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117117Revista de la Asociación Geológica Argentina 63 (1): 117 - 130 (2008)

MINERALOGÍA Y TERMO-BAROMETRÍA DE LOS COMPLEJOS MÁFICOS SOL DE MAYO Y SUYA TACO,NORTE DE LAS SIERRAS DE COMECHINGONES, CÓRDOBA

Alina M. Tibaldi1, 2 y Juan E. Otamendi 1, 2

1 CONICET2 Departamento de Geología, Universidad Nacional de Río Cuarto, X5804BYA, Río Cuarto

RESUMEN Este trabajo presenta un estudio detallado de la petrografía, mineralogía química y termo-barometría de dos complejos máfi-cos que afloran al norte de la sierra de Comechingones. Se aplicaron un conjunto de termómetros y barómetros empíricoscon el propósito de determinar los rangos de P y T absolutas de cristalización de estas rocas. Las temperaturas de equilibrioen pares de piroxenos (cpx-opx) se estimaron usando tres termómetros independientes. Dos calibraciones termométricas(Wells 1977, Kretz 1982) dan resultados consistentes y razonables indicando que los piroxenos registran condiciones de cris-talización magmática (920-1150ºC), mientras que la tercera calibración (Lindsley 1983) estima temperaturas muy inferiores.Esta discrepancia puede estar relacionada con el hecho de que la última calibración no sería aplicable a rocas que cristalizarona partir de magmas ricos en hierro. Por su parte, la termometría Amph-Pl sugiere temperaturas de equilibrio comprendidasentre 750-850ºC, para composiciones típicas de núcleos, mientras que para composiciones representativas de los bordes degrano las temperaturas estimadas son significativamente inferiores (< 600ºC) comportamiento que sugiere que el anfíbol cris-talizó principalmente en una etapa post-magmática. Las temperaturas de intercambio para Fe-Mg entre opx-bt muestran queeste par mineral se equilibró entre dos rangos térmicos bien definidos (430-650ºC y 740-1030ºC), lo que sugiere que las bio-titas pueden haber cristalizado tanto en una etapa tardío magmática como post-magmática. Las formulaciones barométricasmuestran cierta variabilidad en función de las calibraciones utilizadas, no obstante, sistemáticamente presentan un patrón devalores en el cual las presiones de equilibrio determinadas en el Complejo Suya Taco son inferiores (5,5 ± 1 kbar) a las obte-nidas en el Complejo Sol de Mayo (8 ± 1 kbar). En general, este resultado es consistente con las estimaciones barométricasrecientemente realizadas en xenolitos de granulitas. Las condiciones de P-T deducidas a partir de las rocas ígneas indican quela secuencia metamórfica encajante se encontraba a temperaturas de la facies de anfibolitas y en niveles de corteza media.

Palabras clave: Rocas máficas, Sierra de Comechingones, Termometría, Barometría, Orógeno pampeano.

ABSTRACT: Mineralogy and thermo-barometry of the Sol de Mayo and Suya Taco mafic complexes from northern Sierra de Comechingones, Córdoba. This work presents a detailed study including petrography, mineral chemistry and thermo-barometry of igneous rock fromtwo mafic complexes that outcrop in the north portion of the sierra de Comechingones. The range of absolute P and T underwhich these rocks crystallized is retrieved using a set of empiric barometers and thermometers. The estimations of equili-brium temperature determined in pairs of pyroxenes (cpx-opx) were performed through three independent thermometers.Two of the thermometric formulations (Wells 1977, Kretz 1982) yield consistent and reasonable results indicating that thesephases record magmatic crystallizations conditions (920-1150ºC), whereas the third calibration by Lindsley (1983) gives lowertemperatures. This discrepancy is thought to reflect the fact that the latter method may be not applicable to rocks crystallizedfrom Fe-rich magmas. Amphibole-plagioclase thermometry estimates, which use typical core compositions, yield equilibriumtemperature in the range of 750-850ºC. Whereas using rim compositions, Amph-pl thermometry estimates significantly givelower temperatures (< 600ºC), suggesting that amphiboles mostly crystallized at post-magmatic stages. Orthopyroxene-bioti-te Fe-Mg exchange thermometry shows that these minerals tend to equilibrate within two distinct thermal ranges (430-650ºCand 740-1030ºC). This indicates that biotites might have crystallized at both late-magmatic and post-magmatic stages.Barometric estimates have some variability in function of the type of calibration used, however they show a systematic pat-tern in which the equilibrium pressure determined in the Suya Taco complex are lower (5.5 ± 1 kbar) than those obtained inthe Sol de Mayo complex (8 ± 1 kbar). Overall, this result is consistent with barometry already performed in granulitic xeno-liths. The P-T conditions deduced from igneous rocks indicate that the hosting regional metasedimentary sequence were expe-riencing amphibolite-facies temperatures and residing at middle crustal levels.

Keywords: Mafic rocks, Sierra de Comechingones, Thermometry, Barometry, Pampean orogen.

INTRODUCCIÓN

La presencia de rocas máficas y ultramá-ficas dentro de la secuencia supracorticalCámbrica de las Sierras Pampeanas fuemencionada por diversos autores; noobstante, los primeros estudios desde unpunto de vista petrológico correspondena Villar (1985) y Bonalumi y Gigena(1987). En el ámbito de la Sierra de Cór-doba, la distribución de los complejosmáficos-ultramáficos ha sido agrupadaen dos fajas discontinuas, una que tienesu centro en Bosque Alegre-Alta Graciay otra que se extiende al sur desde AthosPampa hasta Los Permanentes (Villar1975).En algunos casos los complejos máficos-ultramáficos fueron interpretados porEscayola et al. (1996) como cuerpos ofio-líticos con características tipo MORB loscuales se encuentran tectónicamente in-tercalados dentro de la secuencia meta-mórfica. Recientemente, Escayola et al.(2007) sugieren que estas rocas se forma-ron en el Precámbrico (640 ± 25 Ma) yque fueron emplazadas tectónicamentedurante el cierre de una cuenca de retro-arco durante la orogenia Pampeana. Enel norte de la sierra de Comechingonesexisten, también, complejos constituidosexclusivamente por rocas máficas loscuales presentan características geológi-cas y petrológicas que claramente permi-ten distinguirlos de los complejos máfi-cos-ultramáficos mencionados anterior-mente. Entre ellos, el cuerpo máfico másgrande observado corresponde a un ga-bro encapado, denominado cerro San Lo-renzo, el que se caracteriza por estaremplazado tectónicamente (véase Chin-carini et al. 1998). Por otro lado, existenexpresiones dispersas de magmatismomáfico, que aunque están asociados azonas de cizalla (Bonalumi y Gigena1987), presentan algunos contactos in-trusivos (Otamendi et al. 2003). Dichoscuerpos han sido caracterizados comoferronoritas y ferrodioritas (Demichelis etal. 1996) e interpretados como un mag-matismo máfico de tipo OIB generado apartir de la fusión parcial de un manto

