ARTÍCULOS

Petrología, termobarometría y geoquímica de las rocas anatécticas del sector norte de la sierra de Valle Fértil, San Juan: implicancias en la determinación de variaciones laterales en la construcción del arco magmático

 

Alina M. Tibaldi¹,², Eber A. Cristofolini¹,², Juan E. Otamendi¹,², Matías Barzola¹,² y Paula Armas¹,².

¹ Universidad Nacional de Río Cuarto, Departamento de Geología, Río Cuarto.
² Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas.
E-mail: atibaldi@exa.unrc.edu.ar

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RESUMEN

En la porción norte de la sierra de Valle Fértil, aflora un conjunto de rocas anatécticas formadas por procesos de fusión parcial en facies de granulita. El análisis de elementos mayoritarios y traza, y su comparación con los probables protolitos y con resultados experimentales, sugiere que la variedad litológica encontrada está fuertemente controlada por el avance de la fusión parcial asociada a la separación efectiva del fundido en los niveles medios a profundos del arco magmático Famatiniano. Aunque metatexitas y diatexitas contienen proporciones variables de fundidos, las metatexitas volumétricamente dominantes presentan composiciones similares a las de sus probables precursores, sugiriendo que, en gran medida, los fundidos anatécticos no habrían sido segregados de su fuente metasedimentaria. La composición de los leucosomas en las metatexitas varía desde fundidos primarios a diferenciados. Sus características geoquímicas indican que el rango composicional observado puede ser derivado por cristalización peritéctica del feldespato potásico durante la fusión y/o subsecuente acumulación. El modelado de elementos mayoritarios y traza fuertemente particionados entre fundido y residuo, sugiere que las metatexitas alcanzaron porcentajes de fusión parcial variables, al menos, entre 29 y 49 % en peso. La comparación de estas secuencias con aquellas estudiadas en la porción central de la serranía refleja que, aunque las condiciones físico-químicas de formación son semejantes, presentan características geoquímicas diferentes, sugiriendo la existencia de variaciones laterales dentro de dicho arco. Así, se infiere que el segmento norte de la serranía preserva evidencias del proceso de fusión parcial congelado en una etapa previa al observado en la porción central.

Palabras clave: Migmatitas; Diferenciación geoquímica; Estimaciones de P-T; Valle Fértil.

ABSTRACT

Petrology, thermobarometry and geochemistry of the anatectic rocks from the northern sierra de Valle Fértil, San Juan: implications in the determination of lateral changes in the construction of the magmatic arc

In the northern portion of the sierra de Valle Fértil a group of anatectic rocks formed by partial melting processes under granulite facies conditions crops out. The analysis of major and trace elements, its comparison with plausible protoliths and with experimental results, suggests that the variation in lithology is strongly controlled by the advance of partial melting associated with the efficacy of melt extraction in middle to deep levels of the Famatinian magmatic arc. Although both metatexites and diatexites contain variable proportions of melt, the volumetrically dominant metatexites have similar wholerock compositions to those of their assumed precursors suggesting that to a large extent the generated anatectic melts fail to leave behind the metasedimentary sources. The composition of leucosomes in metatexites varies from pure to differentiated melts. Diagnostic geochemical features indicate that the observed range of leucosome compositions can be derived by peritectic crystallization of feldspar during melting and/or subsequent accumulation of feldspar. Modeling of major and trace elements strongly partitioned between melt and residuum suggests that metatexites reach partial melting proportion ranging at least from 29 to 49 wt %. Comparison of these sequences with those studied in the central portion of the range reflects that although the physicochemical conditions of formation are similar, they have different geochemical characteristics, suggesting the existence of lateral variation within this range. Thus, it follows that the northern segment of the mountain preserves evidence of partial melting frozen at an earlier stage than that observed in the central portion.

Keywords: Migmatites; Chemical differentiation; P-T estimations; Valle Fértil.

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INTRODUCCIÓN

La evolución dinámica de cinturones orogénicos en bordes de placas convergentes (subducción o colisión) se vincula a procesos de fusión parcial de la corteza continental tal como lo demuestra la génesis y exhumación de terrenos granulíticos/ migmáticos (Vanderhaeghe y Teyssier 2001). El estudio de estas secuencias es fundamental para establecer en qué medida la fusión parcial, la segregación y la extracción de fundidos en niveles corticales inferiores a medios producen diferenciación cortical efectiva de la corteza continental (Brown 1993, Milord et al. 2001, Korhonen et al. 2010 y trabajos citados). Estudios experimentales realizados en rocas sedimentarias indican que estas litologías producen fundidos félsicos cuando son sometidas a temperaturas típicas del metamorfismo de alto grado (700-900 ºC; Patiño Douce y Johnston 1991, Montel y Vielzeuf 1997, Patiño Douce y Harris 1998). Este proceso petrológico puede desencadenar la separación del protolito en rocas de composición química y mineralógica contrastantes. No obstante, la variedad petrológica generada depende fundamentalmente de la eficiencia del proceso de separación entre fundido y residuo (Sawyer 1994, Brown 2001, Milord et al. 2001).
La sierra de Valle Fértil expone una sección cortical, relativamente poco deformada, correspondiente a los niveles medios a profundos del arco magmático Famatiniano (Otamendi et al. 2009a, Ducea et al. 2010). Este contexto geológico es un lugar apropiado para observar y caracterizar los procesos de diferenciación geoquímica asociados a metasedimentos en niveles corticales medios a profundos de un arco magmático. En este trabajo, se presentan estudios termobarométricos y geoquímicos de las migmatitas y granitoides asociados que afloran en el norte de la sierra de Valle Fértil, con el objetivo de establecer las condiciones físico-químicas a las que estuvieron sometidas, determinar la influencia de los procesos de diferenciación geoquímica en la generación de los diferentes tipos litológicos, y a partir de estos resultados, establecer la presencia o no de variaciones laterales dentro del arco magmático.

