indicando  la asociación  de  gabros,  dioritas,  tonalitas, granodioritas y monzogranitos (estos últimos con muscovitas creciendo a partir de biotita).

METODOLOGÍA ANALÍTICA

Investigaciones petrográficas fueron realizadas  sobre  seis  muestras  del  stock El Chorro. Elementos mayoritarios y trazas fueron  determinados  para  dos muestras representativas usando ICP-OES e ICP-MS (siguiendo el procedimiento 4-Litho-research), en Activation Laboratories, Ontario,  Canadá  (ACTLABS).  Las  muestras fueron  fundidas  con  metaborato/tetraborato de litio y disueltas en una solución de ácido nítrico. Elementos mayoritarios y Be, Sc, V, Sr, Ba y Zr fueron determinados usando un plasma  acoplado por  inducción y espectrometría  de emisión óptica (en inglés, ICP-OES). El resto de los elementos trazas fueron determinados mediante un plasma acoplado por inducción y espectrometría de masas (en inglés, ICP-MS).
La química mineral fue determinada sobre muestras representativas utilizando dos microsondas de electrones; una JEOL JXA 8500F Hyperprobe equipada con 5 espectrómetros de  la School of  Earth and Environmental  Sciences, Washington  State University, EE.UU. La corriente del haz de electrones  fue de  15  kv,  el potencial de  corriente fue de 20 nA y el diámetro del haz fue  de  5 m. El otro  equipo  usado  fue una  JEOL  JXA-8900-M Superprobe equipada con 5 espectrómetros, localizada en el Centro de Microscopía Electrónica Luis Brú, Universidad Complutense de Madrid, España. La corriente del haz de electrones fue de 15 kv, el potencial de corriente fue de 20 nA y el diámetro del haz de 1 a 2 m. Un programa ZAF online y el algoritmo Phi-Rho-Z (Armstrong 1988) fue- ron  utilizados  con  la  JEOL  JXA  8500FHyperprobe y un programa ZAF online fue usado  con  la  JEOL  JXA-8900-M  Superprobe. Los datos obtenidos por cada equipo son  indicados en  los cuadros que in
cluyen los análisis de química mineral.

PETROLOGÍA Y QUÍMICA MINERAL

Descripción macroscópica y de campo
El Chorro es un pequeño stock de forma elipsoidal (500 por 200 m aprox.) de composición monzogranítica, el cual aflora al norte del pueblo de La Majada, en el paraje conocido como "El Chorro", cuyo nombre es debido a la presencia de una pequeña cascada (Fig. 2). El stock es leucocrático, inequigranular y su asociación mineral es: Kfs + Pl + Qtz + Bt + Ms; siendo su rasgo distintivo la presencia de fenocristales de granate (~1,5 - 2 mm) de color rojo oscuro y uniformemente distribuidos en una matriz equigranular de grano fino (~0,4-0,7 mm, Fig. 3a). El Monzogranito El Chorro contiene abundantes xenolitos de la Formación Ancasti. Estos xenolitos poseen dimensiones métricas, y su marcada forma angular sugiere la ausencia de una importante asimilación magmática de estas rocas (Fig. 3b).


Figura 3: Características de campo y macroscópicas del monzogranito con granate. a) Textura inequigranular mostrando los fenocristales de granate (puntos negros) distribuidos de manera homogénea en la roca; b) xenolitos con bordes angulosos de la Formación Ancasti en el monzogranito.