litosférico enriquecido (Demichelis et al.1996, Tibaldi 2006). El magmatismo deafinidad OIB intruye la secuencia meta-sedimentaria cámbrica del norte de la sie-rra de Comechingones y tiene una edadde 520 ± 2 Ma. (Gromet et al. 2005). Estetrabajo desarrolla un estudio termo-baro-métricos de detalle con el propósito deestablecer si las paragénesis encontradasen los Complejos Sol de Mayo y Suya Ta-co se encuentran en equilibrio con lascondiciones físico-químicas de forma-ción y cristalización de los magmas máfi-cos o, si por el contrario, son indicativasde reequilibrio mineral registrando así lascondiciones desarrolladas con posteriori-dad a la cristalización de los mismos.Para alcanzar el objetivo general, este tra-bajo presenta una investigación petrográ-fica y mineraloquímica detallada que lue-go se utiliza para realizar un análisis ter-mo-barométrico de los complejos máfi-cos Suya Taco y Sol de Mayo. Las condi-ciones de P y T se estiman mediante dis-tintas asociaciones minerales y a través determómetros y barómetros empíricos. A-simismo, en diagramas apropiados semuestra la influencia que presenta la va-riación en la química mineral para el cál-culo de estas variables intensivas.

MARCO GEOLÓGICOREGIONAL Y LOCAL

Los complejos máficos Sol de Mayo ySuya Taco se localizan en la región sur-oriental del cinturón Pampeano al nortede las sierras de Comechingones. El oró-geno Pampeano ha sido interpretado co-mo el producto resultante del engrosa-miento cortical asociado con magmatis-mo multi-episódico derivado de diversasfuentes (Baldo et al. 1996, Rapela et al.1998, Otamendi et al. 1999). La secuenciametasedimentaria constituida por meta-texitas, migmatitas, migmatitas diatexíti-cas y granulitas ha sido interpretada co-mo una transición litológica progresiva-mente deprimida en fundidos, derivadade la fusión parcial de grauvacas alumi-nosas metamorfizadas en facies de anfi-bolitas altas y granulitas (Otamendi y Pa-

tiño Douce 2001). Una gran cantidad dedatos geocronológicos apoyan la idea deque la evolución tectónica y petrológicamás significante registrada en todas lasunidades litoestratigráficas encontradasen este cordón serrano ocurrieron en elCámbrico inferior (c. 520-530 Ma; Rapelaet al. 1998, Sims et al. 1998). Estimacionesde P-T muestran que el pico metamórfi-co de la secuencia metamórfica del Cám-brico ocurrió bajo presiones moderada-mente altas (7-8 Kbar) y temperaturascomprendidas entre 650 y 950ºC (Rapelaet al. 1998; Otamendi et al. 1999; Ota-mendi et al. 2005). Martino et al. (1995)propone cuatro eventos de deformacióndesarrollados durante el estadio tectono-térmico Cámbrico. El primer evento, D1,se presenta como una foliación gnéisicapobremente preservada, a menudo ple-gada por el evento deformacional D2;por otra parte, en algunas localidades lafábrica S1 se ha observado como una fo-liación metamórfica superpuesta a la es-tratificación sedimentaria primaria (Ota-mendi y Patiño Douce 2001). La defor-mación más intensa registrada ocurriódurante los eventos de deformación D2y D3, que acompañaron las condicionesmetamórficas en facies de granulitas(Gordillo 1984, Otamendi et al. 1999). Ladeformación D2 se manifiesta por el des-arrollo de foliación S2 y pliegues F2, loscuales se generaron durante el principalevento de espesamiento cortical, hastaque se alcanzó el pico metamórfico (Gor-dillo 1984, Kraemer et al. 1995, Rapela etal. 1998, Martino et al. 1999 Otamendi etal. 1999). La deformación D3 comienzacerca del pico metamórfico y continúadurante la etapa de enfriamiento (Ota-mendi et al. 1999). D3 está caracterizadapor la generación de zonas de alta defor-mación, donde las fábricas generadas(pliegues F3 y foliación S3) se superpo-nen y obliteran los rasgos estructuralesformados durante D2. Dentro de las sie-rras de Córdoba, las texturas característi-cas de descompresión posterior al picometamórfico indican que la secuenciametasedimentaria evolucionó siguiendouna senda P-T en el sentido de las agujas

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del reloj (clockwise path) (Rapela et al. 1998,Otamendi et al. 1999). El posterior levan-tamiento a niveles corticales medios hasido relacionado al proceso de extensiónasociado con los eventos de deformaciónD3 (Martino et al. 1997). El evento dedeformación D4, desarrollado principal-mente a lo largo de cinturones de cizallaangostos de extensión regional (Kraemeret al. 1995), se manifiesta como una folia-ción milonítica S4 subvertical con rumboN-S y con buzamiento al oeste. Las rocasmilonitas y ultramilonitas asociadas a estafábrica presentan reequilibrio de la para-génesis mineral en condiciones de meta-morfismo de bajo grado y, en su mayoría,habrían sido generadas durante la orogé-nesis famatiniana (Sims et al. 1998, Fa-giano et al. 2002, Martino 2003).Dentro de este contexto regional, amboscomplejos máficos (Fig. 1), los cualespresentan una relación espacial muy cer-cana, se caracterizan por poseer caracte-rísticas mineralógicas, texturales y geo-químicas muy similares. En cuanto a ya-cencia, las rocas máficas de Suya Taco sepresentan como cuerpos irregulares, o-voides y elongados que intruyen la se-cuencia metamórfica, mientras que lasrocas máficas de Sol de Mayo afloran co-mo un cuerpo continuo con desarrollode límites netos levemente flexurados.Además, en ambos complejos, se recono-ce la presencia de diques tabulares de 10a 50 cm de espesor que intruyen tanto alos cuerpos mayores como a las rocasmetasedimentarias. En general, las rocasmáficas se caracterizan por presentar uncolor gris oscuro, con tamaño de granovariable y relaciones texturales que con-juntamente con la asociación mineral re-flejan la superposición de procesos mag-máticos, metamórficos y tectónicos. Deacuerdo con su actitud, las rocas máficasde ambos complejos son ampliamenteconcordantes con la foliación principal(S3) observada en las rocas encajantes y,aunque en su mayoría constituyen cuer-pos uniformes, en los bordes de los cuer-pos máficos mayores se aprecia clara-mente una fábrica planar-linear que estámarcada principalmente por la orienta-

ción de la biotita, piroxeno y anfíbol. Losdiques máficos tienen relación intrusivadiscordante con respecto a la foliaciónS2, aunque localmente muestran una pa-ra-concordancia con la foliación S3. Ade-más, ocasionalmente, se observa que losdiques concordantes con la foliación S3muestran retrabajo tectónico con des-arrollo de estructuras tipo boudinage inci-pientes, las que pueden atribuirse a unestado tardío de deformación D3. Deacuerdo a las características anteriormen-te descriptas se infiere que las rocas ígne-as máficas intruyeron el gneis regionalque constituyó su caja durante las etapastempranas de deformación D3 y, por en-de, con posterioridad a las eventos quegeneraron las migmatitas de alto gradode la sierra de Comechigones (Otamendiet al. 2003). Las relaciones temporalesobservadas son consistentes con datacio-nes absolutas U-Pb, realizadas en mona-citas de granitos anatécticos, generados

por la fusión parcial del material encajan-te como consecuencia de su interaccióncon el magma máfico intrusivo (Grometet al. 2005, Tibaldi 2006).

