ARTÍCULOS

Caracterización de rocas ultramáficas, máficas y metasedimentarias del cordón del Peñasco, Precordillera Occidental, Mendoza

 

Florencia L. Boedo^1,2, Graciela I. Vujovich^1,2 y Silvia P. Barredo¹

¹ Instituto de Estudios Andinos Don Pablo Groeber (Laboratorio de Tectónica Andina). Depto. de Cs. Geológicas, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires.
² Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas. E-mail: forenciaboedo@gmail.com

 

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RESUMEN

En el cordón del Peñasco, ubicado en el sector norte de la provincia de Mendoza, dentro del ámbito de la Precordillera Occidental, aforan metasedimentitas en contacto tectónico con una asociación máfica-ultramáfica. Dentro de las metasedimentitas en facies esquistos verdes se han reconocido dos asociaciones: metalimolitas carbonáticas y metaareniscas y metapelitas. Las rocas máficas-ultramáficas están representadas por serpentinitas derivadas de harzburgitas y dunitas, gabros bandeados metamorfizados en facies granulita; diabasas constituyendo diques o filones capa, metabasaltos amigdaloides y metahialoclastitas con bajo grado de metamorfismo. Se realizaron estimaciones termométricas en una granulita máfica (gabro bandeado) utilizando el par granate-clinopiroxeno, obteniéndose temperaturas de 884°C. Las mismas permiten estimar que estos cuerpos experimentaron metamorfismo de alta temperatura, para posteriormente retrogradar a facies esquistos verdes, sobre la base de aspectos mineralógicos y texturales. Con respecto a las unidades metasedimentarias, el paleoambiente inferido para la unidad de metaareniscas y metapelitas corresponde a pie de talud continental con predominio de sedimentación gravitacional sobre la base de estructuras sedimentarias reconocidas. Mientras que la unidad de metalimolitas carbonáticas pertenecerían a un ambiente marino profundo. Estas unidades han sido asignadas al Eopaleozoico a partir de criterios estratigráficos y deformadas y metamorfizadas hacia fines del Devónico como consecuencia de la orogenia Chánica.

Palabras clave: Precordillera occidental; Rocas máficas-ultramáficas; Metasedimentitas; Granulita máfica; Termometría.

ABSTRACT

Characterization of ultramafic, mafic and metasedimentary rocks of the Cordón del Peñasco, western Precordillera, Mendoza.

In Cordón del Peñasco area, located in northern Mendoza province, western Precordillera, metasedimentites are in tectonic contact with a mafic-ultramafic association. The former have been under greenschist facies metamorphism and two associations have been recognized: carbonate metasiltstones and metasandstones and metapelites. The mafic-ultramafic association is represented by serpentinized peridotites derived from dunites and harzburgites, layered gabbros in granulite facies; diabase dikes or sills, amigdaloid metabasalts and metahialoclastic rocks with low grade metamorphism. In this contribution, we have estimated metamorphic temperatures on a mafic granulite (layered gabbro) based on garnet-clinopyroxene, obtaining a temperature of 884ºC. This suggests that these bodies have been under high temperature metamorphism and were later retrogressed to greenschist facies, evidenced by mineralogical and textural aspects. Regarding the metasedimentary units, the paleoenvironment of the metasandstones and metapelites association corresponds to a continental slope with turbiditic sedimentation, as suggested by sedimentary structures. The carbonate metasiltstone unit belongs to a deep marine environment. These units have been assigned to Eopaleozoic times based on stratigraphic criteria and deformed and metamorphosed in late Devonian as a consequence of Chanica orogeny.

Keywords: Western Precordillera; Mafic-ultramafic rocks; Metasedimentites; Mafic granulite; Thermometry.

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INTRODUCCIÓN

En líneas generales, la estratigrafía eopaleozoica de la Precordillera Occidental está dominada por asociaciones de facies marino profundas y de talud predominantemente silicoclásticas, que contienen olistolitos provenientes de la plataforma carbonática, y olistolitos silicoclásticos procedentes del substrato de la misma (véase Astini et al. 2000, entre otros). Afectadas por intensa deformación y metamorfismo de bajo a muy bajo grado, estas asociaciones de rocas están vinculadas espacialmente a una secuencia de rocas máficas y ultramáficas compuesta por lavas almohadilladas, complejos de diques, gabros estratificados y tectonitas basales ultramáficas, de rumbo norte-sur y signatura de E-MORB (Haller y Ramos 1984, 1993, Ramos et al. 1984, 1986, Kay et al. 1984, 2005, Cortés y Kay 1994, Fauqué y Villar 2003, Martina y Astini 2009). En la Precordillera occidental se han reconocido varios episodios de deformación tanto dúctil como frágil ocurridos durante los ciclos Famatiniano, Gondwánico y Ándico (von Gosen 1997, Cortés et al. 1999a, Gerbi et al. 2002). La estructuración eopaleozoica muestra una gran complejidad, siendo la vergencia dominante hacia el oeste (Ramos et al. 1984, 1986, Davis et al. 1999, von Gosen, 1997, Gerbi et al. 2002). En general, los cuerpos máficos-ultramáficos y las sucesiones metasedimentarias del ámbito occidental de la Precordillera han sido relevados y analizados parcialmente, por lo que se requieren estudios de detalle para caracterizarlos y relacionarlos entre sí y con otros similares ubicados en Cordillera Frontal. En particular, la zona de estudio, ubicada en el cordón del Peñasco, se encuentra en el extremo norte de la provincia de Mendoza, entre los 32º6'20'' y 32º14'19'' LS y 69º9'15'' y 69º3'55'' LO. Se localiza a aproximadamente 70 km al norte de la localidad de Uspallata (Fig. 1) y se llega a ella a través de la ruta nacional 153. La misma ha sido escasamente relevada y estudiada en comparación a otras localidades de la Precordillera occidental donde aforan sucesiones semejantes. Esta contribución pretende profundizar en el conocimiento de las sucesiones mencionadas a partir de la descripción y mapeo de nuevos cuerpos ígneos, de su estudio petrológico y metamórfico mediante cortes delgados, análisis de química mineral y estimaciones termométricas, y de la caracterización de las metasedimentitas asociadas a partir del análisis de perfiles sedimentológicos con especial énfasis en las estructuras sedimentarias preservadas, que permitieron caracterizar el ambiente de depositación.

