ARTÍCULOS

Geología y petrología del granito tres cerritos, extremo meridional de la Sierra de Quilmes y su relación con el magmatismo Devónico-Carbonífero de las Sierras Pampeanas

 

Ana E. Acosta Nagle¹ y José P. López¹

¹ Instituto Superior de Correlación Geológica (CONICET-UNT). San Miguel de Tucumán. Email: acostanagle@gmail.com

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RESUMEN

El Granito Tres Cerritos está ubicado en el extremo SE de la Sierra de Quilmes, en el departamento Santa María, provincia de Catamarca, en el ambiente morfoestructural de Sierras Pampeanas Septentrionales. El basamento metamórfico de la zona de estudio está constituido por esquistos de bajo y mediano grado metamórfico pertenecientes al Complejo Tolombón, que son afectadas por una faja de cizalla formada con anterioridad al emplazamiento del intrusivo. Localmente se produce metamorfismo de contacto con formación de porfiroblastos de cordierita y biotita. El granito Tres Cerritos aflora en dos sectores, uno de mayor extensión, de unos 6 km² de superficie, de forma elongada con su eje mayor de 4 km de rumbo submeridional y otro más pequeño, que aflora al oeste del área de estudio, de unos 1,9 Km de largo por 250 m de ancho, aproximadamente. Composicionalmente varía entre sienogranito y monzogranito y presenta tres facies: porfírica biotítica, porfírica moscovítica y equigranular moscovítica. Geoquímicamente se define como un granito calco-alcalino y peraluminoso, con alto potasio. Según dataciones K/Ar este granito sería de edad carbonífera superior. Las características petrográficas, geoquímicas y geocronológicas del granito Tres Cerritos son similares a la de los intrusivos devónico-carboníferos de las Sierras Pampeanas de Catamarca, La Rioja, Córdoba y San Luis, por lo que el granito Tres Cerritos formaría parte de un evento magmático de gran extensión areal, post-orogénico o de intraplaca, que afectó a las Sierras Pampeanas durante el Devónico-Carbonífero.

Palabras clave: Sierras Pampeanas Septentrionales; Complejo Tolombón.

ABSTRACT

Geology and petrology of Tres Cerritos granite, southern extreme of the Quilmes range, and its relathionship with the Devonian-Carboniferous magmatism of the Pamepean Ranges
Tres Cerritos granite is located in the extreme southern of Quilmes range, Catamarca province, in the Sierras Pampeanas Septentrionales. The metamorphic basement is composed of low to medium grade schists belonging to Tolombón Complex. It presents thermal metamorphism with development of porfiroblasts of cordierite and biotite. The Tres Cerritos granite crops out in two sectors, one more extensive, with an area of 6 Km² of surface, with its major axis of 4 Km of course submeridional, and other smaller, outcropping to west of study zone, of 1,9 km long by 250 m wide. Compositionally varies between sienogranite and monzogranite and presents three facies: porfhiric biotitic, porfiric moscovitic and equigranular moscovitic. Geochemically is a calc-alkaline granite, peraluminous, rich in potassium. According datings K / Ar would this granite top Carboniferous age. The petrological, geochemical and geochronological characteristics are similar to that of the devonian-carboniferous intrusives of the Sierras Pampeanas of Catamarca, La Rioja, Córdoba and San Luis, so the Granite Tres Cerritos could be part of a post-orogenic or intraplate large magmatic event of regional extension that affected the Sierras Pampeanas during the Devonian-Carboniferous.

Keywords: Sierras Pampeanas Septentrionales; Tolombón Complex.