PETROGRAFÍA

Las rocas ígneas máficas presentan uncolor gris oscuro con un tamaño de gra-no variable y han sido clasificadas de a-cuerdo a su paragénesis mineral comonoritas, dioritas y gabros hornblendífe-ros-piroxénicos. Mineralógicamente lasrocas máficas se caracterizan por poseerla asociación mineral: plagioclasa + orto-piroxeno + clinopiroxeno + biotita + an-fíbol, en tanto que apatita, circón e ilme-nita son minerales accesorios siemprepresentes. Texturalmente, la mayoría delas rocas máficas presentan evidencias desu naturaleza ígnea, aunque en algunoscasos se observa retrabajo textural sobre-impuesto. La textura predominante, so-

Mineralogía y termo-barometría de los complejos máficos Sol de Mayo y Suya Taco...

Figura 1: Mapa geológico mostrando la ubicación de los Complejos Sol de Mayo y Suya Taco en elnorte de las Sierras de Comechingones. A la derecha se incluye el contexto geológico de las Sie-rras Pampeanas; la distribución de los cinturones orogénicos corresponde a Rapela et al. (1998).

bre todo en noritas y dioritas, es inequi-granular hipidiomórfica (Fig. 2a) con ta-maños de grano variables entre 0,05 y 0,5mm. Además, se puede reconocer en al-gunos casos una leve orientación por flu-jo manifestada por bandas discontinuasde Px + Bt + Ap + Zrn + opacos (sím-bolos de minerales son tomados de Kretz1983), las que en ocasiones suelen estarinterconectadas. Menos frecuentemente,pero no menos importante, es el desarro-llo de texturas con tendencia subofíticalas cuales se observan por dominios tex-turales a escala del centímetro (Fig. 2b).En los gabros hornblendíferos-piroxéni-cos y algunas rocas noríticas se han ob-servado, aunque en menor proporción,texturas cumulares de dos tipos. Por unlado se observan cúmulos de clinopiroxe-no, ortopiroxeno y anfíbol castaño rojizo(Fig. 2c), donde las posiciones centralesestán ocupadas por ambos piroxenos loscuales se presentan rodeados por el anfí-bol, mientras que la plagioclasa aparececristalizada en posiciones intersticiales,presentando los distintos granos de pla-

gioclasa continuidad óptica entre ellos aescala de dominio textural. Por otro lado,se observan rocas con plagioclasa cumu-lar y desarrollo de piroxenos en posicio-nes intercumulares (Fig. 2d). Tal y comose expresó anteriormente, muchas de lasrocas máficas han experimentado impor-tante retrabajo en la textura, hecho queoblitera las características originales delas rocas ígneas. Las microestructuras so-bre-impuestas a los procesos ígneos songeneralmente consecuencia del creci-miento mineral (blastesis) ya sea en condi-ciones estáticas y/o dinámicas. La re-construcción textural por procesos está-ticos es más frecuente que la asociada aprocesos dinámicos y, se manifiesta prin-cipalmente por la generación de texturasgranoblásticas (Fig. 2e) o, en menor me-dida, por el desarrollo de texturas enmanto entre anfíboles y piroxenos. Porotro lado, el retrabajo en condiciones di-námicas se encuentra principalmente de-sarrollado en el Complejo Sol de Mayo yse manifiesta como una foliación espacia-da asociada principalmente con la crista-

lización y elongación de micas y anfíbo-les y deformación dúctil de la plagioclasa.Asimismo, se observa también la presen-cia de microlitones de hornblenda y pla-gioclasa con desarrollo de fábricas sig-moidales (Fig. 2f), rodeados por peque-ñas bandas recristalizadas constituidaspor biotita y plagioclasa con una notoriadisminución en el tamaño de grano y, enocasiones, por el desarrollo de incipientetextura de tipo S-C.La plagioclasa ocurre en cristales subhe-dros de tipo tabular con tamaños varia-bles entre 0,05 y 2,50 mm, presenta ma-clados de dos individuos y polisintéticos,y aparece a veces con una alteración cao-linítica importante en el Complejo Sol deMayo. Generalmente no presenta inclu-siones de otras fases minerales, aunqueocasionalmente, incluye granos de ilme-nita. En los sectores con importante re-cristalización estática, la plagioclasa apa-rece como blastos de hasta 0,8 mm, conformas lobulares o pseudo-poligonales;mientras que en aquellas muestras dondela cristalización dinámica es predominan-


Figura 2: a) Fotomicrografía que muestra una típica textura inequigranular hipidiomórfica de grano medio a grueso en roca máfica. b) Fotomicro-grafía en detalle mostrando los dominios donde aún se puede observar la presencia de textura subofítica relíctica. c) Fotomicrografía a nicoles cru-zados correspondiente a gabro hornblendífero-piroxénico. Se aprecia de modo parcial el desarrollo de textura cumular, con cúmulos de ortopiroxe-nos y clinopiroxeno rodeados por anfíbol, y con crecimiento en los sectores intersticiales de plagioclasa. d) Se ilustra el desarrollo de texturas cumu-lares, con desarrollo de cumulos ricos en plagioclasa y piroxenos en posiciones intersticiales. e) Fotomicrografía ilustrando el reemplazo casi totaldel piroxenos por el anfíbol, se observa recristalización marcada y el desarrollo de cierta elongación. f) Microlitones de anfíbol y plagioclasa clara-mente deformados generando bandas sigmoidales. Los microlitones están limitados por la presencia de una foliación planar continua. Dicha folia-ción genera estructuras de tipo S-C constituidas principalmente por la orientación y crecimiento de biotita y la disminución del tamaño de grano deplagioclasa.