MARCO GEOLÓGICO REGIONAL Y LOCAL

El cinturón orogénico famatiniano corresponde a un arco magmático que se desarrolló durante el Ordovícico Temprano y el Ordovícico Medio (490 - 460 Ma), en el borde occidental de Gondwana (Vujovich et al. 1996, Pankhurst et al. 1998, Dahlquist et al. 2008). El levantamiento y basculamiento de dicho paquete cristalino durante su emplazamiento en la corteza superior parece estar relacionado, en primera instancia, a la colisión entre un terreno alóctono separado de Laurentia (Cuyania y/o Precodillera) y el margen occidental de Gondwana (Thomas y Astini 1996, Ramos et al. 1998, Ramos et al. 2010). La edad silúrica para la cizalla en el oeste de la sierra de La Huerta (Castro de Machuca et al. 2007), así como también la edad devónica determinada en la cizalla expuesta en el centro de la sierra de Valle Fértil (Cristofolini et al. 2014), indican un estadio tardío y/o final de esta colisión (Castro de Machuca et al. 2007, Cristofolini et al. 2014). Una característica relevante de dicho arco es que, a lo largo de él, se puede observar la transición desde rocas volcánicas a rocas plutónicas (Rapela et al. 1992, Toselli et al. 1996, Pankhurst et al. 1998). Las rocas volcánicas, afloran entre los 22º y 28° S, intercaladas con bancos sedimentarios ordovícicos, tanto en la región de la Puna (Turner y Méndez 1979, Coira et al. 1999) como en la sierra de Famatina (de Alba 1979, Mannheim y Miller 1996, Fanning et al. 2004). Mientras que, los batolitos plutónicos más profundos del cinturón famatiniano se encuentran expuestos aproximadamente entre los 28º y 33º S reflejando, muy probablemente, el efecto sumado que tiene entre estas latitudes la combinación de la tectónica de colisión que cerró y exhumó el arco y la tectónica andina donde la subducción activa de la placa de Nazca es subhorizontal (Barazangi e Isacks 1976, Fig. 1a).

Figura 1: a) Localización del área de estudio dentro del contexto geológico de las Sierras Pampeanas entre los 29º y 33º Lat. Sur y su relación con los orógenos Pampeano y Famatiniano. El área remarcada muestra la ubicación de la sierra de Valle Fértil-La Huerta; b) Mapa geológico simplificado de la sierra de Valle Fértil- La Huerta mostrando la ubicación específica del área de trabajo (recuadro). El mapa representa una compilación de las Hojas Geológicas de Mirré (1976) considerando los trabajos de Otamendi et al. (2008, 2009a), Tibaldi et al. (2011, 2012), Gaido (2014) y Cristofolini et al. (2014); c) Mapa geológico de la porción norte de la sierra de Valle Fértil basado en los trabajos mencionados previamente y en el mapeo detallado del presente estudio.

Como resultado de los eventos tectónicos pasados y actuales, la sierra de Valle Fértil- La Huerta constituye un bloque exhumado de 140 km de largo por 30 km de ancho (Jordan y Allmendinger 1986; Fig. 1b). Está constituida por una secuencia litológica ígneo-metamórfica del Ordovícico (490 - 467 Ma), generada en el Gondwana occidental durante la evolución del arco magmático famatiniano (Toselli et al. 1996, Vujovich et al. 1996, Pankhurst et al. 1998, Rapela et al. 2001, Gallien et al. 2010, Ducea et al. 2010). El bloque serrano principal está limitado tectónicamente, en su segmento oeste, por una zona de cizalla que ha puesto en contacto las secuencias metamórficas de alto grado y moderada presión de la sierra de Valle Fértil-La Huerta con las secuencias de muy alta presión expuestas en la pequeña sierra de Loma de Las Chacras (Vujovich 1995, Baldo et al. 2001, Martino et al. 2008, Casquet et al. 2012, Mulcahy et al. 2014). En tanto que, en su segmento oriental, la secuencia litológica se pierde bajo la cubierta de sedimentos clásticos continentales, aluviales y fluviales del Permo-Triásico, Paleógeno-Neógeno y Cuaternario. Asimismo, los estudios gravimétricos de Giménez et al. (2000) e Introcaso et al. (2004) revelan la existencia de una paleosutura entre dos cortezas continentales, ubicada inmediatamente al oeste de las serranías en el ámbito de la cuenca del Bermejo. Los datos geofísicos, junto con los estudios geológicos regionales, permitieron establecer que la sierra de Valle Fértil- La Huerta constituye el límite occidental del mencionado arco famatiniano, desarrollado sobre el margen del Gondwana (Giménez et al. 2000, Ramos 2004, Lince Klinger et al. 2008). La geología del bloque serrano de Valle Fértil, en su segmento central, fue relevada por Mirré (1971, 1976) y presentada como una carta geológica-económica Hoja 19e a escala 1:200.000. Mirré (1976), a modo de generalización, plantea la existencia de dos fajas longitudinales que caracterizan a dos complejos metamórficos: oriental y occidental. El complejo oriental está conformado por granodioritas gnéisicas, gneises granodioríticos- tonalíticos y cuerpos pegmatíticos-aplopegmatíticos; y el complejo occidental está caracterizado por gneises tonalíticos, gneises granatíferos-sillimaníticos y/o cordieríticos, anfibolitas, rocas máficasultramáficas metamorfoseadas, calizas cristalinas, granitos y cuerpos aplopegmatíticos. A partir de los trabajos de Mirré (1976) hasta la última década, solo se habían realizado estudios específicos de interés petrológico y minero (Toubes Spinelli 1983, Galliski 1995, Castro de Machuca et al. 1996, Baldo et al. 1999, Pontoriero y Castro de Machuca 1999, Murra y Baldo 2004, entre otros). No obstante, en los últimos años, se han llevado a cabo numerosos estudios de detalle en la sección central de la serranía, que han permitido cartografiar y ajustar con más claridad las interpretaciones geológicas de la zona (Castro de Machuca et al. 2007, Otamendi et al. 2008, Otamendi et al. 2009a, Otamendi et al. 2009b, Cristofolini et al. 2010, 2014, Gallien et al. 2010, Baliani et al. 2012, Tibaldi et al. 2011, 2012, 2013, entre otros). En los mencionados estudios, se definen y mapean cinco unidades litoestratigráficas de naturaleza ígnea y metamórfica, las cuales fueron denominadas en base a sus características petrológicas como: máfica, intermedia, transicional, silícica y supracortical (Fig. 1b). En general, se observa que las unidades ígneas previamente mencionadas se disponen de oeste a este dentro del bloque serrano, mostrando una evolución litológica progresiva desde extremos máficos a ácidos (Otamendi et al. 2009a, 2012). Contrariamente, la unidad supracortical, se distribuye a modo de septos de orientación meridional intercalados en todas las unidades ígneas antes mencionadas. Las determinaciones de presión y temperatura (Tibaldi et al. 2013) realizadas en los septos de rocas metasedimentarias, que se encuentran intercalados en las diferentes unidades ígneas, indican una variación en el nivel de paleoprofundidades haciéndose progresivamente más superficiales hacia el este, lo que es coincidente con la evolución petrológica observada en las unidades ígneas (Otamendi et al. 2012, Tibaldi et al. 2013). Específicamente, y de acuerdo a la estratigrafía propuesta por Otamendi et al. (2009a, 2012), en el área de estudio se reconocen cuatro unidades principales las cuales corresponden a la unidad máfica, intermedia, transicional y supracortical (Fig.1c), encontrándose ausente la unidad silícica (Tibaldi et al. 2010, Gaido 2014). Si bien la distribución espacial de dichas unidades reconocidas es similar a la observada en la porción central de la serranía, el volumen correspondiente a la unidad transicional es muy escaso, encontrándose de modo subordinado la presencia de rocas granodioríticas (Fig. 1b y c).
La edad de cristalización de numerosas rocas plutónicas de las sierras de Valle Fértil-La Huerta (obtenida mediante el método K/Ar en hornblenda y U-Pb en circón) indica que el magmatismo estuvo activo entre los 490 y los 460 Ma (Pontoriero y Castro de Machuca 1999, Pankhurst et al. 2000, Ducea et al. 2010, Gallien et al. 2010). Por otro lado, las edades U-Pb SHRIMP en circón de 466 Ma determinadas en migmatitas metasedimentarias sugieren que estas últimas experimentaron su pico térmico como resultado de la actividad magmática (Baldo et al. 2001, Rapela et al. 2001), siendo éstas coincidentes con las edades U-Pb (LA-MC-ICPMS) en circón obtenida por Cristofolini et al. (2010, 2012) para el pico metamórfico en el centro y norte de la sierra de Valle Fértil.