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INTRODUCCIÓN

La actividad magmática de edad devónica-carbonífera de las Sierras Pampeanas fue reconocida por numerosos autores en los últimos años y podría ser más importante de lo que es generalmente considerada, dada su extensión (Grosse y Sardi 2005), habiéndose reconocido en las Sierras Pampeanas de Catamarca, La Rioja, Córdoba y San Luis. Esta actividad está representada por numerosos batolitos y cuerpos menores post-deformacionales, con formas circulares a ovaladas, de emplazamiento somero en corteza superior frágil y de composición predominantemente monzogranítica, rica en potasio (Lira y Kirschbaum 1990, Pinotti et al. 2002 y 2006, Llambías et al. 1998, Grissom et al. 1998, Grosse y Sardi 2005). Todos estos cuerpos se emplazaron al este del arco Famatiniano en un ambiente post-orogénico o de intraplaca bajo un régimen tectónico extensional (Llambías et al. 1998, Pinotti et al. 2002 y 2006).
La Sierra de Quilmes forma parte de la Sierras Pampeanas Noroccidentales (Caminos 1979), está formada por un basamento metamórfico con rocas de bajo y mediano grado metamórfico, aunque se definen algunas zonas con alto grado metamórfico en el sector noroeste de la misma (Toselli et al. 1978). La intruyen granitoides de edad ordovícica a carbonífera, denominados granito Cafayate, tonalita Tolombón y granito Tres Cerritos.
En este contexto se estudió el granito Tres Cerritos, representante del magmatismo carbonífero del área. Este cuerpo se ubica en el extremo meridional de dicha sierra, en el departamento Santa María, provincia de Catamarca, entre los paralelos de 26º 53’ 17” y 26º 55’ 20” S y los meridianos de 66º 10’ 01” y 66º 08’ 10” O (Fig.1).

Figura 1: Mapa Geológico del área de estudio.

El objetivo del presente trabajo es realizar el reconocimiento, la clasificación y caracterización petrográfica y geoquímica del granito Tres Cerritos y del basamento metamórfico de la zona, para luego integrarlos a la historia intrusiva de la región, en un esquema geotectónico regional.

ANTECEDENTES

Los trabajos en la Sierra de Quilmes comenzaron a mediados del siglo XX, donde Ruiz Huidobro (1966) realiza una reseña litológica de la falda sudoriental de dicha sierra en la que menciona la existencia, a grandes rasgos, de rocas ígneas ácidas, un basamento metamórfico en el que incluye rocas variadas y define la cubierta sedimentaria. Posteriormente, Rapela (1976) señala a la tonalita Tolombón como un ejemplo característico del magmatismo ordovícico- devónico de esta sierra y al granito Cafayate, de edad ordovícica, como un cuerpo tardío-tectónico y polifásico con zonación asimétrica. Un estudio de carácter regional y más completo de la sierra lo realizan Toselli et al. (1978) donde describen al basamento metamórfico de la Sierra de Quilmes, en el que se reconoce a los Complejos Agua del Sapo y Tolombón, diferenciándose ambos por las características mineralógicas y texturales de los metamorfismos regionales progresivos que predominan en cada zona. Luego, Toselli (1992) elabora un esquema de ciclos eruptivos para explicar el magmatismo del noroeste argentino e incluyen al intrusivo de Tres Cerritos dentro del ciclo magmático Precordillerano.
Precisamente, el magmatismo del extremo submeridional de la Sierra de Quilmes está representado por el granito Tres Cerritos, al que Cabrera (1973) y Cabrera et al. (1985) le asignaron una edad carbonífera. Por su parte, Acosta Nagle (2011), realizó estudios petrológicos de mayor detalle, reconociendo tres facies; además identificó al Complejo Tolombón (Toselli et al. 1978) en esta zona, y mencionó evidencias de metamorfismo de contacto sobre la roca de caja del intrusivo. Acosta Nagle (2011) también reconoció una faja de cizalla, desarrollada con anterioridad al emplazamiento del cuerpo granítico.
En relación a la geocronología, en el área de estudio no se posee información geocronológica del basamento metamórfico, contándose sólo con datos que provienen de gneises y migmatitas de las zonas de Cafayate, Tolombón y Colalao del Valle y de metamorfitas de áreas aledañas (filitas moteadas de La Punilla) que son asignadas por Toselli et al. (1978) al Ordovícico. De acuerdo a esto, las rocas que componen el Complejo Tolombón pertenecerían al Ciclo Famatiniano (Aceñolaza at al. 1990). Dataciones geocronológicas más recientes (Büttner et al. 2005) señalan un evento metamórfico-deformacional entre los 470 y los 410 Ma, que sería contemporáneo con la intrusión del Granito Cafayate y de pegmatitas y aplitas formadas en las etapas tardías a la cristalización de dicho plutón, por lo que el basamento ígneo-metamórfico de las zonas centro y norte de la Sierra de Quilmes quedaría comprendido en el lapso Precámbrico Superior-Silúrico Tardío.
En el área de estudio Cabrera (1973) obtuvo una edad K/Ar devónica- carbonífera inferior para el granito Tres Cerritos y posteriormente Cabrera et al. (1985) presentaron nuevos datos K-Ar para este cuerpo, señalando edades de 313 ± 10 Ma y 363 ± 15 Ma, lo que ubicaría al proceso intrusivo en el Carbonífero Superior.