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te, la plagioclasa ocurre como blastosanhedros, subredondeados con formassigmoidales o recristalizados con dismi-nución del tamaño de grano y extinciónondulosa o zonada. En las rocas cumula-res, la plagioclasa se presenta como cris-tales euhedros de gran desarrollo (2,50mm) con maclado de dos individuos,ocasionalmente estos granos de grantamaño son subhedros. El ortopiroxenoaparece como cristales subhedros de has-ta 2,25 mm, los cuales suelen desarrollarbordes reabsorbidos, presentando tras-formación a anfíboles tanto en los bor-des del cristal como a lo largo de las frac-turas y planos de exfoliación. Además sepresentan como pequeños cristales euhe-dros en forma de agregados pseudos-poligonales o núcleos con textura en mo-saico. Ocasionalmente, el ortopiroxenopresenta clinopiroxeno exsuelto y con-centración de óxidos a lo largo de los pla-nos de exfoliación. El clinopiroxeno, adiferencia de lo observado para el ortopi-roxeno, no aparece en todas las muestrasrecolectadas y, cuando está presente ocu-rre en menor proporción modal. En ge-neral se presenta como cristales euhedrosa subhedros con tamaños variables entre0,30 y 1,75 mm, observándose tanto enposiciones intersticiales con respecto a laplagioclasa, como así también algunas ve-ces desarrolla texturas en manto, al estarparcial o totalmente rodeado por el orto-piroxeno o el anfíbol. Generalmente, a-parece transformado a anfíbol, ya sea enforma de parches a lo largo de todo elcristal o en los límites de grano. El anfí-bol observado se caracteriza por poseerpleocroismo marcado entre verde oliva ycastaño claro. Dichos anfíboles desarro-llan texturas de recristalización típicastanto en condiciones dinámicas comoestáticas, las que se observan como blas-tos lobulados a pseudos-poligonales,blastos sigmoidales o el anfíbol forman-do una corona y reemplazando a ambospiroxenos. Generalmente, presenta tras-formación a biotita, tanto en los bordesde los granos como a lo largo de los pla-nos de exfoliación, además, muestra tre-nes de óxidos exsueltos que tienden a

disponerse a lo largo de estos planos. Porotra parte, y en una proporción muyreducida (sólo en una roca), el anfíbol sepresenta como cristales castaños, conpleocroismo marcado del castaño rojizoal castaño rosado, con tamaños variablesentre 0,9 y 1,3 mm; creciendo en general,alrededor de los cristales del clinopiro-xeno y ortopiroxeno, o también comoreemplazo parcial del piroxeno. La bioti-ta ocurre como cristales subhedros, cas-taños en posiciones intersticiales, contamaños variables entre 0,10 y 0,25 mm,o como láminas pequeñas que crecentanto en los bordes como en los planosde exfoliación de los piroxenos y anfíbo-les, o como láminas finas flexuradas a lolargo de planos de deformación intercris-talinos.

MINERALOQUÍMICA

Las muestras fueron analizadas con mi-crosonda electrónica JEOL JXA-8600 enla Universidad de Georgia, EE.UU. Lascondiciones de operación fueron mante-nidas en una aceleración de voltaje de 15kV, con un haz incidente que actúa conuna corriente de 5-15 nA y un diámetroque varia entre 1-10 µm. Los análisis re-presentativos de los minerales se presen-tan en los cuadros 1 a 3.

PiroxenosLos análisis químicos del piroxeno sepresentan en el cuadro 1 y su fórmulaestructural fue calculada en base a cuatrocationes y 12 cargas. El ortopiroxeno seclasifica principalmente, en ambos com-plejos, como enstatita (Fig. 3a). No obs-tante, algunos ejemplares en rocas deSuya Taco muestran un incremento enlos contenidos de FeO y, por lo tanto seproyectan en el campo de la ferrosilita(Fig. 3a).En general, la fracción molar de magne-sio (XMg = Mg / Mg+Fe) varía entre 0,49-0,75 para todas las muestras analizadas,sin embargo se puede establecer que noexisten grandes variaciones en la compo-sición química a nivel de cristal. En gene-ral, los cristales tienen XMg con patrones

planos o con un leve decrecimiento hacialos bordes, pero en todos los casos la va-riación determinada entre núcleo y bordenunca es mayor a 0,1. La concentraciónde Al2O3 (0,46-2,00 % p/p) observada seencuentra dentro del rango de variaciónnormal determinado para piroxenos íg-neos; aunque ocasionalmente se encuen-tran piroxenos (muestras SM20g y ST209)cuyas concentraciones de Al2O3 son no-toriamente superiores (2,5-4,1 % p/p).La abundancia de MnO varía entre 0,3 a0,9 % p/p, mientras que las concentra-ciones de Cr2O3 y TiO2 son bajas, varia-bles, y no superan el 0,19 % en peso.El clinopiroxeno se clasifica siguiendo lapropuesta de Morimoto et al. (1989) co-mo augita (Wo29 En41 Fs28) y diópsido(Wo45 En37 Fs18 - Wo47 En39 Fs12). Cabeaclarar que el desarrollo de augita se daúnicamente en el complejo Suya Taco yque su variación composicional cubre unrango casi continuo controlado por elcambio del miembro final wollastonita(Fig. 3a). Asimismo, la disposición de laslíneas que conectan pares clinopiroxeno-ortopiroxeno que coexisten indica, a par-tir de la composición química, que am-bos piroxenos han cristalizado bajo con-diciones de equilibrio en un sistema íg-neo. El número de magnesio expresadoen fracción XMg en los clinopiroxenospresentes en rocas de Suya Taco muestraun rango de variación comprendido en-tre 0,56 y 0,75, mientras que el rango devariación observado en el clinopiroxenodel Complejo Sol de Mayo es más acota-do (0,68-0,73). Por su parte, el contenidode Al2O3 observado en este mineral varíaentre 1,8 y 2,0 % p/p para el ComplejoSol de Mayo y desciende hasta 0,46 % enpeso en el Complejo Suya Taco.

PlagioclasaLa fórmula estructural de la plagioclasaha sido calculada en base de 5 cationes y8 oxígenos (Cuadro 2). Los cristales deplagioclasa presentan una variación quí-mica muy importante con porcentajesmolares de anortita XAn (XAn = Ca/Ca+Na cationes en 8 oxígenos) variablesentre 2 y 90 %. No obstante, más allá de


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esta gran variabilidad química, es clara-mente visible que la mayoría de las pla-gioclasas analizadas presentan fraccionesmolares de anortita comprendidas entre0,31 y 0,66 (Fig. 3b). En los cristales indi-viduales de plagioclasa no se observangrandes variaciones y los perfiles son ba-stantes constantes o presentan una levedisminución en la concentración de anor-tita desde los núcleos a los bordes, carac-terística que se pronuncia cuando plagio-clasa está en contacto con anfíbol o piro-xeno.