Petrología y química mineral
El  Monzogranito  El  Chorro  tiene  una matriz de grano fino equigranular (< 0,7 mm) que rodea a los fenocristales de granate (~1,5 - 2 mm). La asociación mineral es (% modal) Pl (23,8) + Qtz (26,5) + Kfs (30,6) + Bt (6,6) + Ms (9,7) con Grt (2,8)  y minerales  radiactivos  (trazas)  como minerales accesorios. Las proporciones minerales  referidas  permiten  clasificarlo  como  un monzogranito  en  el  diagrama modal QAP de Streckeisen (1976), y es consistente con la clasificación en el diagrama QAP  de  de  La  Roche  (1992) basado en la química de roca total. El feldespato  alcalino  es microclino  (Ab4,5-6,7 An0,1-0,3 Or93,1-95,4, Cuadro 1a), el cual forma  cristales  rectangulares  y  anhedrales, con macla en enrejado muy bien desarrollada  y  escasa  presencia  de  pertitas.  La plagioclasa es oligoclasa (Ab78,2-79,3 An20,2- 21,3 Or0,5-0,8, Cuadro 1a), euhedral a subhedral,  con maclado  polisintético, mostrando a veces, deslizamiento de  las maclas (twin gliding). El cuarzo forma cristales  anhedrales  con  una  distribución  homogénea en la roca. En lámina delgada el granate  define  cristales  euhedrales  con un  tenue  color  rosado, mayormente  sin inclusiones  pero  ocasionalmente  encerrando  cuarzo  y  muscovita  secundaria. Esto se debe a que el granate suele estar afectado por fracturas tardías, algunas de las cuales han sido rellenadas por cuarzo, muscovita y pequeñas cantidades de óxidos  (Fig. 4a  y b). Las  características petrográficas (p. ej., cristales euhedrales y libres  de  inclusiones)  sugieren  un  origen magmático  (Dahlquist  et al. 2007 y  referencias  allí  citadas). La  figura  5 muestra que el granate tiene composiciones similares a las reportadas para otros granates de probado origen magmático cristalizados a partir de magmas graníticos peraluminosos. La  química mineral  revela  que se  trata de granates que constituyen una solución sólida de almandino espesartina (88,5-89,7 % de la composición molecular  total); piropo  y  grosularia,  junto  con muy escasa o ausente andradita, completan  la  composición  del  granate  (Cuadro 1b). Estos  granates  no  presentan  zona
ción, como son los típicos granates cristalizados  a  partir  de magmas  graníticos (Dahlquist et al. 2007 y referencias allí citadas).

CUADRO 1: a) Composición representativa de plagioclasa y microclino en el monzo-granito El Chorro a partir de microsonda de electrones.

Figura 4: Fotomicrografías de los minerales distintivos y con implicancias petrogenéticas del Monzogranito El Chorro (ANC-11036, 11038): a y b) Granates euhedrales y libres de inclusiones (ANC-11038). El granate es atravesado por fracturas tardías, algunas rellenas con cuarzo, muscovita y óxidos de hierro; c) Cristal euhedral y de grano grueso de muscovita (ANC-11036).

Figura 5: Diagrama triangular de composición de granates en términos de Mn, Fe y Mg para diferentes rocas ígneas félsicas. El campo gris es para composiciones de granates cristalizados en granitos peraluminosos (compilación de Miller y Stoddard 1981). Otras composiciones son a partir de du Bray (1988), Hogan (1996) y Dahlquist et al. (2007). La compilación de Miller y Stoddard (1981) revela que la gran mayoría de los granates cristalizados en rocas graníticas contiene >10 % del componente espesartina (n = número de análisis).

La  biotita  es  euhedral  a  subhedral,  con escasas inclusiones de minerales radiactivos  de  reducidas  dimensiones,  y muestran pleocroísmo del marrón claro al oscuro. Tienen un elevado contenido de AlIV (variando desde 2,60 a 2,67 a.p.f.u., Cuadro 1c), y MnO (0,57-0,65 %, Cuadro 1c), similar  al  hallado  por Miller  y  Stoddard (1981)  en  biotitas  cristalizadas  en  rocas graníticas  félsicas  con  granate magmático. El alto AlIV (> 2,60 a.p.f.u.) parece ser una característica de biotitas cristalizadas a partir de granitos peraluminosos (p. ej., Dahlquist et al. 2005a, Clarke et al. 2005), donde ellas coexisten con minerales ricos en aluminio como cordierita, granate, etc. (ver tabla 2d en Dahlquist et al. 2007).

CUADRO 2: Elementos mayoritarios y trazas para dos muestras representativas del monzogranito El Chorro y dos monzogranitos producidos por diferenciación magmática a partir de una suite metaluminosa.