Figura 1: Mapa geológico del área del cordón del Peñasco (Boedo 2010).

LA FAJA MÁFICA-ULTRAMÁFICA DE LA PRECORDILLERA

Los aforamientos de la faja máfica-ultramáfica se encuentran en distintas localidades del margen occidental de la Precordillera y se describen a continuación de sur a norte.

Los aforamientos más australes de la faja máfica-ultramáfica corresponderían a los localizados en el área de la cuchilla de Guarguaraz, en el sector del río Las Tunas, Cordillera Frontal. Allí aforan unidades de grado medio con micaesquistos y anfibolitas intercaladas, mármoles y serpentinitas (Zardini 1959, Villar 1969, 1970, 1998, Bjerg et al. 1990, Gregori et al. 1997, López y Gregori 2004, López et al. 2009, Willner et al. 2011 y otros allí mencionados). Por otro lado, al norte del río Las Tunas, en el cordón del Plata, domina una secuencia silicoclástica, con diques microgábricos y bajo grado metamórfico (Page y Vujovich 1997). Tanto las rocas metasedimentarias como las ultramafititas están atravesadas por diques basálticos (López et al. 2009). Edades U/Pb en circones detríticos muestran una edad máxima de depositación para los metasedimentos de la cuchilla de Guarguaraz de 563 Ma (Willner et al. 2008). Esto es consistente con recientes hallazgos de fauna de cianobacterias y acritarcos de presumible edad vendiana-cámbrica (López et al. 2009) y una edad de 655 ± 76 Ma (isocrona Sm-Nd roca total) para una metabasita intercalada, interpretada como probable edad de cristalización del protolito (López et al. 2009).

En el cordón de Bonilla, Precordillera mendocina, se destacan cuerpos de serpentinitas, metagabros, metabasaltos, metadiabasas y metahialoclastitas, asociados a metasedimentitas de ambiente marino (Cosentino 1968, Cortés et al. 1999b). En la sierra de las Cortaderas y en el sector del cerro Pozo, la faja de rocas máficas y ultramáficas se compone de piroxenitas, peridotitas, granulitas, gabros y microgabros, diabasas, plagiogranitos y anfibolitas (Harrington 1971, Dias y Zanoni de Tonel 1987, 1992, Figueredo 1997, Davis et al. 1999, Gerbi et al. 2002). Estas litologías se encuentran intensamente serpentinizadas, uralitizadas y presentan evidencias de cloritización, epidotización y saussuritización. Se han reconocido, además, en manifestaciones muy subordinadas, rodingitas (Dias y Zanoni de Tonel 1987) y oficalcitas (Davis et al. 1999). En el cordón del cerro Redondo y el cordón del Sandalio, al oeste de la sierra de las Cortaderas, Cortés (1992) describe lavas almohadilladas y diques intercalados con fangolitas y areniscas portadoras de restos vegetales silúricos. Los cuerpos de roca han sido segmentados por boudinage y estructuras pinch and swell y deformados por cizalla simple levógira (Cortés y Kay 1994).

Entre la zona de Calingasta y Barreal, y a lo largo del río San Juan, Quartino et al. (1971) describen lavas almohadilladas y cuerpos tabulares concordantes de doleritas y doleritas gabroides no olivínicas intercalados con depósitos turbidíticos asignados al Caradociano-Ashgilliano (Hirnantiano?) en base a graptofauna (Blasco y Ramos 1976, Brussa et al. 1999). Estos últimos han sido afectados por metasomatismo vinculado a la intrusión de pórfros andesíticos pérmicos (Sillitoe 1977), que dieron lugar a anfibolitización y biotitización.

En el sector norte de la sierra del Tigre aforan lavas almohadilladas, filones capa gábricos, peridotitas y espesartitas (Cardó y Díaz 1999) vinculadas a secuencias turbidíticas de ambiente de talud y cuenca profunda (Haller y Ramos 1984). En el río Jáchal, en las cercanías de la localidad de Rodeo, aforan lavas almohadilladas, basaltos con disyunción columnar, filones capa y diques máficos y ultramáficos que se encuentran intercalados o intruyendo depósitos turbidíticos del Caradociano-Ashgilliano (Hirnantiano?) (Blasco y Ramos 1976, Brussa et al. 1999, Cardó y Diaz 1999, Furque et al. 1999). Los aforamientos más septentrionales de la faja se ubican en la quebrada del río Bonete, en la Precordillera de Jagüé, donde aforan secuencias turbidíticas psamíticas relacionadas tectónicamente con diques y filones diabásicos y lavas almohadilladas (Kay et al. 1984, Astini et al. 2000, Martina y Astini 2009) asignados al Ordovícico por sus relaciones estratigráficas y sobre la base de una edad U-Pb en circones (454 ± 35 Ma) (Fauqué y Villar 2003).