Anfíbol La abundancia catiónica en los anfíbolesfue recalculada siguiendo el método deLeake et al. (1997), el cual asume que lasuma cationica es igual a 15, excluyendoNa y K (15eNK) donde todo el Fe pre-sente se encuentra como FeO (Cuadro3). Las relaciones de Fe+3/Fe+2 son luegorecalculadas según el mínimo estequio-métrico asumiendo una carga correspon-diente de 46. La composición química delos anfíboles es bastante homogénea y deacuerdo a la clasificación de Leake et al.(1997) todos los ejemplares correspon-den a anfíboles cálcicos. Sobre la base dela relación Mg/(Mg+Fe+2) contra Si(c.p.f.u.) la mayoría de ellos se proyectanen el campo de estabilidad de la pargarsi-ta; no obstante, también se han observa-do la presencia de anfíboles edeníticoslos que tienen mayor desarrollo en lasrocas máficas del Complejo Sol de Mayo(Fig. 3c). Sumado a esto, en el mismo sehan reconocido aunque en muy baja pro-porción, titanopargarsitas que se diferen-cian químicamente de las pargarsitas típi-cas (Ti: 0,07 a 0,17 c.p.f.u) por su altocontenido en Ti (0,25 y 0,49 c.p.f.u) y pe-trográficamente por su coloración casta-ño rojiza. Por último, también se han re-conocido solamente asociados a las ro-cas máficas del Complejo Suya Taco anfí-boles de tipo actinolita (Fig. 3d).La variación química del Al observada enlos anfíboles de ambos complejos se en-cuentra fundamentalmente acomodadaen el sitio tetraédrico por sustitucionesdel tipo pargarsítico y en menor propor-

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060,

000,

110,

010,

040,

100,

030,

000,

000,

010,

000,

000,

000,

000,

000,

000,

00Fe

O*26

,87

26,9

930

,78

30,0

532

,33

21,3

026

,90

21,7

29,

5729

,18

11,6

713

,29

10,2

110

,86

10,4

210

,21

10,6

1Fe

O24

,724

,66

29,5

40,

001,

040,

211,

170,

868,

2527

,19

1,24

0,00

1,53

3,15

2,44

1,24

1,78

Fe2O

32,

252,

421,

2730

,07

31,3

121

,10

25,7

720

,90

1,43

2,05

10,5

213

,24

8,80

7,94

8,16

9,06

8,96

MgO

19,5

718

,52

16,2

416

,41

15,0

122

,95

19,6

222

,64

13,6

615

,95

12,1

610

,94

12,9

212

,70

12,4

512

,32

12,5

2M

nO0,

580,

540,

900,

670,

940,

390,

380,

570,

230,

670,

380,

530,

260,

300,

250,

290,

31Ca

O1,

020,

190,

610,

520,

820,

230,

380,

4022

,87

3,43

21,0

420

,89

22,3

121

,78

21,7

721

,77

21,8

1To

tal

100,

398

,86

99,7

499

,26

100,

3810

0,29

100,

5298

,83

100,

4510

0,99

98,3

098

,74

99,7

699

,13

98,2

098

,29

99,1

0Si

1,95

1,88

1,96

1,99

1,97

1,93

1,94

1,96

1,96

1,95

1,96

1,96

1,95

1,92

1,93

1,95

1,94

Al(4

)0,

030,

120,

030,

010,

030,

070,

060,

040,

040,

040,

040,

040,

050,

080,

070,

050,

06Al

(6)

0,00

0,04

0,00

0,02

0,00

0,05

0,02

0,01

0,01

0,00

0,02

0,02

0,02

0,01

0,02

0,03

0,02

Fe+

20,

850,

871,

000,

981,

060,

650,

820,

660,

300,

940,

370,

430,

280,

250,

260,

290,

28Fe

+3

0,06

0,07

0,04

0,00

0,03

0,01

0,03

0,02

0,04

0,06

0,04

0,00

0,04

0,09

0,07

0,04

0,05

Mg

1,10

1,06

0,94

0,95

0,87

1,26

1,10

1,27

0,76

0,91

0,69

0,63

0,72

0,72

0,71

0,70

0,71

Mn

0,02

0,02

0,03

0,02

0,03

0,01

0,01

0,02

0,01

0,02

0,01

0,02

0,01

0,01

0,01

0,01

0,01

Ca0,

040,

010,

030,

020,

030,

010,

020,

020,

910,

140,

860,

860,

900,

880,

890,

890,

88XO

k0,

010,

040,

010,

010,

010,

030,

020,

010,

000,

010,

000,

000,

000,

000,

000,

000,

00X M

g0,

580,

570,

490,

490,

460,

640,

570,

650,

750,

510,

670,

590,

710,

730,

720,

680,

70

-ST

114

ST20

9ST

239

ST13

9ST

207

SM 2

0gSM

24SM

48

ST11

4ST

239

ST13

9ST

207

SM 2

4SM

20g

SM 4

8SM

24

SM 2

0g

123Mineralogía y termo-barometría de los complejos máficos Sol de Mayo y Suya Taco...

CUADRO 2: Composición representativa de plagioclasa (normalizados a 5 cationes y 8 oxígenos).

Muestra SM 48 SM 48 SM 20g SM20g SM 24 SM 39 ST114 ST114 ST 239 ST 239 ST 207 ST 207 ST 139 ST139

CUADRO 3: Composición representativa de anfíbol (normalizados 15 cationes excluyendo Na y K y +46 cargas) y mica (nor-malizados a +22 cargas)

Muestra ST39A ST28 ST39A STj4gg SM61 SM20f SM39 SM48 SM49 SM50 Muestra ST111 ST239 SM 48 SM24

XMg= Mg/(Mg+Fe) usando átomos por fórmula unidad. FeO* corresponde a Fe total.

An = Ca/(Ca+Na+K) usando átomos por fórmula unidad.

Punto Amph Amph Amph Amph Amph Amph Amph Amph Amph Amph Punto Mica Mica Mica Mica1,2 1,2 1,14 1,2 2,1 1,8 3,1 1,2 2,1 2,4 1,1 1,4 4,1 1,2