RELACIONES DE CAMPO Y PETROGRAFÍA

En el norte de la sierra de Valle Fértil se reconocen un conjunto de rocas anatécticas, denominadas bajo el nombre de unidad supracortical, las cuales afloran como fajas de distribución norte-sur, y cuya sección más continua se reconoce entre la unidad máfica e intermedia descripta por Tibaldi et al. (2010) y Gaido (2014). Dicha unidad está constituida por migmatitas metatexíticas y diatexíticas, derivadas de protolitos pelíticos a semipelíticos-grauváquicos, y granitos anatécticos. Tibaldi et al. (2012) reconoce en estas litologías la presencia de estructuras pre-migmáticas, migmáticas y post migmáticas; no obstante, la foliación más penetrativa observada corresponde a una foliación migmática cuya orientación promedio es 355º con buzamiento de alto ángulo (> 60º) al oeste. Las migmatitas metatexíticas (Fig. 2a) constituyen el grupo litológico dominante y afloran como bancos que pueden alcanzar dimensiones kilométricas. Se caracterizan, independientemente del tipo de protolito del cual derivan, por poseer una fábrica principalmente estromatítica con desarrollo subordinado de estructuras ptigmáticas a plegadas (Fig. 2 b-d). El bandeado estromatítico se manifiesta por la alternancia de capas leucocráticas (leucosomas) y capas mesocráticas (mesosomas) con apariciones esporádicas de bandas mesocráticas milimétricas (melanosoma), restringidas principalmente a las metatexitas pelíticas. Notablemente, la diferencia de fábrica más marcada entre las migmatitas estromatíticas derivadas de ambos protolitos, es que el bandeado composicional en las metatexitas derivadas de protolitos semipelíticosgrauváquicos es más continuo, apretado y definido, con espesores que alcanzan el centímetro como máximo (Fig. 2b); mientras que por el contrario, en la metatexitas derivadas de protolitos pelíticos el bandeado se caracteriza por presentar límites menos continuos y netos y espesores mayores (Fig. 2c).

Figura 2: a) Fotografía de afloramiento de las metatexitas estromatíticas donde se pude observar la foliación general dada por el bandeado composicional; b) Fotografía de afloramiento de metatexita derivada de protolito semipelítico-grauváquico donde se ilustra las relaciones de fábrica entre mesosomas y leucosomas, es de destacar el desarrollo de una estructura plegada a ptigmática; c) Foto de afloramiento de metatexita derivada de protolito pelítico donde se puede observar el bandeado composicional de espesores variables, asimismo se observa el desarrollo de bolsones de leucosomas constituidos por plagioclasa, feldespato potásico, cuarzo y granates con textura gráfica. d) Fotografía de afloramiento donde se muestra el contacto neto entre metatexita con típica fábrica estromatítica y diatexita con estructura homogénea; e) Microfotografía a nicoles cruzados de metatexita derivada de protolito pelítico donde se ve el bandeado composicional. f) Microfotografía a nicoles cruzados de metatexita derivada de protolito semipelítico-grauváquico donde se observa el desarrollo de elongación mineral paralela a la orientación observada para la biotita; g) Fotografía de afloramiento de diatexita mesocrática donde se observa una textura granular y la presencia de nódulos de cordierita; h) Fotografía de afloramiento de diatexita donde se observa la presencia de schlieren biotíticos. Se destaca el incremento de granate en los bolsones ricos en leucosoma. i) Microfotografía a nicoles cruzados de diatexita leucocrática con textura granular; j) Foto de afloramiento donde se observa la presencia de cuerpos graníticos de morfología tabular concordantes con la foliación migmática reconocida en las metatexitas; k) Fotografía de afloramiento de granito con desarrollo de textura equigranular; l) Microfotografía a nicoles cruzados de granito con típica textura granular. La barra de escala en todas las microfotografías corresponde a 0,5 mm.