LA FAJA MÁFICA-ULTRÁMÁFICA EN EL CORDÓN DEL PEÑASCO

El cordón del Peñasco está constituido, en su mayoría, por rocas asignadas al Paleozoico inferior (Harrington 1971, Pöthe de Baldis e Ichazo 1987, Cortés et al. 1999a). Allí aforan metacalizas, metadolomías y metasedimentitas asociadas a rocas máficas y ultramáficas metamorfizadas de similares características a las halladas en la localidad de sierra de las Cortaderas. La extensión de la faja en este sector varía entre 1,5 km y 3 km y su potencia alcanza, en algunos sectores, los 400 metros. Su rumbo es norte-sur desde el sur de la pampa de las Cortaderitas hasta la quebrada de Montaña, para luego volverse noreste-sudoeste (Az=30º) desde dicha quebrada hasta el noreste del cordón del Peñasco (Fig. 1). Está constituida por rocas ultramáficas serpentinizadas, gabros bandeados, cuerpos de diabasas (diques y/o filones capa) y metavolcanitas, representadas por metahialoclastitas y meta-basaltos. Los cuerpos ígneos se encuentran metamorfizados en facies esquistos verdes y están emplazados tectónicamente en metasedimentitas de ambiente marino, las cuales se describirán más adelante.

Rocas ultramáficas y gabros bandeados

Las serpentinitas se encuentran ampliamente distribuidas, formando una escama tectónica más o menos continua, con cuerpos lenticulares de dimensiones variables, que aforan en el área del cerro Pozo, continúan en la quebrada de Montaña, y llegan a las proximidades de la aguada de los Potrerillos (Fig. 1). Son rocas de color verde oscuro, verde claro, gris verdoso y negro, su brillo varía entre mate y vítreo y su aspecto es masivo. En algunos sectores, como en la zona de la mina La Judita y en las cercanías de la aguada de los Potrerillos, puede observarse el desarrollo de venas y venillas compuestas por antigorita que disectan las serpentinitas. Microscópicamente, las rocas ultramáficas presentan una serpentinización avanzada, en donde es posible reconocer relictos de cristales primarios de clinopiroxeno y ortopiroxeno. En las muestras de la quebrada de Montaña, se distinguen blastos de antigorita en textura interpenetrativa alterando a cristales de olivina,

escasos blastos de bastita en reemplazo de ortopiroxeno, y venillas plegadas de lizardita-crisotilo que disectan toda la roca y que, a su vez, son disectadas por finas venillas de talco (Fig. 2a). Acorde a la asociación mineral reconocida, estos cuerpos han alcanzado condiciones de metamorfismo en facies de grado medio (cristalización de antigorita) y luego sufrieron metamorfismo retrógrado a facies esquistos verdes (venillas de lizardita-crisotilo y talco). A pesar de que la intensa serpentinización ha obliterado los rasgos primarios de la roca, es posible inferir sobre la base de texturas observadas y la composición mineralógica, que los protolitos corresponderían a dunitas y harzburgitas. Al norte del cerro Pozo (Fig. 1), se observan cuerpos de gabros bandeados composicionalmente formados por una alternancia de capas melanocráticas y leucocráticas de espesor variable entre centímetros y decenas de centímetros. Las capas melanocráticas están conformadas por granate de hasta 0,5 cm de diámetro, clinopiroxeno y minerales opacos, mientras que las capas leucocráticas se encuentran dominadas por plagioclasa. Microscópicamente, poseen textura granoblástica bandeada integrada principalmente por granate, plagioclasa y clinopiroxeno, y en menor medida, cuarzo y minerales opacos. Los cristales de granate y clinopiroxeno conforman las bandas melanocráticas que se observan en muestra de mano. El primero presenta individuos intensamente fracturados que poseen colas de presión asimétricas en torno a los mismos. Los cristales de clinopiroxeno se observan fexurados. Los cristales de plagioclasa son anhedrales y se encuentran intensamente alterados a un agregado de grano muy fino y color castaño. Los cristales de cuarzo son anhedrales y poseen formas alargadas observando cierta lineación, por lo que su origen estaría vinculado a deformación. Estos individuos presentan, además, extinción ondulosa y fragmentosa. Los minerales opacos son de color rojo y negro y también conforman las bandas melanocráticas observadas en muestra de mano. En las cercanías de la mina Andacollo (Fig. 1) los gabros bandeados se asocian a rocas ultramáficas y a granulitas máficas cuyo protolito correspondería a una roca gábrica. Las rocas ultramáficas (dunitas y piroxenitas) son de color negro, aspecto fresco y de textura granosa mediana a gruesa. Microscópicamente, poseen textura granoblástica y están conformadas por ortopiroxeno, clinopiroxeno y minerales opacos. Las granulitas máficas son de color gris verdoso y su textura es granoblástica. Presentan granate de hasta 2 mm de tamaño, rodeados por halos de color blanquecino inmersos en una matriz de grano muy fino. Microscópicamente, poseen textura granoblástica a porfroblástica con estructura bandeada, y están constituidas por granate, clinopiroxeno, plagioclasa muy alterada y cuarzo. Los porfroblastos de granate se encuentran alineados. Presentan coronas de reacción kelifíticas compuestas por un agregado mineral de grano muy fino compuesto por cloritas, albita y mica blanca (Fig. 2b). Los cristales de clinopiroxeno están fexurados y presentan exsolución de piroxeno (Fig. 2b). En algunos sectores, se observan mosaicos de clinopiroxeno, plagioclasa y cuarzo. En base a su mineralogía y texturas, estos cuerpos, cuyo protolito podría corresponder a un gabro, habrían alcanzado condiciones de metamorfismo en facies de granulita y, posteriormente, habrían retrogradado a facies esquistos verdes. Los análisis de química mineral fueron realizados sobre una muestra de esta litología que fue tomada en la zona de la mina Andacollo (Fig. 1).