GEOLOGÍA DEL ÁREA DE ESTUDIO

Basamento metamórfico
Las rocas que forman parte del basamento metamórfico de la zona de estudio se encuentran ubicadas en el sector central del área, aflorando en gran parte de la misma y en contacto neto con el granito Tres Cerritos. Corresponden a esquistos de bajo y mediano grado metamórfico pertenecientes al Complejo Tolombón (Toselli et al. 1978), desarrollados sobre capas de sedimentos pelíticos y sedimentos arenosos sobre los que se superponen un metamorfismo regional y un metamorfismo de contacto asociado a la intrusión del granito Tres Cerritos. Localmente se reconoce el desarrollo de una faja de cizalla con evidencias de deformación dúctil, formada con anterioridad al emplazamiento del cuerpo intrusivo.
Las rocas generadas por el metamorfismo regional integran dos grupos diferenciados entre sí en base a características texturales relacionadas con la litología premetamórfica. Así se reconocen las denominadas metapelitas o esquistos micáceos (definidos como esquistos filíticos por Toselli et al. 1978), de fábrica esquistosa y desarrolladas sobre material pelitico y las metapsamitas con una fábrica maciza correspondiente a las rocas de composición preferentemente arenosa.
Metapelitas (Esquistos micáceos): Se localizan en el norte del área de estudio y son generadas a partir de capas netamente pelíticas, de grano fino, de mayor espesor y con un contenido mayor en minerales ricos en aluminio. Macroscópicamente se observan esquistos de color gris claro a oscuro, con buena foliación definida por la presencia de superficies S1. Es común la presencia de venillas cuarzosas de hasta 4 mm de espesor, con granate asociado de hasta 1 cm de diámetro, concordantes o discordantes a la foliación de la roca. Microscópicamente, la roca presenta un tamaño de grano fino, con fábrica esquistosa, definida por bandas grano-lepidoblásticas. Los sectores granoblásticos están compuestos por cuarzo anhedral, la mayoría de las veces con forma alargada, con extinción ondulosa y flash, y por plagioclasas anhedrales, no macladas, alteradas a caolinita y sericita. Por otro lado, los sectores lepidoblásticos están integrados por clorita, muscovita y escasa biotita, además de turmalina. Las micas se presentan con formas anhedrales a subhedrales y orientadas preferencialmente, siendo la clorita la mica dominante. La turmalina es de color verde oliva, anhedral y sin orientación definida. Además se observa apatita y circón, redondeados, y epidoto, calcita, caolinita y sericita como minerales de alteración (Fig. 2). En algunos afloramientos se distinguen esquistos de color gris claro, en capas de 20 a 30 cm de espesor, que corresponden a una estratificación relíctica S0 y superficies S1, oblicuas a las anteriores, formando una foliación metamórfica en la que se reconocen bandas oscuras, principalmente biotítico-muscovíticas y bandas claras, cuarzo-feldespáticas.

Figura 2: Metapelitas (esquistos micáceos); Complejo Tolombón. a) Afloramiento. b) Microfotografía mostrando bandas grano-lepidoblásticas.