La muscovita  forma  cristales  euhedrales individuales,  notablemente más  grandes que las biotitas, con ausencia de inclusiones y contactos netos con  los minerales adyacentes (Fig. 4c), sugiriendo un origen primario (p. ej., Miller et al. 1981). Otras muscovitas, poseen características petrográficas que indican un origen secundario (por  ej.,  muscovita  anhedral  asociada  a biotita, pequeños cristales localizados sobre plagioclasa). Los análisis químicos realizados sobre cristales de muscovita asumidos como de origen primario,  se ubican dentro del campo de  las muscovitas primarias en el diagrama Mg-Ti-Na (Fig. 6) según la división establecida por Miller et al. (1981). Estas muscovitas tienen también un distintivo enriquecimiento de Fe (Cuadro 1d), similar a aquellas cristalizadas en típicos granitos tipo S del orógeno Famatiniano  de Argentina  (p.  ej., Dahlquist  et  al. 2005a,  2007),  y  a muscovitas cristalizadas  en  equilibrio  con minerales de  aluminio  reportadas por Clarke  et  al. (2005). Así, ambas evidencias (texturales y  químicas)  indican  un  origen  primario para  la muscovita  alojada  en  el Monzo-granito El Chorro.

Figura 6: Composiciones de muscovitas proyectadas en el diagrama triangular Mg-Ti-Na (datos en el cuadro 1d). El límite entre los campos de muscovita primaria y secundaria es a partir de Miller et al. (1981). El campo gris es representativo de muscovitas cristalizadas en rocas graníticas con cordierita magmática en la sierra de Chepes (Dahlquist et al. 2005a, 2007). Rombos = muscovitas magmáticas en rocas graníticas con granate magmático (Kebede et al. 2001). Cuadrado = valor en términos de Mg-Ti-Na de muscovitas (53 análisis) a partir de rocas graníticas con andalucita magmática (Clarke et al. 2005). Triángulos = composiciones representativas de muscovitas magmáticas en rocas graníticas con granate ígneo a partir de Dahlquist et al. (2007). Círculos = composiciones de las muscovitas en el monzogranito El Chorro.

GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL

Elementos mayoritarios
Las  rocas  del Monzogranito El  Chorro superan el valor del  índice de saturación en  aluminio de 1 establecido por Shand (1927), o el valor de 1,1 definido por Chappell  y White  (1992), por  lo  cual pueden ser clasificadas como peraluminosas (Cuadro 2).
Estas rocas poseen contenidos de Fe2O3/MgO, TiO2 y MnO que son diferentes a aquellos  observados  en  típicos  monzogranitos resultados de un proceso de diferenciación magmática de una  suite metaluminosa (Cuadro 2).
El stock El Chorro posee contenidos elevados de  la  relación Fe2O3/MgO  (> 5), mientras que los monzogranitos de la sierra  de  Chepes  (Pankhurst  et  al. 1998, Dahlquist  et  al. 2005b)  y  del  complejo
granítico  metaluminoso  Las  Cañadas (Dahlquist et al. 2008), poseen valores inferiores  a  4. Otra  diferencia  notable  se puede observar en el contenido de TiO2 (Cuadro 2).