Mineralógicamente, todas las metatexitas están compuestas por contenidos variables de cuarzo, plagioclasa, biotita, feldespato potásico, cordierita, granate, sillimanita, óxidos de hierro-titanio y circón. En particular, las metatexitas derivadas de protolitos pelíticos presentan una alta proporción de granate, cordierita y/o sillimanita (Fig. 2c, e), mientras que las metatexitas derivadas de protolitos semipelíticos- grauváquicos muestran un incremento en la proporción de cuarzo y una disminución considerable en las fases aluminosas hasta llegar a la desaparición de al menos una o dos de ellas (Fig. 2b, f). Localmente, en las metatexitas derivadas de protolitos pelíticos, se observa el desarrollo de nódulos de cordierita asociados principalmente al mesosoma, así como también nódulos de granate con cuarzo y plagioclasa con textura gráfica (Fig. 2c) asociados principalmente al leucosoma; desarrollando en ambos casos tamaños que alcanzan hasta 10 cm.
Los leucosomas exhiben textura granular, de tamaño de grano medio a fino. Están constituidos por cuarzo, plagioclasa, feldespato alcalino, con proporciones variables de cordierita y granate, mientras que biotita, circón y óxidos de Fe-Ti aparecen como minerales accesorios. El cuarzo se presenta como granos medianos a pequeños, con bordes lobulares y en ocasiones elongados paralelo al bandeado composicional. Por sectores, desarrolla extinción ondulosa y en lamelas. Tanto la plagioclasa como el feldespato alcalino ocurren como cristales subhedros a euhedros de tamaño mediano, con desarrollo de elongación paralela al bandeado composicional. La plagioclasa presenta maclas polisintéticas ocasionalmente acuñadas y/o flexuradas. La cordierita se observa como granos anhedros, de tamaños pequeños a medianos, algunas veces levemente pinitizados. En ocasiones, exhibe numerosas inclusiones de biotita de color pardo. El granate se presenta como cristales reabsorbidos o con inclusiones poiquilíticas de biotita, cuarzo y magnetita. Por otra parte, también se lo observa como granos de formas ameboidales. El mesosoma presenta textura granoblástica a granolepidoblástica de tamaño medio a fino y está compuesto esencialmente por biotita, plagioclasa, cuarzo y proporciones variables de sillimanita, granate, cordierita y magnetita-ilmenita. El cuarzo se presenta como blastos anhedros de tamaño mediano a pequeño, con límites de grano suturales, extinción ondulosa y desarrolla elongación mineral paralela al bandeado. La plagioclasa se presenta como granos subhedros medianos a pequeños, con límites lobulares a aserrados y desarrollando elongación mineral. La biotita se observa en láminas pequeñas a medianas de coloración parduzca, con bordes dentados y parcialmente desferrizados, orientadas generando una foliación de tipo anastomosada. También se la observa como agregados cristalinos finos que ocasionalmente rodean a granate. En ocasiones, se la encuentra asociada a prismas de sillimanita y a diminutos cristales de cuarzo intersticial con bordes lobulados, ambos elongados paralelos a la biotita. La cordierita se presenta como blastos anhedros con maclado polisintético e inclusiones de biotita, cuarzo y óxidos de Fe-Ti. El granate se observa como pequeños blastos euhedrales o como porfiroblastos subhedros medianos a grandes, poiquilíticos con numerosas inclusiones, bordes con bahías y núcleos con inclusiones de cuarzos diminutos. La sillimanita, cuando está presente, se muestra como prismas subhedros.
Las diatexitas afloran en cuerpos de escala métrica que poseen contactos netos a transicionales con las metatexitas (Fig. 2d). En general presentan una estructura homogénea, con la presencia de schlierens biotíticos y nódulos de granate y/o cordierita que pueden alcanzar hasta 15 cm (Fig. 2g, h). De acuerdo al índice de color se reconocen diatexitas leucocráticas derivadas de protolitos semipelíticos-grauváquicos y diatexitas mesocráticas derivadas de protolitos pelíticos (Fig. 2g). Independientemente de esta distinción, todas las diatexitas presentan tamaño de grano medio a grueso, son equigranulares (Fig. 2i) y están compuestas por cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico, biotita, cordierita, granate y óxidos de Fe-Ti, siendo la proporción de minerales leucocráticos mayor en las diatexitas derivadas de protolitos semipelíticos-grauváquicos. El cuarzo se presenta como cristales anhedros de tamaño medio a grueso, con bordes lobulares y desarrollo de lamelas.
El feldespato alcalino ocurre como granos anhedros con desarrollo de pertitas y bordes lobulares. La plagioclasa conforma cristales medianos subhedros con maclado polisintético levemente acuñado. En ambos casos, se observa el desarrollo de alteración sericítica. La biotita se presenta en laminillas parduzcas pequeñas y de bordes aserrados, las cuales pueden observarse a modo de nódulos o dispersas homogéneamente. El granate se presenta en granos subhedros, de tamaño medio y posee inclusiones de cuarzo goticular y biotita. La cordierita ocurre como granos subhedros, de tamaño mediano con alteración pinítica. Los granitos se encuentran en íntima relación con las migmatitas. Afloran como cuerpos lenticulares de dimensiones métricas y tabulares paralelos a la foliación migmática penetrativa regional (Fig. 2j), así como también en diques que intruyen a las metatexitas y que se interpretan como los canales de alimentación para los cuerpos mayores. Exhiben una coloración rosada, textura granular de grano medio a grueso y están compuestos por cuarzo, feldespato potásico y plagioclasa (Fig. 2k, l), con proporciones variables de biotita, moscovita, granate, circón, apatita y minerales opacos tales como magnetita e ilmenita. En general, el cuarzo se presenta como cristales anhedros de tamaño mediano, con contactos suturales. Normalmente posee lamelas de deformación, extinción en damero y localmente recristalización en subgranos pequeños de hábito goticular. La plagioclasa ocurre como cristales medianos, subhedros y con bordes engolfados mostrando signos de migración de borde. Expone maclas polisintéticas y de Carlsbad, a menudo acuñadas al centro del cristal. El feldespato alcalino aparece como blastos grandes subhedros y con bordes lobulados o corroídos y desarrolla un maclado en enrejado esfumado y flexurado. El granate se presenta como blastos poiquilíticos medianos con bordes engolfados, y localmente subhedros con numerosas fracturas intracristalinas cloritizadas. Las inclusiones son numerosas y esencialmente de magnetita-ilmenita, cuarzo goticular y biotita. La biotita desarrolla láminas medianas a grandes, subhedras y con pleocroísmo intenso de tonos rojizos, que se orientan ocasionalmente desarrollando folias finas y discontinuas. El circón, apatita y magnetita-ilmenita están como cristales diminutos a medianos, euhedros y anhedros, y siempre como inclusiones en las fases esenciales.

GEOQUÍMICA

Metodología
Los análisis químicos de roca total fueron realizados en muestras representativas de cada tipo litológico. Para ello, se recolectaron aproximadamente 2 kg de roca fresca, los cuales se redujeron de tamaño sobre afloramiento hasta alcanzar fragmentos de 5 cm de diámetro. Este material fue cuarteado y aproximadamente unos 300 g fueron llevados a polvo utilizando primero una trituradora de mandíbulas y luego un molino de anillos de carburo de tungsteno. Los análisis químicos de roca total fueron realizados en el laboratorio ActLabs en Ontario Canadá. Los elementos mayores fueron analizados por fluorescencia de rayos x mientras que los elementos traza fueron analizados por ICP-MS (espectrometría de masas atómicas).