Metapsamitas: Son rocas generadas a partir de capas arenosas, de grano más grueso, con menor espesor y contenido en minerales ricos en aluminio que las descriptas anteriormente. Macroscópicamente, presentan un color gris oscuro y una fábrica maciza. Dichas capas presentan un espesor de 2 m como máximo y microscópicamente se observan metablastos casi ovoidales de cuarzo límpido y albita, no maclada, con inclusiones micáceas y carbonosas, y biotita dominante sobre muscovita y clorita. La intrusión del granito Tres Cerritos produce, sobre las rocas en facies esquistos verdes desarrolladas bajo condiciones de metamorfismo regional dinamotérmico, un fenómeno de metamorfismo de contacto, con generación de aureolas térmicas y el desarrollo de porfiroblastos de cordierita y biotita crecidos estáticamente sobre las metapelitas (esquistos micáceos) generando los denominados esquistos nodulosos, y de biotita crecidos de igual manera sobre las metapsamitas, formando corneanas.
Esquistos nodulosos: Constituyen las rocas dominantes en el área de estudio y macroscópicamente presentan un color gris oscuro, con porfiroblastos ovoidales de hasta 3mm de diámetro, de color azul grisáceo, muchas veces con aureolas de alteración, que por su hábito y por las relaciones geológicas se interpretan como cordierita, y con buena foliación definida por superficies S1. Microscópicamente corresponden a rocas de grano fino y fábrica foliada definida por bandas grano- lepidoblásticas y lepidoblásticas alternantes, que además presentan nódulos de cordierita y biotita. Las bandas grano- lepidoblásticas están formadas por biotita, muscovita, clorita y turmalina, además de cuarzo y plagioclasas. Las micas, biotita predominante, se presentan con formas subhedrales a anhedrales y orientadas. La turmalina es de color verde oliva, subhedral a anhedral y orientada preferentemente cuando se presenta con hábito alargado. Por otro lado, el cuarzo es anhedral, con extinción levemente ondulosa y la plagioclasa, anhedral, se presenta sin macla y alterada a caolinita y sericita principalmente. Las bandas lepidoblásticas están formadas por una concentración de micas y turmalina. Es común la presencia de apatita y minerales opacos, además de sericita y caolinita como productos de alteración. Los nódulos de biotita se presentan con formas anhedrales, sin orientación definida, pero concentrados en las bandas lepidoblásticas de estas rocas. A su vez, los porfiroblastos correspondientes a cordieritas, se encuentran completamente alterados a sericita y clorita por metamorfismo retrógrado y concentrados también en las bandas lepidoblásticas (Fig. 3).

Figura 3: Esquistos nodulosos, Complejo Tolombón. a) Afloramiento. b) microfotografía mostrando bandas grano-lepidoblasticas, lepidoblasticas y porfiroblastos de cordierita alterados a sericita y clorita.

Corneanas: Estas rocas son producto de metamorfismo de contacto sobre las metapsamitas; macroscópicamente presentan un color gris oscuro a negro y una fábrica maciza y presentan las mismas características mineralógicas que la metapsamitas, salvo por la presencia de fenoblastos de biotita crecidos de manera estática.
Es común en las rocas que constituyen el basamento metamórfico, la presencia de venas y venillas cuarzosas, concordantes o discordantes a la estructura general, de hasta 50 cm de espesor.
Paragénesis minerales: Las asociaciones minerales observadas en las rocas estudiadas son:
1-a-Clorita-muscovita-cuarzo
1-b-Biotita-muscovita-cuarzo-plagioclasa
2-a-Biotita-clorita-cordierita

Las primeras dos asociaciones observadas corresponden a las típicas de la facies esquistos verdes, es decir, al bajo grado metamórfico (Winkler 1976). La asociación 1-a (zona de la clorita) pasa a la asociación 1-b (zona de la biotita). Esta última, a su vez, pasa a la asociación 2-a, que marca el comienzo del metamorfismo de grado medio de baja presión en rocas ricas en Al2O3.
La formación de cordierita en este tipo de rocas estaría determinada por la disponibilidad de los elementos necesarios para su desarrollo, en minerales susceptibles de reaccionar, al tornarse inestables y al modificarse localmente las condiciones físico-químicas debido a la intrusión granítica. Su formación estaría controlada no sólo por la composición original, es decir, sedimentos pelíticos, sino también por un estado paragenético apropiado de las metamorfitas (paragénesis de bajo grado, según Winker 1976):

Ms + Chl + Qtz = Crd + Bt + H₂O

(Abreviaciones minerales recomendada por la IUGS)

En cuanto a la estructura del basamento metamórfico, el mismo presenta una fábrica foliada, con planos que muestran un rumbo general NE con un valor promedio de dirección de buzamiento de 270º, y buzamientos hacia el NO, con valores de ángulo bajo a medio, de hasta 35º en promedio. En las cercanías al intrusivo Tres Cerritos se observa un aumento del ángulo de inclinación de los planos, con valores subverticales de 85º en promedio.
Las rocas que constituyen el basamento metamórfico son afectadas por zonas de deformación dúctil (Fig. 4), donde se reconocen diques cuarzosos deformados mostrando estructuras de tipo pinch and swell (Fig. 4a) y una faja miloníticas (Figs. 4b, c), que se encuentra mejor preservada en las rocas de origen pelítico, por lo que su distribución se restringe a áreas donde aflora el tipo litológico mencionado. Presenta planos con rumbo submeridional e inclinaciones hacia el SO, con valores de 280º de dirección de buzamiento y 70º de buzamiento en promedio. Desarrolla una roca milonítica, compuesta por una matriz principalmente biotítica, con desarrollo de textura de fluxión, sobre la que se destacan porfiroblastos de cordierita de 0,3 cm de diámetro alterados a clorita y sericita y sin rasgos de deformación.

