MACLA 6 XXVI R E U N iÓN (SEM) / XX REUN iÓN (SEA) - 2006

DIFERENCIAS ENTRE GRANATES DE ROCAS ÍGNEAS Y METAMÓRFICAS DE EDAD FAMATINIANA (ORDOVÍCICO), EN LAS SIERRAS PAMPEANAS (ARGENTINA)

J.A. DAHLQUIST ( 1 ) , P.H . ALASINO ( 1 ) , C. CALINDO (2) y C. CASQUET (2)

(] ) CRILAR, En tre R íos y Mendoza S/Nº, c . P. 503 1 , An i l laco, La Rioja, Argen t ina . jdah l qu is t@cri lar-con icet . com. ar; palas ino@crilar-conicet . com.ar

(2) Departamento de Petro logía y Geoquímica. Fac . de ce. Geológicas, Universidad Complu tense, (28040) Madrid, España. cgalindo@geo . ucm.es; casquet@geo . ucm.es

RE SUMEN

Los granates metamórficos de los e squistos de la zona de la biotita de la sierra de Chepes son r i cos en Mn y tienen composiciones muy parecidas a la de los granates ígneos de diferentes rocas graníti cas de edad Famatiniana (Ordovícico) de la misma región . Por tanto, e l contenido de Mn, por sí mismo, no es sufi­ciente para discriminar el origen de estos minerales, que pueden presentarse como cristales ígneos o como xenocristales en el granito . Por el contrario, el t ipo de zonación del Mn permite distinguir entre amb as si­tuaciones, al menos en el caso de granitoides cristali­zados por encima de 700ºC .

Palabras Claves : granitos peralumínicos, granate, zonalid a d

INTRODUCCIÓN

La presencia de granate ígneo en rocas graníticas es poco frecuente, pero de gran relevancia para estable­cer modelos petrogenéticos, así como para definir las condiciones de emplazamiento (presión y temperatu­ra) del magma (e .g . , Dahlquist et a l . , 2006 ) . Debido a la posibilidad de que el granate, en algunos granitos, sea también de origen xenolítico, se hace necesario fi­j ar c r i t e r i o s p a r a p o d e r d i s t inguir entre g r a n a t e s ígneos y metamórfi c o s . Aunque las caracter ísti c a s texturales pueden ser útiles p a r a realizar esa discri-

minación, la química mineral resulta ser más determi­nante para definir e l origen del granate . No obstante, la simple composi ción química, sin el conocimiento de la zonación, tampoco basta para distinguir los gra­nates manganesíferos metamórficos crecidos en con­diciones de baj o grado, de los ígneos, ya que su quí­mica mineral es semej ante . En estos casos, el tipo de zonación composicional del granate resulta ser muy útil . Este trabaj o es una contribución para distinguir granates manganesíferos de origen ígneo de aquellos de origen metamórfico . Para ello se establecen com­paraciones petrográficas y de química mineral entre granates de orígenes comprob ados a partir de estu­dios previos .

QUÍMICA MINERAL Y PATRÓN DE ZONACIÓN DE LOS GRANATES ÍGNEOS Y METAMÓRFICOS

Se han seleccionado una roca metamórfica y un pe­q u e ñ o p l u t ó n g r a n í t i c o c o n g r a n a t e s . La r o c a metamórfica procede d e l a Sierra d e Chepes, pertene­ce a una suces ión de metamorf ismo progres ivo de e d a d Fam atiniana (Ordovíc ico Medio) en la que se han reconocido cuatro zonas principales (Dahlquist y B aldo 1 996; Pankhurst et a l . 1 998; Dahlquist et a l . 2005 ) : 1 ) zona de biotita , 2 ) zona de cordierita, 3 ) zona de andalucita + feldespato alcalino y 4) zona de anatexis . Las cuatro corresponden a un evento meta-

Figura 1: Fotomicrografías de granates magmáticos y metamórficos: (a) granate de un esquisto de la zona de la biotita y (b) granate ígneo (facies 1 del plu tón Peñón Rosado) . Grt = granate; Bt = biotita; Ms = muscovita. Luz polarizada sin analizador.