Figura 2: Aspectos petrográficos de las rocas máficas y ultramáficas del cordón del Peñasco. a) Fotomicrografía a nicoles cruzados correspondiente a una serpentinita donde se ilustra una textura interpenetrativa de antigorita disectada por venillas de crisotilo-lizardita. b) Fotomicrografía a nicoles cruzados correspondiente a una granulita máfica que presenta granates con coronas de reacción y clinopiroxenos fexurados con exsolución de cuarzo. c) Fotomicrografía a nicoles paralelos de una metabasita en donde se observa una amígdala con desarrollo de colas de presión. d) Fotomicrografía a nicoles paralelos de una metahialoclastita donde se ilustra un clasto de metabasita amigdaloide deformado e inmerso en una matriz vítrea.

Metadiabasas y metavolcanitas

Las metadiabasas aforan al norte del cerro Pozo y en la quebrada de Montaña (Fig. 1). Se alojan en una lámina de metasedimentitas localizada al oeste de aquella en donde se alojan las serpentinitas y gabros bandeados. Conforman cuerpos lentiformes de textura granoblástica mediana, cuyos colores de alteración son castaños, ocres, negros y verde oscuro. En la quebrada de Montaña, las lentes aforantes poseen un ancho promedio de 3 m y un largo máximo de 9 metros. Las metadiabasas poseen textura granoblástica y están formadas principalmente por cristales de clinopiroxeno, que presentan coronas de reacción de tremolita-actinolita, plagioclasas intensamente alteradas a minerales del grupo del epidoto y de las arcillas, y minerales opacos. Sobre la quebrada de Montaña es posible apreciar la presencia de metavolcanitas color verde oscuro a castaño que presentan amígdalas de carbonatos y cuarzo, en algunos sectores, intensamente deformadas y alineadas. Se ha reconocido, además, la presencia de clivaje de crenulación al igual que en las metasedimentitas eopaleozoicas aforantes en el área. Al microscopio, las metavolcanitas se componen de una matriz de cloritas y minerales opacos de muy pequeño tamaño. Las vesículas se encuentran rellenas predominantemente por mosaicos de calcita y, en menor medida, por mosaicos de cuarzo. Estas amígdalas presentan evidencias de deformación como colas de presión, las cuales están constituidas esencialmente por clorita (Fig. 2c). Los cristales de calcita presentan macla por deformación. Asociadas a la litología descripta, se reconoce un cuerpo de roca de textura brechosa, matriz soportado, compuesto por clastos angulosos (pertenecientes a la metavolcanita recién descripta y a filitas) de hasta 6 cm de tamaño. En el cordón de las Cortaderas y Bonilla, se han descripto rocas de aspecto similar que fueron interpretadas como flujos metavolcánicos por Davis et al. (1999) y como metahialoclastitas por Cortés et al. (1999b). Petrográficamente, se reconocen clastos deformados texturalmente similares a la metavolcanita descripta anteriormente. La matriz está compuesta principalmente por trizas vítreas relícticas alteradas y deformadas, cuarzo, mica blanca, minerales opacos y cloritas (Fig. 2d). Se interpreta a estos cuerpos como flujos lávicos derramados en un ambiente submarino, que se fragmentaron al entrar en contacto con el medio acuoso como resultado de contraste térmico (Mc Phie et al. 1993). Según las observaciones de campo y las características de las rocas descriptas, la metavolcanita amigdaloide correspondería a un cuerpo de roca volcánico que no sufrió fragmentación y podría ubicarse dentro de un dique alimentador o en la boca del mismo. Con respecto a la metahialoclastita, la misma correspondería a un flujo volcánico depositado en las cercanías de la boca del dique alimentador submarino.

QUÍMICA MINERAL

Procedimiento analítico

Los análisis de minerales fueron llevados a cabo en la Universidad de Huelva, España, donde se utilizó la microsonda electrónica JEOL JXA-8200, la cual consta de cuatro espectrómetros de dispersión de rayos X. El tiempo de medición de cada elemento fue entre 10 y 30 segundos con un potencial de voltaje de 15 kV y un rayo incidente de 20 nA de corriente y 5 µm de ancho. Para dicho tratamiento se utilizaron como estándares tanto materiales naturales como sintetizados. Los resultados obtenidos se presentan en los cuadros 1 y 2.

CUADRO 1: Composición representativa de granate (normalizado a 12 oxígenos).

CUADRO 2: Composición representativa de clinopiroxeno (normalizado a 6 oxígenos).