Figura 4: Evidencias de deformación dúctil en el basamento metamórfico perteneciente al Complejo Tolombón. a) Dique Cuarzoso deformado. b) Roca milonítica desarrollada sobre una metapsamita. c) Capas alternantes de metapelítas y metapsamitas con deformación milonítica y crecimiento de cuarzo por deformación de carácter extensional.

La zona de falla, a la que está asociada dicha faja, presenta planos con rumbo general NE, con valores medios de inclinación hacia el SE, 95º de dirección de buzamiento y 50º de inclinación en promedio, y corresponde a una superficie de despegue, que eleva el paquete metamórfico oriental.
La presencia de fajas de cizalla asociadas a intrusivos devónico-carboníferos fue reconocida y descripta por numerosos autores en diversos trabajos (Grosse y Sardi 2005, Sardi et al. 2005, Sardi y Toselli 2003, Grosse et al. 2005 y 2009, Rossi et al. 2002, Toselli et al. 2003, y 2005, López y Toselli 2002, López et al. 2006, Pinotti et al. 2002 y 2006, entre otros). Esta característica estaría íntimamente relacionada con la génesis de estos cuerpos, ya que los mismos se habrían formado por anatéxis en áreas de engrosamiento cortical y alojados a lo largo de zonas distensivas, como fajas de cizalla o zonas de transcurrencia (Barbarin 1996 y 1999, Toselli et al. 2011), estructuras que favorecen el ascenso y emplazamiento de los mismos, en un régimen tectónico extensional (Llambías et al. 1998, Pinotti et al. 2002).

Rocas graníticas
En el área de estudio las rocas graníticas están representadas por el Granito Tres Cerritos que corresponde a dos cuerpos aflorantes, uno de mayor extensión, de forma elongada en dirección NNE, de forma irregular en planta, de unos 4 km de largo y 1,5 km de ancho y otro de menor extensión, de 1,9 km de largo y 250 m de ancho, aproximadamente. Ambos pertenecerían a un mismo cuerpo, separados en superficie por parte del basamento metamórfico que correspondería al techo del plutón.
Este intrusivo es discordante con las rocas del basamento metamórfico que le sirven de caja y presenta contactos netos con la misma. Composicionalmente es un sieno-monzogranito (Fig. 5, Cuadro 1), biotitico-muscovítico y presenta tres facies, una porfírica biotítica, una porfírica muscovítica y una equigranular muscovítica.

Figura 5: Diagrama triangular QAP para la clasificación de rocas plutónicas (M < 90 %), (según Streckeisen 1976).

Cuadro 1: Análisis modal para la clasificación de las rocas graníticas pertenecientes al intrusivo Tres Cerritos.

En el cuadro 1 se observa los valores provenientes del análisis modal realizado a los cortes petrográficos de las muestras del Granito Tres Cerritos utilizados para su posterior clasificación en el triángulo QAP (Streckeisen 1976).

Facies porfírica biotítica: Corresponde a una roca de textura holocristalina, fanerítica y porfírica, de color gris claro a amarillo claro y tamaño de grano medio a grueso (Fig. 6). Presenta abundante cantidad de fenocristales de microclino, con tamaños entre 0,5 y 6 cm. Microscópicamente, está compuesta por cuarzo (29,8 %), que se presenta como parte de la matriz, con forma anhedral, con extinción flash principalmente, fragmentosa y ondulosa en menor cantidad, e inclusiones fluidas y de minerales no distinguibles. En algunos casos se presenta, también, como fenocristales subhedrales, fracturados y límpidos de hasta 0,5 mm de largo. Los feldespatos están representados por microclino pertítico (33,5 %) y plagioclasas (19,9 %), que presentan en dos poblaciones de tamaños, como fenocristales y también formando parte de la matriz, se observan con formas subhedrales y anhedrales, con maclas características, en algunos casos fracturadas, mostrando, además, diversos grados de alteración a caolinita, sericita, muscovita y epidoto. Las micas presentes corresponden a muscovita (9,2 %) y biotita (5,8 %), ambas con formas subhedrales y anhedrales. La muscovita está en mayor cantidad y es tanto primaria como secundaria. La biotita se encuentra alterada a clorita, epidoto y asociada a minerales opacos. Se observa biotita titanífera. El circón, como inclusión en la biotita y formando halos oscuros en ella, y el apatito son accesorios escasos. Son comunes las simplectitas. Además, presenta xenolitos de la roca de caja, de formas subangulosas a redondeadas, y de 0,5 y 5 cm de diámetro, miarolas, y venas y venillas cuarzosas que atraviesan al granito con espesores de hasta 15 cm.