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Mn

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Figura 2 : Composición de granates (Mn, Fe, Mg) del granito Peñón Rosado (Dahlquist et al. 2006) y de esquis tos de la zona de la b iotita (Dahlquist, 2 000) . El campo gris corresponde a la compilación de composiciones de granates de Miller y S toddard (1981) . Según estos autores la gran mayoría de los granates ígneos supera el 10% de Mn.

mórfico de baja presión y alta temperatura que culmi­na en la zona de más alto grado con la fusión de los metasedimentos (Dahlquist e t al . 2005 ) . L a muestra con granate seleccionada (MA-226) es un esquisto de la zona de biot i ta con la siguiente asociación mineral : Bt-Ms-Qtz ± Grt ± Crd ± Chl . El cálculo de la presión y de la temperatura, usando el programa TWEEQU de Berman ( 1 99 1 ) , arroj a valores de ca . 430 ºC y 2 . 1 0 kbar, respectivamente (Dahlquist 2000) . Los granates son de grano fino ( - 0 . 02 a 0 . 0 6 mm d e d i á m e t r o ) euhedrales a subhedrales, c o n escasas inclusiones de minerales opacos (Fig . la ) . Llamativamente, sus ca­racteríst icas petrográficas generales son similares a las de algunos granates magmáticos citados en la lite­ratura ( e . g . Miller y Stoddard 1 9 8 1 , Fig. 2c ; Hogan 1996 ) . En consecuencia, en base a una simple inspec­ción textura!, los granates metamórficos incorporados a un magma granítico como xenocristales pueden ser confundidos con los de origen ígneo y conducir a in-

Facies ígnea ó roca GPR1 GPR1 metamórfica

GPR1

terpretaciones erróne a s . Como ya ha s ido sugerido por otros autores, la estabilidad del granate en el baj o grado a baj a presión se debe a su elevado contenido de Mn (Spear 1 993, D ahlquist 2000) , resultando así g r a n a t e s r i c o s e n l o s c o m p o n e n t e s e s p e s a r t i n a ­almandino .

L a unidad ígnea cons iderada en es te es tudio es co­nocida como Granito Peñón Rosado (GPR) . Se trata de un granito l igeramente per alumino s o (ISA = 1 ,02 -1 . 1 2, D ahlquis t e t a l . , 2 0 0 6 ) der ivado d e la fu sión parcial de metagrauvacas, emplazado a una presión aproximada de 4,4 kb a r y en un rango de temperatu­ras comprend i d a s entre los 785 ºC y los ca . 640 ºC (D ahlquist e t al . , 2 0 0 6 ) . E l G P R está formado por tres facies principales (Dahlquist e t a l . , 2006) : la fa­cies 1 , tonalita/trondhj emita (Si02 = 65 . 70%) ; la fa­c i e s 2 , gran o d i o r i t a ( S i 02 = 7 0 . 6 0 % ) Y l a fac ies 3, monzogranito (S i02 = 74 . 5 7 % ) . N o t ablemente, l a s t res facies contienen granate, b ioti ta enriquecida en APv y MnO, junto con mica b lanca r i ca en FeO de ori­gen magmático (Dahlquist e t al . , 2006 ) . Los granates se presentan en cristales individuales euhe drales a s u b h e d r a l e s c o n s e c c i o n e s a p r o x i m a d a m e n t e hexagonales (F ig . l b ) Y tamaños comprendidos entre 0 ,6 y 2 ,2 mm. A menudo muestran fracturas rellenas de hemat i te s y o c a s i o n a l e s inc lus iones d e c lor i ta (transformación de biotita ) . Para el estudio químico se s e l e c c ionaron granates d e las fac ies 1 (muestra VCA-7079) y 3 (muestra ASP-l l 1 ) . Los resultados a n a l í t i c o s r e s u m i d o s , de g r a n a t e s í g n e o s y metamórficos, figuran en la Tabl a 1 .

L o s g r a n a t e s c r i s t a l i z a d o s a p a r t i r d e m a g m a s p e r a lu m i n o s o s e s tán c o n s t i tu í d o s pr inc ip almente por e s p e s a r t i n a y a l m a n d i n o (Sps + A l m = 8 2 . 1 -86 . 7%, Tabla 1 ) , d e manera semej ante a los granates formados en condiciones de b aj o grado metamórfico ( 8 8 . 8 - 9 0 . 5 %, Tab l a 1 ) , r e s u l t a n d o c o m p o s i c i o n e s glob ales similar e s . Las composiciones de l o s grana­tes ígneos y metamórficos proyectadas en el diagra­m a discriminatorio de Miller y Stoddard ( 1 9 8 1 ) son práct icamente indistinguibles (Fig. 2) . Sin embargo, l a distribución del MnO, que se traduce en el patrón de zonación de los granates, resulta ser muy diferen­t e . C o m o ha s i d o s u g e r i d o p o r v a r i o s a u t o r e s

GPR3 Esquisto

Muestra VCA-7079 VCA-7079 VCA-7079 ASP- 1 1 1 Ma-226 Ma-226 Número análisis Pro (n = 7) Pr. (n = 2) Pro (n = 4) Pro (n = 9) Pro (n = 3) Pro (n = 2)