Resultados obtenidos

Los clinopiroxenos y granates analizados no presentan variaciones composicionales significativas de núcleo a borde (Fig. 3a y b).

Figura 3: Características químicas del granate y clinopiroxeno de las granulitas máficas del cordón del Peñasco. a) Perfil composicional de un cristal de granate correspondiente a granulita máfica. b) Perfil composicional de un cristal de clinopiroxeno correspondiente a granulita máfica. c) Clasificación de clinopiroxenos, según Morimoto et al. (1988) correspondientes a la granulita máfica. Los cristales analizados pertenecen al campo de piroxenos de Ca-Fe-Mg (Quad). d) Los cristales de clinopiroxeno pertenecientes a la granulita máfica se clasifican como diópsidos según Morimoto et al. (1988).

Se ha obtenido una composición para el granate de 42,3-43,7% almandino y 40,4-42,0% piropo. Presentan altos contenidos de Al₂O₃ (22,7-23,0%), MgO (10,9-11,4%), y CaO (5,6-5,9%), y bajos valores de MnO y Cr₂O₃ (hasta 0,37 y 0,16% respectivamente) (Cuadro 1). En el perfil composicional (Fig. 3a) puede reconocerse que su composición es homogénea al no distinguir grandes variaciones en sus fracciones molares de Fe, Mg, Ca y Mn. Los valores de #Mg (#Mg = Mg/(Mg+Fe)) hallados varían entre 0,48 y 0,50 (Cuadro 1). Los clinopiroxenos pertenecen al grupo de piroxenos de Ca-Mg-Fe (Quad) (Fig. 3c) y se los clasifica como diópsido (Fig. 3d), según Morimoto et al. (1988), debido a que poseen una relación molecular promedio de En₄₀Fs₁₂Wo₄₇ (Fig. 3c). Poseen altos valores de CaO (22,3-22,1%) y MgO (12,4-14,7%) y bajos contenidos de FeO (hasta un 7,7%), Na₂O (0,5-1,2%), MnO y Cr2O3 (ambos hasta 0,1%) (Cuadro 2). Los valores de #Mg son del orden de 0,77 pudiéndose reconocer, en el perfil composicional (Fig. 3b), un leve aumento en Mg de borde a núcleo desde 0,77 a 0,80, seguido de una disminución a 0,74. Por el contrario, se observa una disminución en Fe de borde a núcleo de 0,22 a 0,19 seguido de un leve incremento a 0,25. También se ha observado la presencia de ilmenita. La misma presenta valores entre 45,5 y 46,2% FeO, 2,5 y 2,7% MnO, y valores extremadamente bajos de Cr₂O₃ y MgO (ambos hasta un 0,1%). En la sierra de las Cortaderas, Davis et al. (1999) realizaron estudios de química mineral en granulitas máficas, obteniendo una composición para el granate de 33-45% piropo y clinopiroxenos ricos en Na y Al^VI respecto de sus equivalentes ígneos. La composición de granate obtenida en este trabajo es menos variable, entre 40,4 y 42,0% piropo, sin embargo se encuentra dentro del rango composicional obtenido por Davis et al. (1999).

Geotermometría

Varios estudios experimentales han demostrado que el intercambio Fe2+-Mg entre granate y clinopiroxeno depende de las condiciones físicas externas y de las variaciones composicionales internas. El geotermómetro granate-clinopiroxeno se basa en el intercambio de los cationes mencionados entre los miembros finales de estos minerales según la reacción:

Fe₃,AL₂Si₃O₁₂ + 3CaMgSi₂O = Mg₃Al₂Si₃O₁₂ + 3CaFeSi₂O₆

almandino + diópsido = piropo + hedenbergita (Pattison y Newton 1989). La aplicación de este geotermómetro se realizó utilizando las composiciones de núcleo y borde de granate y clinopiroxeno. Las variaciones en #Mg desde bordes a núcleo del granate y, sobre todo del clinopiroxeno, han generado muy pequeñas variaciones en las temperaturas obtenidas con este geotermómetro: al disminuir el #Mg en clinopiroxeno, la temperatura calculada es menor. Las temperaturas estimadas, a través del programa TWQ (Berman 1991), fueron de 883,7-883,9 y 884-884,2ºC en borde y núcleo respectivamente. Estos valores son coherentes con la mineralogía y texturas de alta temperatura reconocidas al microscopio y permiten estimar que esos cuerpos experimentaron un metamorfismo de alto grado en facies granulita. No se han obtenido análisis concluyentes para definir la composición de las plagio-clasas debido a que las mismas se encuentran intensamente alteradas. Se deberán profundizar los estudios para tratar de lograr estimaciones barométricas apropiadas. Sin embargo, puede estimarse que la roca estuvo sometida a presiones elevadas, mayores a 7,5 kilobares, a partir de la paragénesis observada al microscopio (cpx + grt + pl + ilm) (abreviaturas según Kretz 1983). Esta asociación mineral es característica de condiciones de mayor presión dentro de la facies granulita (Spear 1993, O'Brien y Rötzler 2003, Pattison 2003) ya que a medida que aumenta la presión, se forma granate a expensas de ortopiroxeno y plagioclasa, pasando de una paragénesis con opx + cpx + pl a una asociación más estable con grt + cpx + pl (Pattison 2003).

En concordancia con las temperaturas obtenidas en este trabajo, Davis et al. (1999) realizaron cálculos preliminares de presión-temperatura sobre granates de granulitas máficas de la sierra de las Cortaderas, los cuales arrojaron valores de presión mínima de 9 kbar y temperaturas entre 850-1000ºC.