Elementos mayoritarios y traza
Las metatexitas derivadas de protolitos pelíticos poseen contenidos en SiO2 variables entre 60 y 62,7 % en peso y altas concentraciones de Al2O3, FeO*, MgO y TiO2, mientras que las metatexitas derivadas de protolitos semipelíticos-grauváquicos están enriquecidas en SiO2 (73- 74 % en peso), empobrecidas en Al2O3, FeO*, MgO, TiO2 y K2O y poseen contenidos en Na2O y CaO similares (Cuadro 1, Fig. 3).

Cuadro 1: Elementos mayoritarios y traza correspondientes a las migmatitas y granitos de la sierra de Valle Fértil.

Figura 3: Proyección de los distintos tipos litológicos en el diagrama composicional A-B de Debon y LeFort (1983). MPP= metatexitas derivadas de protolitos pelíticos. MPS-G= metatexitas derivadas de protolitos semipelíticos-grauváquicos. DPP= diatexitas derivadas de protolitos pelíticos. DPS-G= diatexitas derivadas de protolitos semipelíticos-grauváquicos.

Las diatexitas muestran una variabilidad química importante, reconociéndose un grupo rico en álcalis (Na2O + K2O) y CaO, con baja abundancia de FeO*, MgO y TiO2, y otro grupo comparativamente enriquecido en Al2O3, FeO*, MgO y TiO2 (Fig. 3, cuadro 1). En las metatexitas en general, los leucosomas son ricos en sílice, poseen altas concentraciones de álcalis y CaO, con índice de saturación en alúmina (ASI) variable entre 1,05 y 1,19. Contrariamente, los m esosomas e stán e nriquecidos e n FeO*, MgO, TiO2 y poseen bajas concentraciones en álcalis (Fig. 3), siendo este enriquecimiento mucho más pronunciado en los mesosomas pertenecientes a las metatexitas pelíticas. Los granitos son ricos en sílice (72,5-72,8 % en peso), moderadamente peraluminosos con un índice de saturación en alúmina variable (ASI = 1,05 y 1,20) y poseen bajas concentraciones en TiO2, FeO* y MgO, siendo las concentraciones mencionadas similares a las determinadas en los leucosomas de las metatexitas (Fig. 3). Tanto las metatexitas pelíticas, como las semipelíticas-grauváquicas, poseen patrones uniformes de tierras raras normalizadas a condrito (Fig. 4a), caracterizados por una pendiente moderada, con relaciones LaN/YbN variables entre 7,65-17,3, anomalías de Eu fuertemente negativas (Eu/Eu* = 0,58-0,63) y contenidos en tierras raras pesadas enriquecidos entre 15 y 25 veces en relación al condrito. Las diatexitas, derivadas de ambos protolitos, presentan patrones de tierras raras normalizadas a condrito similares a las metatexitas, con anomalías de Eu negativas (Eu/Eu* = 0,58-0,71); no obstante, desarrollan pendientes más pronunciadas, caracterizadas por relaciones La/Yb comprendidas entre 8,83-22,76 (Fig. 4a). Los leucosomas muestran patrones de tierras raras en relación al condrito variables desde un extremo con una relación La/Yb = 20,31 y sin anomalía de Eu hasta otro con una relación La/Yb = 9,69 y anomalía positiva de Eu (Eu/Eu* = 6,59; Fig. 4b). La abundancia total de las tierras raras disminuye en una correlación positiva con el aumento de la anomalía de Eu, tal como lo observado en los granitos. Los granitos muestran un empobrecimiento general en todas las tierras raras, con anomalías positivas en Eu muy marcadas (Eu/Eu* = 3,3-6), y pendientes positivas desde las tierras raras medianas hasta las tierras raras pesadas (Fig. 4c). Tanto granitos como leucosomas muestran un enriquecimiento en Ba; no obstante, los leucosomas tienen una mayor concentración en tierras raras livianas (La, Ce).

Figura 4: Diagramas de tierras raras normalizado a condrito C1 de Anders y Grevesse (1989). a) Metatexitas y diatexitas; b) Leucosomas;c) Granitos. MPP= metatexitas derivadas de protolitos pelíticos. MPS-G= metatexitas derivadas de protolitos semipelíticos-grauváquicos. DPP= diatexitas derivadas de protolitos pelíticos. DPS-G= diatexitas derivadas de protolitos semipelíticos-grauváquicos.

En cuanto al contenido de elementos traza, tanto metatexitas como diatexitas poseen altos contenidos de Ba (410- 712 ppm), Th (16-27,7 ppm) y Zr (177-311 ppm).

TERMOBAROMETRÍA

Metodología
Para el análisis de minerales se seleccionaron muestras representativas correspondientes a migmatitas metatexíticas derivadas de protolitos pelíticos y semipelíticos- grauváquicos. Los análisis fueron realizados en la Universidad de Huelva (España) usando una microsonda electrónica JEOL JXA- 8200, la cual consta de cuatro espectrómetros de dispersión de rayos x. El tiempo para la 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 diámetro. Para dicho tratamiento, se utilizaron como estándares tanto materiales naturales como sintetizados. Las composiciones representativas de minerales usadas en los cálculos termobarométricos se presentan en el Cuadro 2. Las condiciones de equilibrio fueron calculadas mediante las siguientes reacciones de intercambio y de transferencia neta:

 

Cuadro 2: Composiciones representativas de granate normalizado a 12 oxígenos, de biotita normalizada a 5 cationes y 8 oxígenos y de plagioclasa normalizada a 11 cationes.

Para estas cuatro reacciones, se calcularon las condiciones P-T de equilibrio usando las propiedades termodinámicas en el estado estándar de Berman (1988) y Berman y Aranovich (1996), y los modelos de actividad no ideal de Berman (1990) y Berman y Aranovich (1996) para granate, Holland y Powell (1992) para plagioclasa y Patiño Douce et al. (1993) para biotita. Para chequear los resultados obtenidos con los termómetros y barómetros anteriores, las condiciones de P-T se estimaron con el programa THERMOCALC 3.0 de Holland y Powell (1998) utilizando multiequilibrios entre las fases minerales granate + biotita + plagioclasa + cuarzo ± sillimanita, mientras que las actividades se computaron recurriendo al programa de AX de T. Holland.