Figura 6: Facies porfírica biotítica, Granito Tres Cerritos. a) Fotografía de afloramiento. b) Muestra de mano.

Facies porfírica moscovíticta: Se presenta en el sector NE del área de estudio, en forma de un cuerpo semicircular y corresponde a una roca de textura holocristalina, fanerítica y porfírica, de color rosado y tamaño de grano medio a grueso (Fig. 7). Presenta abundantes fenocristales de microclino con tamaños variables entre 1 y 3 cm. Microscópicamente, está compuesto por cuarzo (37,2 %), que forma parte de la matriz, con forma anhedral, extinción flash y levemente ondulosa, e inclusiones fluidas en algunos casos. El microclino (23,9 %), pertítico, se presenta principalmente como fenocristales y también formando parte de la matriz, se muestra con forma subhedral, maclado y fracturado en algunos casos, alterado principalmente a caolinita y a sericita en menor cantidad, como minerales esenciales. La plagioclasa (23,0 %), se presenta como fenocristales y también formando parte de la matriz, posee forma anhedral y subhedral, está maclada y fracturada, alterada, en grado variable, a caolinita principalmente y a sericita, zoicita y epidoto. La muscovita (9,7 %) y la biotita (2,1 %) forman parte de los minerales accesorios, siendo la primera la que se encuentra en mayor cantidad; son subhedrales y anhedrales, la biotita esta cloritizada, muscovitizada y asociada a minerales opacos. También encontramos apatita y circón como accesorios menores y zoicita y epidoto, como producto de alteración. Son comunes las mirmequitas y simplectitas entre microclino y muscovita. Además, se observan xenolitos de la roca de caja, tanto angulosos como redondeados, con tamaños variables desde algunos centímetros (3-10 cm) hasta varios metros (4 x 10 m). También es común la presencia de abundantes enclaves microgranulares máficos de variados tamaños.

Figura 7: Facies porfírica biotítica, Granito Tres Cerritos. a) Fotografía de afloramiento. b) Muestra de mano.

Facies equigranular muscovitíca: Se encuentra en el sector meridional del cuerpo y presenta las mismas características composicionales que la facies antes descripta (FPM), variando sólo el tamaño de grano, siendo este equigranular, de medio a fino y de coloración rosada (Fig. 8).

Figura 8: Facies equigranular moscovítica, granito Tres Cerritos. a) Fotografía de afloramiento. b) Muestra de mano. Se distingue el tamaño de grano menor que las facies porfírica biotitica y porfírica muscovitica.

Profundidad de emplazamiento: Para estimar la profundidad de emplazamiento del intrusivo se han empleado métodos indirectos, analizando algunas de las características que presenta el granito Tres Cerritos, es decir, sus texturas, estructuras, forma y tipo de contacto, relaciones con la roca de caja y el metamorfismo de contacto que afectó esta última. Estas características reflejan la magnitud del contraste térmico entre el plutón y su encajante y la tasa de enfriamiento, que de acuerdo con el gradiente geotérmico dan un indicio de la profundidad y del comportamiento reológico de la roca de caja (Llambías 2008).
En cuanto a las evidencias mineralógicas, se observa la presencia de fenocristales de cuarzo subhedrales y límpidos, característicos de intrusiones cercanas a la superficie. La presencia de miarolas en las facies graníticas observadas indicaría una intrusión en corteza superior y la distribución de las diferentes facies en el interior del cuerpo intrusivo, es indicadora de corrientes convectivas, las que a su vez, se originan debido a un alto contraste térmico (Turner y Campbell 1986, Campbell y Turner 1989, Valentine 1992). Por su parte, la presencia de diques sin-magmáticos que cortan al intrusivo, indican un ambiente de emplazamiento frágil, ya que en este contexto la roca de caja no colapsaría durante el enfriamiento del plutón, generandose así esfuerzos tensionales dentro del mismo, esfuerzos que también son generados por fracturación del magma antes de su completa cristalización, dejando que el fundido residual migre hacia estos sectores de menor esfuerzo.
Se observan contactos rectilíneos e intersecciones angulares entre el cuerpo intrusivo y la roca de caja y fracturación en el entorno metamórfico, lo que indicarían un comportamiento frágil de la roca de caja.
Si bien el metamorfismo de contacto es independiente de la profundidad de emplazamiento, hay algunos aspectos del mismo que dan indicios del tipo de contraste térmico que se desarrolló en el entorno del plutón y que junto a los conceptos antes mencionados, permite realizar inferencias respecto al ambiente del emplazamiento del intrusivo. En este sentido, en el área de estudio se reconoce una aureola de contacto con desarrollo de corneanas (sobre las metapsamitas) que indica un alto contraste térmico.
Por lo expresado se considera que el granito Tres Cerritos se habría emplazado en un ambiente de corteza superior frágil, con un alto contraste térmico con la roca de caja.