Por otro lado, en la zona de Calingasta, Rubinstein et al. (1998) realizaron estudios de termometría sobre cloritas en lavas almohadilladas y diques, obteniendo temperaturas entre 239-304ºC. Estos valores son consistentes con los obtenidos por Robinson et al. (2005) ( T= 250-350°C, P= 2-3 kilobares) en la misma región. Estas estimaciones, realizadas en los términos superiores de la secuencia ofolítica (lavas almohadilladas y diques), corresponderían al evento metamórfico de bajo grado en facies esquistos verdes acaecido en el Devónico medio a tardío (Cucchi 1971, Buggisch et al. 1994, Davis et al. 1999).

LAS UNIDADES METASEDIMENTARIAS DEL CORDÓN DEL PEÑASCO

Actualmente existe una problemática en la nomenclatura estratigráfica de las unidades eopaleozoicas de la región de estudio. En un principio, Harrington (1971) definió el Grupo Villavicencio para referirse a rocas metasedimentarias e ígneas de edad paleozoica temprana que aforan en el norte de la Precordillera mendocina.

El autor subdividió a dicho grupo en tres facies: Alojamiento, Normal y Cortadera. Posteriormente, Cucchi (1972) definió la Formación Cortaderas agrupando las facies Normal y Cortadera. Sin embargo, dicho nombre, vigente actualmente, ya había sido utilizado por Furque (1956) para describir rocas de edad carbonífera inferior en la Precordillera de San Juan. A su vez, Cortés et al. (1999a) proponen nuevas nomenclaturas aún no validadas debido al carácter inédito del trabajo. Dado lo expuesto previamente y que todavía no se cuenta con los elementos suficientes como para redefinir o definir nuevas unidades estratigráficas, se ha tomado un criterio similar al adoptado por Davis et al. (1999) y Gerbi et al. (2002) para la descripción de las secuencias metasedimentarias del cordón del Peñasco.

Metalimolitas carbonáticas

Esta unidad equivale a la "Facies Cortadera" definida por Harrington (1971) y a parte de la Formación Cortaderas de Cucchi (1972). Afora al oeste del cerro Pozo, en la quebrada de Montaña, continuando hacia el norte en el cordón del Peñasco (Fig. 1) y hacia el sur en la sierra de las Cortaderas. La misma está conformada por filitas y pizarras de protolito pelítico, que en algunos casos presentan nódulos de color negro y pocos milímetros de diámetro, e intercalaciones menores de metacuarcitas, metamargas y calizas brechadas. Sus colores varían entre gris, verde y gris azulado y su brillo es sedoso. Las metasedimentitas presentan un destacado desarrollo de clivaje de crenulación (Fig. 4a). Sin embargo, en las proximidades de los contactos, normalmente tectónico, con las rocas máficas y ultramáficas, este clivaje se encuentra totalmente desdibujado. El rumbo de los planos de esquistosidad medidos en la aguada de las Cortaderitas y la quebrada de Montaña es norte-sur con desviaciones hacia el cuadrante noreste. Esto coincide con lo expuesto por Harrington (1971) y Cucchi (1972). Microscópicamente, las pizarras están compuestas por cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico, mica blanca, clorita, circón y minerales opacos. Se observa, además, el desarrollo de venillas concordantes y discordantes a la foliación, rellenas por cuarzo y minerales opacos de tamaño variable. En cuanto a la microestructura, presentan un destacado desarrollo de una dirección de foliación y de clivaje de crenulación, y en algunos casos, se observan nódulos de magnetita con evidencias de rotación. Esta asociación ha sido interpretada como depósitos de cuenca marino profunda por Harrington (1971). La misma no presenta fósiles diagnósticos que permitan asignarle una edad conclusiva; Davis et al. (1999) mencionan microfósiles pobremente preservados con un rango de edad entre Precámbrico tardío-Cámbrico temprano a Ordovícico inferior. Estas edades son consistentes con las propuestas por Baldis et al. (1982) por correlación entre distintas unidades aforantes en la Precordillera. A su vez, Astini et al. (2000) las asigna al Caradociano contemplando argumentos litoestratigráficos.

Figura 4: Aspectos sedimentológicos de las metasedimentitas del cordón del Peñasco. a) Aforamiento correspondiente a pizarras de la asociación metalimolitas carbonáticas con desarrollo destacado de clivaje de crenulación. b) Diagrama representativo de los depósitos turbidíticos interpretados para la asociación metaareniscas y metapelitas. Referencias: Sm: metaareniscas masivas, Sh: metaareniscas con laminación horizontal, SFh: metaareniscas limolíticas con laminación horizontal, Sr: metaareniscas con laminación ondulítica, Fh: metapelitas con laminación horizontal.