Composiciones de minerales usadas en los cálculos termobarométricos
Los granates se caracterizan por presentar perfiles composicionales homogéneos en general. Los granates presentes en las metatexitas derivadas de protolitos semipelíticos-grauváquicos presentan contenidos en almandino variables entre 0,55-0,57 [con fracción molar XAlm = Fe / (Mg + Fe + Ca + Mn)] y de piropo comprendidos entre 0,32-0,34 [con XPyp = Mg / (Mg + Fe + Ca + Mn)], con menores proporciones de grosularia [XGrs ~ 0,023 a 0,025; con XGrs = Ca / (Mg + Fe + Ca + Mn)] y espesartina [XSps ~ 0,078 a 0,084; con XSps = Mn / (Mg + Fe + Ca + Mn)]. Similares valores se observan en la XAlm y XPyp en las metatexitas derivadas de protolitos pelíticos, no obstante, concentraciones levemente mayores se observan para XGrs (0,030-0,044), mientras que el comportamiento opuesto se manifiesta para XSps (0,044- 0,053).
La biotita presenta contenidos de XMg [XMg = Mg /( Mg + Fe)] variable entre 0,67-0,71 en las metatexitas derivadas de protolitos pelíticos, mientras que los valores determinados para las metatexitas derivadas de protolitos semipelíticosgrauváquicos son leventemente inferiores (0,63- 0,65). No obstante, en ambos casos, las biotitas presentan contenidos en TiO2 mayores a 3,7 % en peso, que indican recristalización a altas temperaturas (Patiño Douce 1993), alcanzando en el caso de las biotitas correspondientes a protolitos pelíticos concentraciones de hasta 5,3 % en peso. La plagioclasa en las metatexitas metapelíticas es del tipo andesina [An = (Ca / Ca+Na); entre 0,36 a 0,39], mientras que en las metatexitas derivadas de protolitos semipelíticos-grauváquicos es del tipo oligoclasa con fracciones molares de anortita variables entre 0,24 a 0,25.
Los óxidos presentes son de Fe-Ti. En las metapelitas, en su mayoría, constituyen magnetita pura con contenidos de FeO de ~ 88 % a 90 % en peso, mientras que en las metatexitas derivadas de protolitos semipelíticos-grauváquicos se observa la presencia de óxidos ricos en Ti (TiO2 ~16 % en peso) que comprenden una solución sólida donde la fracción molar de ilmenita (XIlm) varía entre 0,52 a 0,65.

Resultados de las estimaciones termobarométricas
Las condiciones físico-químicas determinadas en las migmatitas metatexíticas presentes en el sector norte de la sierra de Valle Fértil indican temperaturas y presiones de equilibrio similares, independientemente del protolito analizado y de la técnica utilizada. Los resultados obtenidos se encuentran en el Cuadro 3. Las reacciones R1 a R4, que utilizan la base termodinámica de Berman, sugieren que dichas litologías alcanzaron temperaturas de equilibrio comprendidas entre los 830° y 920ºC (R1), y presiones variables entre 7,7 y 8,2 kbar (R2), 8-8,3 kbar (R4), mientras que valores con una variabilidad levemente mayor se han obtenido mediante la reacción R3 (7,3-8 kbar), (Cuadro 3). Asimismo, los cálculos realizados mediante el programa Thermocalc indican que estas rocas se estabilizaron a presiones comprendidas entre 7,5 y 8,5 kbar y temperaturas variables entre 887º y 930ºC (Cuadro 3).

Cuadro 3: Condiciones de presión y temperatura estimadas para las rocas migmáticas del norte de la sierra Valle Fértil.

De este modo, se observa gran consistencia entre los resultados obtenidos, sugiriendo que estas rocas se equilibraron a temperaturas de 870 ± 40 ºC y presiones de 8 ± 0,5 kbar. No obstante, es necesario aclarar que en una muestra derivada de protolitos pelíticos, tanto las temperaturas (738-770ºC), como las presiones estimadas (6,6-7,5 kbar), indican valores menores. Es de destacar, que esta muestra en particular presenta una deformación sobreimpuesta de alta temperatura (Tibaldi et al. 2012, Cristofolini et al. 2014), que no se ha observado en el resto de las muestras analizadas, y muy probablemente estos valores estén registrando las condiciones de la deformación a alta temperatura (ver Cristofolini et al. 2014) y no aquellas propias del evento de migmatización.