SiO2 43,21 42,38 46,21 52,43 41,09 41,58 40,70 41,36 42,25 41,91 SiO2 38,18 36,18 38,08 38,78TiO2 2,16 2,46 1,04 0,52 1,50 2,12 0,62 4,05 3,09 3,78 TiO2 4,72 5,44 4,17 3,04Al2O3 11,15 12,77 8,91 3,7 14,23 12,26 14,56 12,81 12,99 13,07 Al2O3 14,89 15,09 14,91 15,55MgO 11 12,38 12,61 17,5 10,18 10,12 10,77 12,34 13,43 12,84 MgO 13,32 11,02 16,91 14,65FeO* 15,18 12,46 14,7 10,87 16,55 16,40 15,69 11,49 11,43 10,98 FeO* 16,58 19,58 12,98 15,39CaO 11,63 11,79 11,61 12,54 11,19 11,64 11,73 11,55 11,60 11,75 MnO 0,07 0,16 0,06 0,00MnO 0,17 0,1 0,25 0,08 0,22 0,15 0,13 0,18 0,04 0,19 Na2O 0,02 0 0,06 0,13K20 1,2 1,17 0,65 0,13 0,87 1,04 0,47 1,22 1,03 1,12 K20 9,51 9,38 9,54 8,85Na2O 1,61 1,78 1,44 0,52 2,12 1,78 2,21 2,21 2,38 2,48 F 0,11 0,16 0,03 0,27Total 97,38 97,31 97,45 98,28 98,01 97,16 96,94 97,87 100,34 100,52 Total 97,43 97,02 96,88 96,72Si 6,48 6,28 6,84 7,47 6,15 6,30 6,09 6,14 6,18 6,15 Si 2,81 2,72 2,77 2,84Al 1,97 2,23 1,56 0,62 2,51 2,19 2,57 2,24 2,24 2,26 Al(4) 1,19 1,28 1,23 1,16Al (4) 1,52 1,72 1,16 0,53 1,85 1,70 1,91 1,86 1,82 1,85 Al(6) 0,1 0,06 0,05 0,19Al (6) 0,45 0,52 0,4 0,09 0,66 0,49 0,66 0,38 0,43 0,41 Ti 0,26 0,31 0,23 0,17Ti 0,24 0,27 0,12 0,06 0,17 0,24 0,07 0,45 0,34 0,42 Fe 1,02 1,23 0,79 0,94Fe 1,9 1,55 1,82 1,3 2,07 2,08 1,96 1,41 1,30 1,35 Mg 1,46 1,24 1,84 1,60Mg 2,46 2,74 2,78 3,72 2,27 2,28 2,40 2,73 2,93 2,81 Mn 0 0,01 0,00 0,00Mn 0,02 0,01 0,03 0,01 0,03 0,02 0,02 0,02 0,00 0,02 Vac(6) 0,16 0,15 0,09 0,10Ca 1,87 1,87 1,84 1,91 1,80 1,89 1,88 1,84 1,82 1,85 Na 0 0 0,01 0,02Na 0,47 0,51 0,41 0,14 0,62 0,52 0,64 0,64 0,68 0,71 K 0,89 0,9 0,89 0,83K 0,23 0,22 0,12 0,02 0,17 0,20 0,09 0,23 0,19 0,21 F 0,02 0,04 0,03 0,02XMg 0,56 0,64 0,6 0,74 0,56 0,54 0,62 0,66 0,69 0,68 XMg 0,59 0,5 0,30 0,37

Punto 2,14 4,3 2,11 1,4 1,2 4,5 1,1 1,4 1,1 2,2 3,4 3,5 1,1 2,6SiO2 58,96 54,65 60,63 62,59 47,07 59,44 54,57 51,04 58,09 59,88 60,22 57,75 58,74 59,64Al2O3 26,49 28,73 26,02 23,41 34,07 26,23 28,68 31,67 27,58 25,88 25,83 27,20 26,75 26,22FeO 0,20 0,00 0,00 0,26 0,06 0,15 0,09 0,41 0,00 0,00 0,02 0,07 0,22 0,11CaO 7,93 11,20 6,69 1,50 17,32 7,56 11,17 13,59 8,93 7,45 6,76 8,63 7,83 7,44K2O 0,12 0,06 0,04 1,89 0,04 0,05 0,14 0,12 0,19 0,27 0,05 0,09 0,13 0,26Na2O 7,25 5,06 7,56 8,83 1,79 7,10 5,33 3,65 6,29 7,30 8,37 6,66 7,15 7,41BaO 0,00 0,00 0,02 0,00 0,03 0,00 0,00 0,02 0,00 0,06 0,00 0,00 0,00 0,02Total 100,99 99,71 100,95 98,51 100,45 100,7 100,11 100,52 101,14 100,94 101,26 100,51 101,05 101,28Si 2,61 2,47 2,66 2,81 2,15 2,63 2,46 2,31 2,57 2,65 2,65 2,57 2,60 2,63Al 1,38 1,53 1,35 1,24 1,84 1,37 1,53 1,69 1,44 1,35 1,34 1,43 1,40 1,36Ca 0,38 0,54 0,32 0,07 0,85 0,36 0,54 0,66 0,42 0,35 0,32 0,41 0,37 0,35Na 0,62 0,44 0,65 0,77 0,16 0,61 0,47 0,32 0,54 0,63 0,72 0,58 0,61 0,63K 0,01 0,00 0,00 0,11 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,02 0,00 0,01 0,01 0,01An 0,37 0,55 0,33 0,08 0,84 0,37 0,53 0,67 0,43 0,35 0,31 0,42 0,37 0,35

ción por sustituciones de tipo tschermaken sitios octaédricos. No obstante, en lageneración de actinolita se observa eldesarrollo de intercambios de tipo glau-cofana como así también riebeckita.

MicaLa fórmula estructural de este grupo deminerales ha sido calculada en base a 22cargas siguiendo la propuesta establecidapor Dymek (1983) y sus resultados sepresentan en el cuadro 3.Corresponden a micas trioctaédricas conrelaciones XMg (=Mg/(Fe+Mg)) varia-bles entre 0,5-0,8, la cual es igual pararocas de ambos complejos, mientras queel contenido en AlIV varían entre 1,1-1,4c.p.f.u. para Sol de Mayo y 0,3-0,4 c.p.f.u.en el Complejo Suya Taco, hecho quepermite clasificar la mayoría de las micascomo biotita solución sólida Deer et al.(1996). No obstante existe una menorproporción que son flogopitas, dado quealgunos ejemplares presentan relacionesXMg superior a 0,66 que es el límite entreambos campos.

Una de las características más notables delas micas trioctaédricas es que tienencontenidos en TiO2 variables. Un grupode micas se caracterizan por presentaraltos contenidos en TiO2 (3,31 y 5,5 %p/p), mientras que el otro conjunto po-see concentraciones en dicho óxido mo-derados a bajos (0,60-3,04 % p/p). Estecomportamiento es significativo en para-génesis ricas en ilmenitas, dado que per-mite usar el contenido de Ti en la biotitacomo un reflejo de la temperatura decristalización. En consecuencia los altoscontenidos en TiO2 (encontrados prefe-rentemente en micas del Complejo SuyaTaco) estarían indicando la presencia enestas rocas de biotita primaria; mientrasque el bajo tenor de Ti podría estar indi-cando que la biotita es tardío magmáticao metamórfica (etapa subsólida).