Metaareniscas y metapelitas

Esta unidad equivale a la "Facies Normal" definida por Harrington (1971) y a parte de la Formación Cortaderas de Cucchi (1972). Afora en las inmediaciones del cerro Pozo, en la quebrada de Montaña, continuando hacia el norte en el cordón del Peñasco (Fig. 1) y hacia el sur en la sierra de las Cortaderas. Se encuentra en contacto tectónico con la secuencia de metalimolitas carbonáticas. Consiste en una alternancia monótona de metaareniscas color verde oliva, de grano fino a grueso, de hasta 80 cm de espesor, y pizarras de protolito pelítico o arenoso muy fino cuyo color varía entre verde oliva y verde azulado y cuyo espesor máximo es de 60 centímetros. El predominio de los términos arenosos y pelíticos se encuentra irregularmente distribuido a lo largo de la región de estudio. En algunos sectores, se reconocen cuerpos de diabasas intruyendo a la secuencia. En la zona de Mina Andacollo, se han identificado cuerpos de ortoconglomerados finos de color verde grisáceo a verde oliva, clasto sostén, moderadamente seleccionados, que suprayacen a las pizarras y que continúan hacia el techo como areniscas gruesas a medianas. Presentan clastos subredondeados de hasta 0,5 cm de tamaño, de hábito equidimensional predominante, que corresponden a cuarcitas/metacuarcitas y calizas. La matriz es arenosa fina y la geometría de los cuerpos es ligeramente lenticular. Esta unidad fue estudiada con más detalle en la quebrada de Montaña, al este de la Garganta del León (Fig. 1). En general, se identifica una secuencia de metaareniscas de arreglo granodecreciente, en donde predominan metaareniscas medianas a gruesas masivas, ordenadas en bancos lentiformes a lenticulares de hasta 0,8 m de espesor, de base neta plana a levemente erosiva, con turboglifos y marcas de herramientas en sus bases. Hacia el tope, se reconocen bancos de metaare-niscas de hasta 0,3 m de espesor, con laminación horizontal, que culminan con bancos muy delgados de metaareniscas con ondulitas en el techo (Fig. 4b). En algunos casos, se presentan bancos de metaareniscas lenticulares, canalizados y amalgamados, de entre 3 y 5 m de espesor, que presentan estratificación entrecruzada en artesa de escala decimétrica que se asocian a laminación horizontal y ondulitas. En otras ocasiones, las metaa-reniscas conforman bancos algo lentiformes de 0,6 a 1,5 m de espesor, frecuentemente amalgamados con presencia de pulsos de gradación inversa. En ambos casos, la presencia de bancos metapelíticos es nula o escasa.

Hacia el este, predominan niveles de metaareniscas finas, de geometría tabular y base neta hasta ondulosa. Estos niveles suelen presentar laminación horizontal y ondulitas. Hacia el tope, alcanzan términos metapelíticos que presentan laminación horizontal o son masivos. Al microscopio, las metaareniscas presentan abundantes clastos de cuarzo y variadas proporciones de plagioclasa, feldespato potásico, fragmentos líticos metamórficos, mica blanca, biotita, minerales opacos, circón y apatita. La matriz es de fracción muy fina y se observa leve recristalización. Se reconoce el desarrollo de foliación, estando más desarrollada en aquellas muestras de texturas más finas. Con respecto a las pizarras, las mismas presentan abundante cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico, leucoxeno-titanita, minerales opacos, cloritas, fragmentos líticos metamórficos y minerales micáceos.

En concordancia con propuestas de otros autores (Cortés et al. 1999a, b), el paleoambiente para esta unidad puede asignarse a un sector de pie de talud de la plataforma con desarrollo de sedimentación gravitacional canalizada y no canalizada. Harrington (1971) le asigna una edad eopaleozoica dudosa. Durand et al. (1997) mencionan trazas fósiles de probable edad ordovícica en rocas similares aforantes en el cordón de los Alojamientos, inmediatamente al este del área de estudio. En tanto, Pöthe de Baldis e Ichazo (1987) le asignan una edad llandoveriana en base a fauna de quitinozoos. Estas edades son consistentes con la asignada por Cortés et al. (1999a) en base a relaciones estratigráficas.

La deformación y metamorfismo que afectó a estas unidades ha sido asignada al Devónico medio a tardío sobre la base de dataciones K-Ar y Ar-Ar (Cucchi 1971, Buggisch et al. 1994, Davis et al. 1999).