Elementos trazas
Si bien existen diferencias en los contenidos  de  elementos mayoritarios  entre El Chorro y los monzogranitos de suites metaluminosos antes referidos, la diferencia es mayor cuando se analiza el contenido de  algunos  elementos  traza. La  concentración de Rb es especialmente significativa, ya que el contenido de este elemento en el monzogranito El Chorro es muy bajo (96 a 99 ppm), contrastando fuertemente con los típicos monzogranitos que resultan  de  la  diferenciación magmática de una suite metaluminosa. Así éstos últimos, ejemplificados por los monzogranitos ordovícicos de la sierra de Chepes, revelan  un  promedio  de  197  ppm  de  Rb (dato a partir de Dahlquist et al. 2005b), y los monzogranitos ordovícicos del complejo metaluminoso Las Cañadas (Fig. 2), poseen  un  valor  promedio  de  192  ppm de Rb (Cuadro 2).
Un rasgo distintivo del monzogranito El Chorro  es  que  el mismo  está marcadamente  empobrecido  en Zr  (con  valores que no superan los 62 ppm) con respecto  a  los  monzogranitos  metaluminosos ya referidos, que poseen valores mayores a 100 ppm de Zr (Cuadro 2). Esta composición sugiere que estas rocas podrían ser el resultado de un marcado fraccionamiento de circón, o que fueron derivados de la fusión parcial de una fuente donde este mineral no participó de la fusión.
El patrón de elementos de  las tierras raras del monzogranito El Chorro es similar a aquel observado en otras rocas graníticas  félsicas  con  granate  magmático, como es el caso del Granito Peñón Rosado,  facies 2  (GPR2, SiO2 = 70,88 %), reportado por Dahlquist et al. (2007). El Monzogranito  El  Chorro  exhibe  enriquecimiento  de  las  tierras  raras  livianas, mostrando así, una pendiente negativa moderada ([La/Yb]N = 4,65) y anomalía negativa de Eu (Eu/Eu*= 0,71) (Fig. 7). No
tablemente, la concentración total de tierras raras en el monzogranito El Chorro es también muy parecida a la facies GPR2, como se observa en la figura 7.
En la facies GPR2 se detectó la presencia de monacita, lo cual explica el enriquecimiento en tierras raras livianas. Entonces,
en el caso del Monzogranito El Chorro, la baja concentración de Zr (Cuadro 2) y el  enriquecimiento  de  tierras  raras  livianas  (Fig.  7),  pueden  ser  atribuidos  a  la presencia de monacita, sugiriendo que este mineral accesorio parece ser común en rocas de esta composición y mineralogía.

Figura 7: Patrón de tierras raras normalizadas a condritos. Los patrones de elementos de tierras raras del Monzogranito El Chorro (ANC-11036 y ANC-11038) son similares al patrón de tierras raras asumido por un promedio de las rocas graníticas félsicas del plutón con granate Peñón Rosado, representado por rombos sin relleno (Dahlquist et al. 2007). Las concentraciones de condritos son a partir de Nakamura (1974); Tb, Ho y Tm son a partir de Boynton (1984). GPR = Granito Peñón Rosado.

GEOTERMOBAROMETRÍA

La textura y composición (Fig. 4a y Cuadro 1b) del granate  en  el Monzogranito
El Chorro son similares a aquellos reportados  para  típicos  granates magmáticos en rocas graníticas. Las biotitas tienen elevados contenidos de Mn (Cuadro 1b) que son propios de aquellas biotitas que cristalizan  en  equilibrio  con  granate  (Leake 1967, Miller y Stoddard 1981, Dahlquist et al. 2007 y referencias allí citadas). Esto sugiere una relación de equilibrio durante la cristalización entre granate y biotita, por  lo  cual  pueden  ser  utilizados  con cierta confianza en cálculos geotermobarométricos. Anderson (1996) provee una relevante  información  acerca del uso de termómetros y barómetros en rocas ígneas, y concluye que el geotermómetro de Ganguly y Saxena (1984), usando la partición del Fe+2 y Mg entre granate y biotita,  es  la  versión  más  adecuada  ya  que considera  los  efectos del  alto  contenido de Mn cuando CaO < 10 %. Con el fin de corroborar el valor de temperatura obtenido mediante el par Grt-Bt se calculó la temperatura utilizando el par Grt-Ms, según la calibración de Wu et al. (2002). El valor  resultante es prácticamente coincidente con aquel obtenido para el par Gr-Bt (Cuadro 3) sugiriendo que el granate, la biotita  y  la muscovita  cristalizaron  en condiciones de equilibrio químico y  son de origen primario. 

CUADRO 3: Geotermobarometría para el monzogranito El Chorro, muestra ANC-11038.