GEOQUÍMICA DE LAS ROCAS GRANÍTICAS

Los análisis químicos del granito Tres Cerritos se realizaron sobre roca total en la Universidad Nacional de Jujuy y el método utilizado corresponde a fluorescencia de rayos X (Cuadro 2). Se tomaron, como referencia, los datos concernientes a los granitos Sauce Guacho y Santa Rosa, ambos pertenecientes a las Sierra de Ancasti y de edad devónico-carbonífera (tomados de Toselli et al. 2011).

Cuadro 2: Contenido de elementos mayores y menores (porcentaje en peso) y trazas (partes por millón), en las rocas graníticas analizadas.

El granito Tres Cerritos presenta características subalcalinas y ácidas, con valores de SiO2 de 71 % en promedio. En el diagrama AFM de Irvine y Baragar (1971) se proyectan dentro de una tendencia calcoalcalina (Fig. 9a) y el índice de saturación en alúmina (Chappell y White 1974) varía entre 1,25 y 1,29, indicando una fuerte peraluminosidad (Fig. 9b). En el diagrama Harker de variación K₂O versus SiO₂ (con divisiones según Le Maitre et al. 1989) se clasifica como granito calco-alcalino rico en K2O (Fig. 9c). En el diagrama Harker TiO₂+Fe₂O₃+MgO versus SiO₂ muestra valores menores a 2,5 %, típico de granitos leucocráticos (Fig. 9d). El diagrama Rb versus Sr (Inger y Harris 1993) muestra valores que se proyectan en el campo superior (Rb/Sr > 5), indicando una fuente rica en muscovita (Toselli et al. 2011) (Fig. 9e), los valores de Rb mayores a 400 ppm son típicos de granitoides evolucionados y los valores de Sr de 50 ppm en promedio son característicos de granitoides fuertemente peraluminoso (Lazarte et al. 2012). En el diagrama Rb versus Y+ Nb de discriminación tectónica (Pearce et al. 1984), las muestras se proyectan en el campo de granitos sin-colisionales (Fig. 9f), tipo MPG de Barbarin (1999), quien atribuye su génesis a fusión en zonas de engrosamiento cortical y acumulación en zonas de distención, como zonas de cizalla, zonas con movimientos transcurrentes o áreas donde se produjo relajamiento de manera local.

Figura 9: a) Diagrama AFM ( Irvine y B aragar 1971). b) Diagrama de aluminosidad ( Maniar y Picolli 1989). c) Diagrama Harker K₂O versus SiO₂. d) Diagrama Harker MgO+Fe₂O₃T+TiO₂ versus. SiO₂. e) Diagrama Rb versus Sr (Inger y Harris 1993). f) Diagrama de discriminación tectónica Rb versus Y+ Nb (Pearce et al. 1984). Puntos negros: muestras pertenecientes al granito Tres Cerritos. En gris oscuro: granito Sauce Guacho, en gris claro: granito Santa Rosa (tomado de Toselli et al. 2011).