TERMOBAROMETRÍA

Termometría ortopiroxeno - clinopi-roxenoLa presencia de piroxenos cálcicos y fe-

rromagnesianos con relaciones texturasclaramente ígneas, permite determinar lascondiciones térmicas de cristalización delmagma máfico utilizando la partición Fe-Mg y/o el solvus entre dichos piroxenos.A tal efecto se realizaron los cálculos uti-lizando tres termómetros independien-tes: (a) el de Wells (1977) basado en el in-tercambio iónico de Fe-Mg entre ambospiroxenos, (b) el de Lindsley (1983) quecontempla la apertura del solvus de calcioentre piroxenos ricos y pobres en dichoelemento, y (c) el propuesto por Kretz(1982) que involucra reacciones de cam-bio de estructura net transfer reaction (1 y 2)y reacciones de intercambio iónico quemodifican las relaciones relativas de Fe-Mg (3). Es preciso notar que las reaccio-nes de cambio de estructura producenuna modificación en el contenido de cal-cio de los piroxenos asociados y, por con-siguiente, determinan la posición delequilibrio y la forma del solvus. En parti-cular, el intercambio de calcio se expresamediante dos algoritmos, uno de los cua-les indica las temperaturas asociadas al


Figura 3: a) Proyección depiroxenos en el diagramaWo-En-Fs de clasificaciónpropuesto por Morimotoet al. (1989) para la clasifi-cación de piroxenos ferro-magnesianos y cálcicos, laslíneas representan estabili-dad entre pares clinopiro-xenos y ortopiroxenos. b)Diagrama Ab-An-Ordonde se muestra la varia-ción composicional obser-vada las plagioclasas pre-sentes en las rocas máficasde ambos complejos. (c-d)Diagramas de clasificaciónde anfíboles según Leakeet al. (1997). c) Corres-ponde a anfíboles con Ca> 1,5 c.p.f.u. y (Na+K)A> 0,5 c.p.f.u. d)Corresponde a anfíbolescon Ca >1,5 c.p.f.u. y(Na+K)A < 0,5 c.p.f.u.

125

máximo térmico (1), en tanto que el otro(2) estima el mínimo térmico. En el cua-dro 4 se presenta una síntesis de los valo-res de temperaturas estimadas mediantelos termómetros descriptos anteriormen-te, lo que también puede observarse me-diante un diagrama de análisis de fre-cuencia (Fig. 4).Las máximas temperaturas han sido ob-tenidas mediante el termómetro de Wells(1977), con valores que varían entre 969y 1170 °C, las cuales probablemente re-flejan condiciones térmicas magmáticas.Resultados similares pero con mayorrango de variabilidad fueron obtenidosusando las calibraciones de Kretz (1982).Tal como se desprende de las explicacio-nes anteriores, de los tres termómetrospropuestos por Kretz (1982), dos se apli-can a piroxenos ricos en calcio, obtenién-dose mediante cada uno de ellos (1 y 2)las temperaturas máximas (1050-1200°C)y mínimas (920-1053°C) respectivamen-te. Al comparar los datos obtenidos me-diante estos termómetros con las tempe-raturas obtenidas (923-1030°C) medianteel termómetro propuesto para los piroxe-nos pobres en calcio (3) se observa que,tal y como lo predice dicho autor (Kretz1982), las temperaturas correspondientesal termómetro (2) que estiman el mínimotérmico (para piroxenos ricos en Ca)siempre guardan mayor correlación conaquéllas temperaturas obtenidas median-te el termómetro para piroxenos pobresen calcio (3). Además, en este caso los va-lores obtenidos son levemente inferioresque aquéllos obtenidos mediante el ter-mómetro de Wells (1977). Por consi-guiente, las calibraciones 2 y 3 permitenestimar temperaturas en un rango de va-riación comprendido entre 950 y 1200ºC,las que en términos generales parecen re-gistrar condiciones de equilibrio magmá-tico para los piroxenos (Cuadro 4).Por otro lado, al aplicar el termómetro deLindsley (1983) basado en el análisis grá-fico de la posición relativa de la proyec-ción en el cuadrilátero En-Fs-Di-Hd delos piroxenos pobres y ricos en calciocoexistentes, las temperaturas estimadasmuestran una variabilidad muy significa-

tiva y, además, no son consistentes cuan-do se las compara con los valores térmi-cos obtenidos mediante los dos termó-metros discutidos anteriormente. En par-ticular, las temperaturas determinadas

con el método de Lindsley (1983), varia-bles entre 500 y 900°C (Cuadro 4), sonsignificativamente inferiores a las obteni-das utilizando los otros termómetros.


SM24 1153 973 1101 1082 500SM20g 1178 1020 1200 1025 600SM48 1154 976 1131 969 700SM20g 1140 951 1096 997 650SM48 1161 989 1160 993 1100ST114/Z1 1175 1011 923 1167 900ST114/Z2 1156 978 972 1141 700ST239/Z1 1180 1034 995 1144 600ST239/Z2 1123 924 922 1111 650ST207/Z1 1120 920 998 1108 500ST207/Z2 1160 1000 1012 1090 650ST139/Z1 1195 1053 1020 1140 800ST139/Z2 1120 929 927 1112 680

Muestra Cpx Cpx Opx (3) (Wells, 1977) (Lindsley, 1983)T máxima (1) T mínima (2) T (°C) T (°C) T (°C)

(°C) (°C)

Termómetro (Kretz, 1982) Termómetro Termómetro

Figura 4: Histogramas de frecuencia de temperaturas calculadas mediante la termometría ortopiro-xeno-clinopiroxeno usando los termómetros de Kretz (1982) para piroxenos cálcicos, mostrandoconsecuentemente las máximas (arriba a la izquierda) y mínimas (abajo a la izquierda) temperaturasobtenidas, termómetros de Kretz (1982, derecha arriba) y de Wells (1977, derecha abajo) para elintercambio de Fe-Mg en piroxenos pobres en calcio.

CUADRO 4: Resumen de las temperaturas obtenidas en las rocas máficas de acuer-do a los termómetros de Kretz (1982), Wells (1977) y Lindsley (1983).

Termometría anfíbol-plagioclasaLas estimaciones de temperaturas me-diante este par mineral se llevaron a cabousando el termómetro empírico (TB) deHolland y Blundy (1994) aplicable tanto arocas saturadas como subsaturadas ensílice (Tibaldi et al. 2004). Para tal fin, losanálisis de microsonda utilizados en elcálculo de los algoritmos termo-baromé-tricos fueron recalculados usando el es-quema propuesto en el Apéndice B deHolland y Blundy (1994), mientras quelas temperaturas se calcularon para unrango de presiones comprendidas entre4-7 kbar para el Complejo Suya Taco y 5-9 kbar en el Complejo Sol de Mayo res-pectivamente. La elección de estos ran-gos de presiones no es arbitraria, y res-ponde por un lado a las presiones estima-das mediante métodos empíricos y expe-rimentales en anfíbol (ver próxima sec-ción) y a que estos valores son consisten-tes con valores de presiones estimadas enrocas granulíticas que se encuentran in-cluidas dentro de estos cuerpos (Tibaldiet al. 2007).Al observar las temperaturas obtenidasen ambos complejos máficos se destacaque el complejo Sol de Mayo presenta unrango de variabilidad térmica mayor queel observado en el Complejo Suya Taco.No obstante, en ambos complejos, losresultados obtenidos muestran una co-rrelación con el tipo de anfíbol involucra-do en los cálculos termométricos, y enparticular desarrollan una fuerte sensibi-lidad con las concentraciones de Ti y/oAl presente para un mismo tipo de anfí-bol (Fig. 5a-c). Por otra parte, hay queremarcar que las temperaturas obtenidas,también presentan cierta dependenciacon el tipo de plagioclasa involucrada,mostrando en general un incremento enla temperatura cuando aumenta el conte-nido de anortita en plagioclasa (Fig. 5d).En general se puede establecer que lasmáximas temperaturas oscilan entre 837-1065ºC en ambos complejos, dichas tem-peraturas se estimaron al involucrar anfí-boles de tipo edeníticos en rocas de SuyaTaco (Fig. 5c) y anfíboles pargarsíticos enel Complejo Sol de Mayo con contenidos