El  geobarómetro para  granates  ricos  en almandino de Ghent  y Stout  (1981)  fue usado para calcular la presión, el cual requiere una cristalización conjunta de biotita, muscovita, plagioclasa y granate. Para  ello  se  utilizaron  composiciones promedio  de  granate,  biotita,  muscovita  y plagioclasa  para  definir  las  condiciones de presión y temperatura para  la cristalización del monzogranito El Chorro (Cuadro 3).
Las calibraciones utilizadas (Ghent y Stout 1981, Ganguly y Saxena 1984), son  funciones de la presión y la temperatura. Entonces, los valores de presión y temperatura  fueron  calculadas  iterativamente, donde el valor de la temperatura obteni
da a partir del geotermómetro fue recalculado hasta satisfacer el valor de la presión obtenida a partir del geobarómetro. De esta manera,  se  llega a un par único de presión y temperatura  para la cristalización de la roca.
Los valores de temperatura y presión resultantes (T = 710 °C y P = 3,8 ± 0,8 kbar, Cuadro 3) son consistentes con la cristalización de granate y biotita en condiciones magmáticas. La intersección -generalmente aceptada- del solidus granítico con la curva experimental de  reacción Ms + Qtz = Kfs + Als + H2O sugiere una profundidad de cristalización para la muscovita  en magmas  graníticos  de  al menos 10-14 km (aproximadamente 3-4 kbar), y es  coherente  con  los  resultados  geoter
mobarométricos.
La  temperatura  calculada  con  el  geotermómetro del circón (TZr), usando la ecuación de Miller et al. (2003), producen valores  para  la  cristalización  del  magma (promedio = 713 °C) muy similares a los obtenidos con el geotermómetro usando el par Grt-Bt (Ganguly y Saxena 1984) y Grt-Ms  (Wu  et  al. 2002),  siendo  todos consistentes con los resultados obtenidos (Cuadros 2 y 3).

CONCLUSIONES

Los datos petrológicos, de química mineral y geoquímica de roca total nos permiten obtener las siguientes conclusiones:
- El stock El Chorro es un pequeño cuer
po  de  composición monzogranítica  que intruye  la Formación Ancasti y posee  la presencia distintiva de granate.
-  Este  monzogranito  posee  texturas  y composiciones minerales que indican que la muscovita  y  el  granate  son  de origen magmático, un rasgo característico de granitos tipo S. La cristalización de los minerales mencionados  indica que  el magma estuvo saturado en Al.
- El patrón de tierras raras es muy similar al  de  otros  monzogranitos  tipo  S  con muscovita y granate magmáticos. El enriquecimiento en tierras raras livianas, junto con la baja concentración de Zr, sugieren la cristalización de monacita, mineral accesorio que ha sido detectado en otros monzogranitos tipo S con granate y muscovita magmáticos.
- Los cálculos geotermobarométricos  (P = 3,8 kbar, T = 710-716 ºC) son consistentes  con  la  cristalización  de  la  asociación mineral observada en el monzogranito El Chorro, incluyendo el granate y la muscovita.
- La presencia dominante de granitoides tipo I y pequeños cuerpos graníticos tipo S de edad ordovícica  inferior-media han sido descriptos en otras áreas de  las Sierras Pampeanas y parecen ser una característica del orógeno famatiniano. De esta  forma, de manera  tentativa,  se asume una edad ordovícica para el monzogranito con granate El Chorro, el cual se habría generado por la fusión de metasedimentos  durante  el  desarrollo  del metamorfismo de alta temperatura y baja presión que tipifica el orógeno referido.

AGRADECIMIENTOS

Este proyecto fue financiado por el PIP-5719 CONICET, PICT-07-10735, PICT-1009 ANPCyT  y  SECyT-UNC  08/09  y 10/11. Juan A. Dahlquist agradece al Profesor  Jeff  Vervoort  su colaboración durante  la  estancia  en  la Washington State University (WSU) y al técnico Scotty Cornelius por su ayuda en la operación de la microsonda  de  electrones  (WSU).  Los datos de química mineral fueron obtenidos en WSU durante la ejecución de  una Beca Externa otorgada  a  Juan A. Dahlquist por CONICET. Los  autores  agradecen también a las Dres. Casquet y Galindo  por  su  colaboración  y  ayuda  para operar la microsonda de electrones de la Universidad Complutense de Madrid. Se agradece  a  la Dra.  Sonia Quenardelle  y un revisor anónimo  los comentarios críticos  realizados al manuscrito,  los cuales mejoraron su calidad.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

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Recibido: 6 de junio, 2010.
Aceptado: 21 de marzo, 2011.