DISCUSIÓN

Eficiencia del proceso de fusión parcial y segregación de fundidos en las variedades litológicas encontradas
El desarrollo de la fusión parcial en niveles corticales profundos a medios de la corteza y la subsecuente transferencia del fundido, tiene una influencia directa en los procesos de diferenciación de la corteza continental (Sawyer 1994, Brown 2001). Prinzhofer y Allègre (1985) determinan que el grado de fusión parcial (F) y la subsecuente generación de leucosomas, puede ser estimado mediante balance de masas (Co=FCL+(1-F)CR) en rocas donde la separación de fundido y residuo es efectiva, si se conoce la composición de la fuente (Co), del leucosoma (CL) y del residuo (CR). Estudios posteriores (Sawyer 1991), establecen que la fracción de fundido F puede ser sobreestimada si existe contaminación del leucosoma con el residuo, y proponen eliminar esta variable mediante la utilización de elementos fuertemente compatibles con el residuo. De este modo, si la concentración de dicho elemento en el leucosoma CL tiende a cero, entonces la ecuación de balance de masas se reduce a F = (CR-Co)/CR.
Las relaciones de campo observadas entre las migmatitas y granitoides presentes en el norte de la sierra de Valle Fértil, así como también los datos termobarométricos estimados en estas litologías, sugieren que este conjunto litológico preserva el registro de fusión parcial y transferencia de magmas en niveles corticales medios a profundos en una ambiente de arco magmático. El análisis de elementos mayoritarios y traza permite establecer, al menos para las metatexitas, que el proceso de separación de fundido y residuo ha sido efectivo (Fig. 3). En particular, se observa que elementos tales como TiO2, MgO, FeO*, Cr, Sc, Co, V muestran una alta preferencia por el residuo sólido, presentando valores muy bajos en los leucosomas (Cuadro 1). Esta característica determina que estos elementos sean los más apropiados para utilizar a la hora de evaluar dicho proceso petrogenético, correspondiendo la concentración de cada elemento (Ci) en el mesosoma (restita, según Kriegsman 2001) a la concentración en el material residual (CR). La mayor limitante con la que nos encontramos a la hora de evaluar el proceso de fusión parcial es que en el área no se reconocen los precursores metamórficos de esta secuencia anatéctica. En consecuencia, se debe inferir qué composición representa más fidedignamente la composición del protolito (Co). Con este propósito, dos metodologías fueron utilizadas. Por un lado, se tomaron dos muestras representativas de las secuencias turbidíticas expuestas en el noroeste de Argentina, dado que los estudios regionales establecen que dichas litologías corresponden a los protolitos más probables de las secuencias anatécticas aquí estudiadas (Clemens y Miller 1996, Zimmermann 2005). Por otro lado, se utilizó la composición de la roca total como la composición del protolito (Co), asumiendo, para este caso, que leucosoma + mesosoma es igual a la composición del protolito en el sentido propuesto por Kriegsman (2001), (Fig. 5a). Así, la primera estimación tiene la desventaja de no saber con certeza si la composición elegida se corresponde exactamente con aquella a partir de la cual se generaron las rocas anatécticas presentes en esta secuencia; y, en consecuencia, pequeñas variaciones en los contenidos de los elementos pueden generar variaciones significativas en los porcentajes de fusión esperados. Contrariamente, la segunda metodología aplicada es más conservadora, dado que nos permite estimar al menos el mínimo porcentaje de fusión parcial alcanzado, ya que no estamos considerando mediante este modelo la pérdida de fundido (Kriegsman 2001). De acuerdo con lo planteado, se tomaron pares que involucran la composición del mesosoma perteneciente a las migmatitas metatexíticas pelíticas y semipelíticas- grauváquicas con la composición de las secuencias del noroeste argentino y pares mesosoma-composición de roca total en metatexitas (Cuadro 4). En general, y como era de esperarse, los menores porcentajes de fusión se obtuvieron en el modelo que utiliza como protolito la composición de roca total; mientras que, contrariamente, cuando se utilizan las composiciones de las secuencias del noroeste argentino, mayores valores son obtenidos (Cuadro 4). Así, y consideran- do la metodología más conservadora, se pueden estimar porcentajes mínimos de fusión parcial variables entre 24-49 % y valores máximos comprendidos entre 48 y 57 %. Asimismo, se puede destacar, que los mayores porcentajes de fundidos parciales se estiman en las metatexitas derivadas de protolitos pelíticos.

Figura 5: a) Esquema ilustrativo sobre modelos de fusión parcial para migmatitas metatexíticas, tomado de Kriegsman (2001); b-c) Diagramas de temperatura versus porcentaje de fusión modelados para pelitas y grauvacas, tomadas de Annen et al. (2006). La curva de las grauvacas (b) está basada en datos experimentales de Patiño Douce y Beard (1995) y de Montel y Vielzeuf (1997). La curva de las pelitas (c) está basada en datos experimentales de Clemens y Vielzeuf (1987). Los rangos sombreados corresponden al rango de temperaturas estimadas en metatexitas derivadas de protolitos pelíticos y de protolitos semipelíticos-grauváquicos presentes el sector estudiado; d) Diagrama composicional tomado de Solar y Bronw (2001), las composiciones se expresan en proporciones catiónicas. Los campos representan la composición de vidrios producidos experimentalmente. El área gris oscuro corresponde a la fusión por deshidratación de una grauvaca (Patiño Douce y Beard 1995; Montel y Vielzeuf 1997). El área rayada corresponde a la deshidratación de un esquisto moscovítico (Patiño Douce y Harris 1998). MS y MBS corresponden a composiciones iniciales de esquistos moscovíticos (Patiño Douce y Harris 1998). CEV corresponden a composiciones iniciales de grauvacas (Montel y Vielzeuf 1997). El área gris claro corresponde a la composición de las secuencias turbidíticas del Noroeste Argentino tomadas de Zimmermann (2005) y Clemens y Miller (1996); dichas litologías son consideradas los protolitos más probables de las secuencias metasedimentarias de edad ordovícica temprana que afloran en el área estudiada.

Cuadro 4: Estimaciones del grado de fusión parcial (F) para las rocas migmáticas del norte de la sierra de Valle Fértil.

Estos resultados, conjuntamente con las temperaturas estimadas en las rocas anatécticas de la sierra de Valle Fértil, fueron cotejados con las temperaturas y porcentajes de fundidos estimados a partir de datos experimentales (Annen et al. 2006), (Fig. 5b, c). Los datos experimentales sugieren que, para temperaturas comprendidas entre 835º-890 ºC, se esperan porcentajes de fundidos en grauvacas variables entre un 20 y 50 % (Fig. 5c), mientras que porcentajes variables entre 35 y 42 % se observan para pelitas, cuando las temperaturas varían entre 830º y 889 ºC (Fig. 5b). Así, en el primer caso, los porcentajes de fundidos estimados experimentalmente son consistentes con aquellos estimados para las migmatitas derivadas de protolitos semipelíticosgrauváquicos aquí estudiadas; mientras que, para el caso de las pelitas, los porcentajes son coincidentes de modo parcial cuando el rango térmico estimado es al menos superior a 825 ºC. La comparación geoquímica de las rocas anatécticas del norte de la sierra de Valle Fértil, con aquella de las secuencias turbidíticas del noroeste argentino y con la composición inicial de los materiales utilizados en estudios experimentales (Fig. 5d), permite establecer que las secuencias turbidíticas y la gran mayoría de las metatexitas poseen un rango composicional similar a las pelitas y grauvacas utilizadas en estudios experimentales (Patiño Douce y Johnston 1991, Montel y Vielzeuf 1997, Patiño Douce y Harris 1998). Asimismo, cabe destacar, que un grupo minoritario de metatexitas analizadas presentan composiciones levemente enriquecidas en Ti, Fe y Mg. Este comportamiento sugiere que la mayoría de las metatexitas del área han sufrido un metamorfismo sin pérdida de fundido con respecto a sus probables precursores. No obstante, cuando mesosomas y leucosomas son analizados separadamente, se observa una clara diferenciación geoquímica (Figs. 3 y 5d). Los mesosomas muestran características químicas similares a las metatexitas pero aún más enriquecidos en Ti, Fe y Mg; mientras que los leucosomas presentan composiciones, en cuanto a elementos mayoritarios, similares a aquellas determinadas para vidrios producidos experimentalmente mediante la fusión por deshidratación de la biotita a partir de pelitas y grauvacas (Patiño Douce y Johnston 1991, Montel y Vielzeuf 1997, Patiño Douce y Harris 1998), (Fig. 5d). Así, estos rasgos químicos, sugieren que algunos de los leucosomas presentan composiciones similares a fundidos primarios anatécticos, mientras que otros poseen un enriquecimiento en potasio con respecto a fundidos experimentales. Este enriquecimiento en potasio puede ser atribuido a la acumulación de feldespato potásico (Sawyer 1987) o a la cristalización de feldespato potásico peritéctico (Carrington y Watt 1995), y es consistente con los patrones de tierras raras determinados en los leucosomas (Fig. 4b). De esta manera, los leucosomas muestran patrones variables desde fundidos no diferenciados (sin anomalías de Eu), hasta fundidos donde el fraccionamiento de feldespato alcalino fue importante (con anomalías positivas de Eu), (Sawyer 1987).
Los granitos, al igual que los leucosomas, poseen composiciones de elementos mayoritarios semejantes a los fundidos experimentales (Fig. 5d). No obstante, los patrones de tierras raras indican separación de feldespato alcalino, tal como lo observado en algunos leucosomas; mientras que el enriquecimiento en tierras raras pesadas (Fig. 4c) puede sugerir el entrampamiento diferencial de minerales residuales desde su fuente. Las diatexitas, por su parte, muestran una química contrastante. Un grupo posee una tendencia composicional en cuanto a elementos mayoritarios semejante a los granitos (Figs. 3 y 5d), sugiriendo que se encuentran enriquecidas en estos fundidos; mientras que el otro grupo posee composiciones similares a las metatexitas (Figs. 3 y 5d), sugiriendo un proceso de fusión parcial sin separación de fundido y residuo.