ZC ZCI ZBM ZC-B ZC B Mineral Granates magmáticos Granates metamórficos

Miembros finales calculados siguiendo a Deer et al. (1992) Almandino 53,32 51,24 47,78 44,2 45,71 41,74 Grosularia 4,13 3,81 4,22 1,52 2,51 3,93 Piropo 1 3,65 1 1,23 9,04 14,79 6,87 7,15 Espesartina 28,80 33,67 38,91 38,82 44,75 47,08 Referencias: ZC = Zona Central; ZCI = Zona de composición intermedia; ZBM = Zona de borde marginal; ZC-B = Zona central y borde. B = Borde. Pro = Promedio. GPR1,3 = Granito Peñón Rosado facies 1 y 3 respectivamente. Datos a partir de Dahlquist (2000) y Dahlquist et al. (2006).

Tabla 1: Composiciones representativas de los granates en el Granito Peñón Rosado y en un esquisto en la zona de biotita

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Muestra Ma-226, esqll islo biotilico

�Ba,a dln'51ón (Mn)----l

a Muestra A5P- 11 1 , facies 3 del grani lo Pe,ión Hosado

Muestra VCA-7079, facies 1 dd granito Peñón Rosado tf Oi(u:"lon B..,¡it gill'" Difusión

49 < 43 e LB Le LB

48 E I--l I !-f 41 '" .. <:

39 47 '2 '. - - - .-.., 46 � ,

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AII" difusión ( �tn) I * 'O E

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Alta difU!lión (Mn)

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difusión dcspredable (Mn) (Mrl , lel I ZlIM

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ol4 I 35 Temperatura de

ctislahzanon sobre =- � Tcmpc�a de I , T{'m�ril de

cri.stahzaclón TemperahlT3 de cristalización cnslah2.ildón TCOlfkr",ura ¡¡ 433<1(', aproxlm,;¡diltí:lCnre ronsl.mtl' b. o � 700'C sobre � 700'C ba o • 700'C

1---0.06 mm ------j 1- 2.00 mm --1 � 1 .7S mm -------"'¡ Figura 3 : Perfiles de zonación mineral (granates) usando el contenido de espesartina obtenido con m icrosonda de electrones . En (a), el granate metamórfico muestra una clásica forma de campana. En (b), el granate se presen ta esencialmente sin zonación. En (c) el con tenido de espesartina define una forma de campana inversa, con una amplia zona cen tral de composición homogénea (Sps - 28 . 8%), una zona de composición in termedia (Sps - 3 3 . 7%) Y una zona de borde marginal muy enriquecido en Mn (Sps - 38 . 9%) . ZC = Zona cen tral, ZCI = Zona de composición in termedia; ZBM = Zona de borde marginal; ZC-B = Zona cen tral y borde; B = Borde, Sps = Espesartina. Datos represen tativos en Tabla 1. Cada punto en la Fig. 3c representa un promedio de 3 anális is .

( Ya r d l e y, 1 9 7 7 ; S p e a r, 1 9 9 3 ) l o s g r a n a t e s metamórfi cos de bajo grado presentan una zonación normal de l Mn « en campana» (Fig . 3a ) , s imilar a la de granates cr i s tal iz a d o s en magmas muy féls i c o s (Si02 = 73-76%) a temperaturas inferiores a - 7 0 0 º C (Le ake, 1 9 6 7; Miller a n d Sto ddard, 1 9 8 1 ; M anning, 1 983) , debido a que por debaj o de esta temperatura, l a v e l o c i d a d d e d i fus ión int racr i s ta l ina s e r e d u c e drásti camente (Yardley, 1 9 77; Spe ar, 1 993 ; Manning 1 9 8 3 ) . P o r e l contrar io , los granates m a g m á t i c o s cristalizados por encima de - 7 0 0 º C , (veloci dad de difusión intracristalina elevada) no tienen zonación ( e . g . , muestra ASP-1 1 1 ; F ig . 3b ) , o b ien pre sentan una zonación del Mn en form a de « campana inver­sa» , con una extensa región central sin zonación y un marcado enrique cimiento de Mn en los bordes mar­ginales (muestra VCA-7079; F ig . 3c ) . En este último caso, e l enriquecimiento de Mn en el borde m arginal del granate habría tenido lugar en las etapas p óstu­mas de la cristal ización, a temperaturas y a por deba­jo d e los - 7 0 0 º C ( p r o b ablemente en c o n d i c i o n e s sub sól idas , c o n m u y b a j a veloc idad de difusión) .

DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

Recientemente, Dahlquist et aL (2006) constatan que la zonación en granates es fuertemente dependiente de la temperatura, concluyendo que zonaciones normales del Mn con forma de « campana» son esperables en gra­nates metamórficos de baj o grado o en granates forma­dos en rocas muy félsicas (Si02 = 73 a 76%), cristaliza­dos a temperaturas inferiores a - 700ºC, donde la difu­sión es muy baj a (e .g . , aplitas y pegmatitas como las mencionadas por Leake, 1967 o Manning, 1983 ) . Por el c o n t r a r i o , a u s e n c i a de z o n a c i ó n ( A S P - 1 1 1 ) o zonaciones de Mn con forma de « campana inversa» (VCA-7079) son esperables en granates cristalizados esencialmente por encima de los - 700 ºc . L a zonación en forma de « campana inversa», con una extensa re­gión central sin zonación, revela que la mayor parte del granate cristalizó por encima de - 700 ºC (alta di­fusión y consecuente homogenización del Mn) y, sólo su borde m arginal, lo hizo por debaj o de esta tempera­tura . Aunque granates sin zonación son también ca­racterísticos en las rocas metamórficas del alto grado, su contenid o global de espesartina es mucho más baj o

que el de cualquier granate ígneo, siendo e n estos ca­sos la distinción relativamente sencilla .

A partir de la comparación entre granates de origen previamente conocido (metamórficos e ígneos) se de­muestra que el t ipo de zonación del Mn y, en su caso el contenido global de Mn (granates metamórficos de alto grado), resulta ser muy útil para distinguir entre cris­tales de origen ígneo y cristales xenolíticos en grani­tos .

AGRADECIMIENTO S

El trab aj o fue financiado por los subsidios IM-40 2000 (ANPCyT), PIP-02082 CONICET (Argentina) y BTE2001 -1486 (España) .

REFERENCIAS

Berman, R .G . ( 1 99 1 ) . Can . MineraL 29 , 833-855 . Dahlquist, J .A . , Baldo, E .G . ( 1 9 9 6 ) . Metamorfismo y

deformación famatinianos en la s ierra de Chepes . 13º Congreso Geológico Argentino . Simposio sobre el margen proto-Andino de Gondwana (IGCP 345 y 376 ) . 5, 393-409.

Dahlquist, J .A. (2000) . Petrología y Geoquímica de las Rocas Ígneas y Metamórficas de la Sierra de Chepes . L a Rioj a, Argentina . Tes i s D o ctoral, Univers idad Nacional de Córdoba, 464 pp . (inédito ) .

Dahlquist, J . A . , Rapela, c.w. y B aldo, E . G . (2005) . J . South A m . Earth S c i . 2 0 , 23 1 -25 l .

Dahlquist, J .A . , Alasino, P.H. , Galindo, c., Pankhurst, R .J . , Rapela, C .W. , Saavedra, J . , Casquet, c., Baldo, E . y González Casado, J .M. (2006) . Rev. Asoc. GeoL Argentina 61 , 93-1 1 l .

Deer, W. A . , Howie, R . A . y Zussman, J . ( 1 992 ) . An introduction to the Rock Forming Minerals . Second Edition Longman Scientific & Technical, London, 696 pp .

du Bray, E .A . , 1 988 . Contrib . MineraL PetroL 1 00, 205-2 1 2 .

Hogan, J . P. ( 1 996) . Trans . R . S o c o E dinb . Earth Sci . 8 7, 147- 157 .

Leake, B .E . ( 1 967) . Earth Planet. Sc i . Lett . 3 , 3 1 1 -3 1 6 . Manning, D . A . C . ( 1983 ) . MineraL M a g . 47, 353-358 . Miller, c . F. y Stoddard E . F. ( 1 98 1 ) . J . GeoL 89, 233-246 . Pankhurst, R . J . , Rapela, C .W., Saavedra, J . , B aldo, E . ,

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MACLA 6 XXVI REUN iÓN (SEM ) / XX REUN iÓN (SEA) - 2006

Dahlquist, J . , Pascua, 1. y Fanning, C .M. ( 1 998 ) . The F a m a tinian m a g m a t i c a r c in the c e n t r a l S i e r r a s Pampeanas: A n EarIy t o Mid-Ordovician continental arc on the Condwana margino In: Pankhurst, R .J . , Rapela, C . W., (Eds . ) , The Proto-Andean Margin of C o n d w an a , C e o l . S o c . ( L o n d o n ) , S p e c i a l

MACLA 6 Página 1 58

Publications . 1 42, 343-67. Spear, F .S . ( 1993 ) . Metamorphic phases equilibria and

p r e s sure- temperature - t ime p aths . Mineralogica l Society of America, Monograph 1 , Washington, USA. 779 pp .

Yardley, B .W.D . ( 1 9 77) . Am. Mineral . 62 , 793-800 .