DISCUSIÓN

Existe cierto consenso en cuanto a que el ambiente de formación de la faja máfica-ultramáfica sería el de una dorsal oceánica enriquecida en donde las rocas ultramáficas y metagabros bandeados corresponderían a niveles estructurales profundos de la secuencia ofolítica; mientras que las diabasas, diques y lavas almohadilladas pertenecerían a niveles estructurales superficiales de la misma. Esta secuencia habría sido subducida por debajo del terreno Cuyania, en donde las irregularidades del fondo oceánico fueron obductadas e incorporadas al complejo de subducción durante el proceso de convergencia que provocó la colisión del terreno Chilenia contra el margen gondwánico durante la orogenia Chánica (Haller y Ramos 1984, 1993, Kay et al. 1984, Cortés y Kay 1994). En contraste, para Davis et al. (1999) las rocas ultramáficas y gabros bandeados asociados a gneises cuarzo-feldespáticos representarían corteza continental del basamento de Chilenia. Estos autores también postulan que la asociación máfica ofolítica superior y los complejos metasedimentario/metavolcánico se habrían originado en un ambiente oceánico. Davis et al. (2000), en base a datos geocronológicos, señalan que la secuencia ofolítica no pertenecería a una sola faja como proponen Haller y Ramos (1984, 1993), sino que se habría formado en distintos ambientes entre el Neoproterozoico y el Silúrico. Los mismos autores destacan el carácter levemente calcoalcalino de los gabros bandeados y sostienen que se habrían formado en el hanging-wall de una zona de subducción de polaridad hacia el oeste. Sin embargo, Kay et al. (2005) resaltan valores positivos de eNd para ese tipo de rocas, similares a los encontrados para otras rocas máficas en las localidades de Cortaderas, Calingasta y río Bonete, asignándoles a todas ellas un origen oceánico, asociado a un magmatismo tipo E-MORB. Sobre la base de la vergencia de la deformación más antigua reconocida, algunos autores (Ramos et al. 1984, 1986, Cortés et al. 1999a) la postulan hacia el oeste, por lo que la subducción habría tenido polaridad oriental. von Gosen (1997) describe estructuras con vergencia tanto al este como al oeste al igual que Davis et al. (1999). Estos últimos autores proponen que la polaridad de la subducción habría sido hacia el oeste sobre la base de la ausencia de un arco magmático de edad previa a la colisión, y a que el emplazamiento de las rocas máficas-ultramáficas tendría una vergencia oriental. Si bien no se han encontrado evidencias de un arco magmático bien desarrollado en el ámbito de la Precordillera o en la Cordillera Frontal, debe destacarse la presencia de rocas de arco magmático (Tonalita Rodeo de la Bordalesa) intruyendo sedimentitas silúricas deformadas en el Bloque de San Rafael (Cingolani et al. 2003). La edad de cristalización (método U-Pb en circones) de estas rocas es de 401 ± 3Ma (Devónico inferior). El escaso desarrollo de magmatismo podría ser interpretado como producto de una subducción temporalmente poco prolongada por lo cual el mismo podría no haber sido importante (Ernst 2010). Siguiendo el marco paleogeográfico propuesto por Haller y Ramos (1984, 1993), se propone que la cinemática en un canal de subducción podría explicar la deformación con vergencia al este y al oeste registrada por distintos autores a lo largo de la Precordillera occidental (Ramos et al. 1984, Cortés et al. 1999a y b, Davis et al. 1999, von Gosen 1997, Gerbi et al. 2002). En este ambiente es posible encontrar vergencias de deformación opuestas ya que las rocas pueden experimentar sentidos de cizalla diferentes a medida que subducen y son exhumadas (O'Brien y Rötzler 2003, Agard et al. 2009, entre otros). El contacto tectónico entre metamorfitas de alto y bajo grado y la presencia de evidencias de metamorfismo retrógrado observadas en el área de estudio podrían ser interpretadas como producto del mecanismo mencionado, ya que durante el proceso de convergencia, la corteza oceánica y sedimentos suprayacentes son llevados a profundidad pudiendo desacoplarse y ser acrecionados en el complejo de subducción. El material que se subduce puede exhumarse experimentando un reequilibrio en su composición mineralógica al pasar de condiciones de mayor a menor temperatura y presión (Agard et al. 2009). Este mecanismo podría explicar la presencia de metamorfitas en facies granulita (que alcanzaron temperaturas de 884°C) retrogradadas a facies esquistos verdes, así como las escamas tectónicas de rocas máficas-ultramáficas en contacto con meta-sedimentitas y rocas máficas de bajo grado metamórfico.

CONCLUSIONES

En el presente trabajo se han distinguido nuevos cuerpos ígneos máficos y ultramáficos que no habían sido registrados en la literatura previa. Los mismos formarían parte de la faja máfica-ultramáfica ubicada más al sur, en la sierra de las Cortaderas, Precordillera mendocina. Los mismos se encuentran en contacto tectónico con metasedimentitas de ambiente marino. Los cuerpos máficos y ultramáficos corresponden a rocas ultramáficas serpentinizadas, gabros bandeados en facies granulita retrogradados a facies esquistos verdes; diabasas y metavolcanitas con metamorfismo de bajo grado. A partir de los datos de química mineral obtenidos de una granulita máfica (gabro bandeado), los cristales de granate (42,3-43,7% almandino) y clinopiroxeno (diópsido) son composicionalmente homogéneos. Considerando los resultados obtenidos a partir de la aplicación del geotermómetro granate-clinopiroxeno, se interpreta que los gabros bandeados fueron sometidos a metamorfismo de alta temperatura, el cual alcanzó los 884°C. Por otro lado, dentro de las metasedimentitas se han reconocido dos asociaciones: una de metalimolitas carbonáticas y otra de metaareniscas y metapelitas. Las primeras se interpretan como depósitos marino profundos de probable edad ordovícica. Los depósitos de metaareniscas y metapelitas exhiben un arreglo grano-decreciente, con una importante preservación de estructuras mecánicas. El paleoambiente inferido es de pie de talud continental con predominio de sedimentación gravitacional canalizada y no canalizada.

AGRADECIMIENTOS

Esta es la contribución R-73 del Instituto de Estudios Andinos Don Pablo Groeber. Este trabajo se desarrolló en el marco del Trabajo Final de Licenciatura y de la Beca Estímulo, otorgada por la Universidad de Buenos Aires, de Florencia L. Boedo. Este trabajo fue subsidiado por el proyecto CONICET PIP 0072 (Graciela Vujovich). Las autoras agradecen al Dr. Juan Otamendi por la realización de estudios de microsonda y a la Dra. Alina Tibaldi por su colaboración. Las autoras agradecen las valiosas observaciones y sugerencias de los revisores que permitieron mejorar la calidad del manuscrito.

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Recibido: 27 de abril, 2011.
Aceptado: 13 de noviembre, 2011.