RELACIÓN CON OTROS GRANITOS DEVÓNICO-CARBONÍFEROS DE LAS SIERRAS PAMPEANAS

Las características petrográficas, geoquímicas y geocronológicas que presenta el granito Tres Cerritos son similares, en principio, a las observadas en otros cuerpos de las Sierras Pampeanas y que fueron estudiadas por numerosos autores. Entre estos se encuentran los granitos Sauce Guacho y Santa Rosa (sierra de Ancasti), Granito Los Ratones (sierra de Fiambalá), Batolito Achala (sierra de Córdoba), Batolito Cerro Áspero (sierra de Comechingones, Córdoba), Granitos El Durazno, Huaco y Sanagasta (sierra de Velazco, Catamarca), Batolito Las Chacras-Potrerillos y Batolito de Renca (sierras de San Luis), entre otros.
Su génesis se interpreta como formados a partir de fusión cortical en zonas de cizalla. El efecto compresivo residual, como resultado de la colisión del terreno de Cuyania sobre el borde pampeano, dio lugar a la formación de fajas de cizalla dúctil y a una corteza engrosada, que facilitó la generación de granitoides post-orogénicos. Este régimen compresivo fue variable a lo largo del orógeno colisional Famatiniano, asociado a la acreción del terreno (Llambías et al. 1998).
De esta manera, el granito Tres Cerritos formaría parte de un evento magmático de gran magnitud producido entre el Devónico y Carbonífero, que tuvo gran extensión y que se caracterizó por magmatismo generado en un ambiente post-orogénico o de intrapalca, bajo un régimen tectónico extensional (Llambías et al. 1998, Pinotti et al. 2002 y 2006), donde los cuerpos se emplazaron en niveles altos de la corteza superior frágil y que presentan una textura porfírica y una composición monzogranítica, rica en potasio (Lira y Kirschbaum 1990, Pinotti et al. 2002, Llambías et al. 1998, Grissom et al. 1998, Grosse y Sardi 2005).

DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

El basamento metamórfico del área de estudio está compuesto por esquistos y corneanas de bajo y mediano grado metamórfico correspondientes al Complejo Tolombón, de edad precámbrica superior-carbonífera superior, producto de metamorfismo regional y de contacto, actuante sobre secuencias pelíticas y arenosas alternantes.
El aumento del grado metamórfico de carácter estático se produjo debido a la intrusión del Granito Tres Cerritos durante el Carbonífero Superior, como lo marca la aparición de cordierita en la asociación de minerales de las rocas del basamento metamórfico.
Se reconoce localmente una faja de cizalla con evidencias de deformación dúctil que afecta a las rocas del basamento metamórfico, constituida por rocas con textura milonitas y porfiroblastos de cordierita, que se encuentra mejor preservada en las capas de origen pelítico; además de diques cuarzosos formando estructuras tipo pinch and swell.
Las relaciones de campo entre la faja de cizalla y el intrusivo granítico, junto a la presencia de porfiroblastos de cordierita sin rasgos deformativos en las rocas miloníticas, indicarían que el evento deformativo fue anterior al evento térmico.
El granito Tres Cerritos, de edad carbonífera superior, es un sieno-monzogranito, biotítico-muscovítico, que presenta tres facies, una porfírica biotítita, una porfirica muscovítica y una equigranular muscovítica.
Geoquímicamente se define como un granito calco-alcalino, peraluminoso, con alto potasio, con una tendencia evolutiva normal, proyectándose en el campo correspondiente a los granitos de arco sin-colisionales, generados a partir de una fuente rica en muscovita.
Según las características que presenta el granito Tres Cerritos, en cuanto a sus texturas, estructuras, forma y tipo de contacto, relaciones con la roca de caja y el metamorfismo de contacto que afectó esta última, se puede establecer que el mismo se habría emplazado en un ambiente de corteza superior frágil, con un alto contraste térmico con la roca de caja.
El cuerpo estudiado presentaría características similares a otros cuerpos de edad devónica-carbonífera reconocidos por numerosos autores en las Sierras Pampeanas de Catamarca, La Rioja, Córdoba y San Luis, por lo que su génesis se interpretaría como formado a partir de fusión cortical en zonas de cizalla, en un ambiente tectónico extensional o de intraplaca.
De esta manera, el granito Tres Cerritos formaría parte de un evento magmático de gran magnitud producido durante el Devónico-Carbonífero, que tuvo gran extensión y que se caracterizó por magmatismo generado en un ambiente post-orogénico o de intrapalca, bajo un régimen tectónico extensional, donde los cuerpos se emplazaron en niveles altos de la corteza superior frágil.

AGRADECIMIENTOS

La realización de este trabajo fue posible gracias al proyecto CIUNT 26/G427.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

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Recibido: 30 de octubre, 2013
Aceptado: 28 de abril, 2014