Variaciones laterales en los productos anatécticos de la sierra de Valle Fértil
A lo largo de la sierra de Valle Fértil, se observa la presencia de rocas anatécticas dominadas por migmatitas metatexíticas y diatexíticas. No obstante, los estudios realizados desde la porción central a la porción norte de este cordón serrano (Otamendi et al. 2008, 2012, Tibaldi et al. 2011) permiten establecer variaciones en cuanto a sus características geoquímicas, así como también en cuanto a sus dimensiones y estructuras (Tibaldi et al. 2012). La mayoría de las rocas anatécticas de la porción norte de la sierra de Valle Fértil presentan una composición química que permite interpretarlas como productos de fusión parcial sin separación efectiva de fundido (o con una tasa constante de pérdida y entrada de fundidos), mientras que solo una baja proporción representarían remanentes refractarios de la secuencia (Fig. 5d). Contrariamente, en la porción central de la serranía, la mayoría de las migmatitas estudiadas se caracterizan por presentar composiciones claramente enriquecidas en Fe, Mg y Ti (Fig. 5d). Debido a estas características químicas, Otamendi et al. (2012) propusieron que representan remanentes refractarios de la secuencia metasedimentaria. Aún así, es importante notar que, en el centro de la sierra de Valle Fértil, se encontró una proporción subordinada de migmatitas (dos muestras) que poseen características mineralógicas y de composición que son similares a las observadas en la porción norte de la sierra en este estudio (Fig. 5d).

CONSIDERACIONES FINALES

Los resultados termobarométricos demuestran que la secuencia metasedimentaria expuesta en el sector norte de la sierra de Valle Fértil se ha equilibrado en condiciones de facies de granulita (750º- 892 °C y 6-8 kbar), registrando las migmatitas porcentajes de fusión variables, al menos, entre 24 y 49 %. Las condiciones físico-químicas estimadas son equivalentes a las obtenidas para las migmatitas que guardan la misma posición estratigráfica en la porción central de la serranía (Tibaldi et al. 2011, Tibaldi et al. 2013). Por lo tanto, se infiere que dicha secuencia anatéctica se encontraba entre 26 a 29 km de profundidad (Tibaldi et al. 2013) y que las rocas anatécticas constituyeron un límite reológico para el ascenso de los magmas máficos. Dicho límite reológico ha sido observado, al menos desde el norte al centro de la Sierra de Valle Fértil, confirmando de este modo que la sección aquí expuesta corresponde a la corteza inferior del arco magmático Famatiniano.
Las características geoquímicas observadas en las distintas litologías presentes en la porción norte de la sierra de Valle Fértil, reflejan separación química durante el proceso de anatexis, dominado por diferentes grados de extracción de fundidos y la generación de un residuo sólido. La mayoría de las migmatitas metatexíticas y diatexíticas pobres en fundidos son interpretadas como los productos de la fusión parcial, en gran medida isoquímico, de las sucesiones sedimentarias supracorticales; mientras que una baja proporción representan los remanentes refractarios de dichas secuencias, tal como se observa para la porción central de la serranía. Por su parte, los granitos y las diatexitas ricas en fundidos poseen relaciones de campo y geoquímica de elementos mayoritarios y trazas que indican que son el producto de la anatexis cortical, caracterizada por una separación efectiva del fundido. El hecho de que las metatexitas en la porción norte de la serranía sean los productos más abundantes de la fusión parcial, y que posean en su mayoría una química de roca total similar a la de los probables protolitos, es consistente con: i) la preservación de afloramientos de rocas anatécticas de mayores dimensiones, ii) la conservación de estructuras migmáticas y premigmáticas (Tibaldi et al. 2012) y iii) la escasa proporción de la unidad transicional en relación a lo observado en la porción central (Gaido 2014), unidades que han sido interpretadas por Otamendi et al. (2010, 2012) como los productos de interacción entre fundidos tonalíticos y fundidos graníticos derivados de la fusión parcial de rocas metasedimentarias. De este modo, se infiere que el segmento norte de la sierra de Valle Fértil preserva evidencias del proceso de fusión parcial donde la extracción de fundido se encuentra acotado a una etapa previa al proceso observado en la porción central de dicha serranía.

AGRADECIMIENTOS

Agradecemos a la Dra. Alina Guereschi y a un revisor anónimo, que han permitido mejorar sobremanera la calidad de este trabajo, gracias a sus valiosas correcciones y recomendaciones. Este trabajo fue subsidiado por los proyectos PICT 01904/07, PICT 00453/10 de la Agencia Nacional de Promoción Científica y Tecnológica de Argentina, por el proyecto PIP0072 CONICET y a través del fondo de ayuda de la Secretaria de Ciencia y Técnica de la Universidad Nacional de Río Cuarto.

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Recibido: 1 de junio, 2015
Aceptado: 12 de marzo, 2016