en Ti variables entre 0,21 a 0,45 c.p.f.u(Fig. 5b). No obstante, cabe aclarar queestos casos particulares son los menosfrecuentes en ambos complejos y que losvalores térmicos más frecuentes varíanentre 750-850ºC (edenita-pargarsita), yque estas temperaturas descienden noto-riamente < 600ºC cuando el contenidode Ti y Al en anfíboles pargarsíticos yedeníticos son inferiores a 0,2 y 1,5 res-pectivamente. En adición, se ha observa-do que anfíbol de tipo actinolita coexisteen equilibrio con plagioclasa a tempera-turas inferiores (702-720 °C) y se mani-fiesta como una transición composicio-nal desde núcleos ricos en pargarsita abordes ricos en actinolita. La presenciade actinolita es muy baja y tal como se lodescribió en la sección anterior se en-cuentra limitada tan sólo a una fracciónminoritaria de las rocas máficas del Com-plejo Suya Taco. Sin embargo, en aquellasmuestras donde actinolita no está presen-te y sólo se desarrolla pargasita, se handeterminado temperaturas del mismoorden mediante inclusiones vermicularesde plagioclasa con una fracción molar deanortita menor a 0,5.

Termometría ortopiroxeno-biotitaLas temperaturas de intercambio de Fe-Mg entre ortopiroxeno-biotita se deter-minaron mediante el equilibrio:

3 FeSiO3 + KMg3AlSi3O10(OH)2 3MgSiO3 + KFe3AlSi3O10(OH)2

Ferrosilita + Flogopita Enstatita +Annita

A tal efecto las condiciones de equilibriofueron calculadas usando las propiedadestermodinámicas en el estado estándar deBerman y Aranovich (1996). Para extra-polar las condiciones termodinámicas ala P y T se usaron las constantes de Ber-man (1990) para micas trioctaédricas, yBerman y Aranovich (1996) para ortopi-roxeno. Los siguientes modelos fueronconsiderados para comportamiento noideal de las soluciones sólidas: Berman yAranovich (1996) para ortopiroxeno y

Patiño Douce et al. (1993) para biotita.Las temperaturas fueron calculadas paralos rangos de presiones establecidas en elpunto anterior (5-7 kbar en Suya Taco y5-9 kbar en Sol de Mayo) por las razonesanteriormente especificadas.Las temperaturas estimadas medianteeste termómetro presentan un rango devariación muy amplio (430 - 1200ºC; cua-dro 5). En general en el Complejo SuyaTaco la mayoría de las temperaturas esti-madas oscilan entre los 800 y 1200 °C,encontrándose muy pocos casos dondelas temperaturas son más bajas (~ 440°C). Por su parte, en el Complejo Sol deMayo aunque son escasos los casosdonde esta asociación mineral es preser-vada, se observa que las temperaturasestimadas por estos pares minerales varí-an entre dos rangos bien contrastantes(430-650ºC y 740-1030ºC) y similares a loobservado en el otro complejo.Esta diferencia en las temperaturas dereequilibrio es consistente con las obser-vaciones realizadas a partir de la concen-tración de Ti determinada en las biotitas,y claramente refleja que existe un grupode micas que presentan temperaturasmagmáticas de formación (790- 900ºC).Asimismo, el hecho de obtener tempera-turas por encima de los 1000 °C podríaindicar un posible desequilibrio entredichas fases minerales, pero sin embargoafirmaría la naturaleza magmática de estegrupo de micas presente en las rocasmáficas. Por otro lado, el rango de tem-peraturas inferiores indicaría reequilibrioentre estos pares minerales durante suenfriamiento; es preciso remarcar, que enestos casos la mica presenta relacionestexturales claramente tardías.

Barometría en anfíbolLas estimaciones de las presiones de e-quilibrio usando anfíboles se llevaron acabo siguiendo la calibración empírica yexperimental propuesta por Johnson yRutherfor (1989) y Schmit (1992), ambasfundamentadas en el contenido de alumi-nio total presente en los anfíboles y ex-presadas respectivamente como:


< >

< >

127

a) P = -3,46 + 4,23 * (AlIV + AlVI) Johnsony Rutherfor (1989)

b) P = -3,01 + 4,76 * (AlIV + AlVI) Schmit(1992)

Los rangos de presiones obtenidos por

ambos barómetros (Fig. 5e y 5f) mues-tran sistemáticamente que las presionesestimadas mediante el barómetro deJohnson y Rutherfor (1989) para amboscomplejos son menores que aquéllasobtenidas mediante el barómetro empíri-co de Schmit (1992). No obstante, por

otra parte, se puede apreciar que el rangode presiones a las cuales se estabilizó elAlT en el anfíbol correspondiente a lasrocas máficas del Complejo Suya Tacoson sistemáticamente inferiores, para am-bos barómetros, que aquéllas a las cualesse produce este proceso en las rocas má-ficas del Complejo Sol de Mayo. Al ob-servar el diagrama de frecuencias (Fig.5e) obtenido mediante el barómetro (a)se evidencia que en el Complejo Suya Ta-co la mayor concentración de valores secircunscribe al rango barométrico com-prendido entre los 5,5 y 6 kbar, mientrasque las mínimas y máximas presiones os-cilan respectivamente entre los 4-4,5 kbary 6-6,5 kbar. A diferencia, en el ComplejoSol de Mayo las mayores frecuencias sepresentan entre los 7-7,5 kbar; sin embar-go, cabe notar, que también el rango depresiones entre 6 y 8 kbar posee unarepresentación estadística relativamentealta y con muy poca diferencia entre ellos(Fig. 5e). Las estimaciones realizadasmediante el barómetro (b) indican que enel Complejo Suya Taco las máximas fre-cuencias se dan entre 7-7,5 kbar aunquelos valores mínimos descienden hasta 5,5kbar; por su parte, aunque en el Com-plejo Sol de Mayo se observa una variabi-lidad importante (6 y 10 kbar; Fig. 5f) sepuede concluir que las mayores frecuen-cias se encuentran para el rango de pre-siones mayores (7,5 - 10 kbar).

DISCUSIÓN

Los análisis termométricos realizados enlos piroxenos (opx-cpx) presentes en lasrocas máficas de ambos complejos indi-can que aunque existe cierta variabilidaden los valores estimados, las temperatu-ras más frecuentemente obtenidas osci-lan entre 950 y 1150º C. Como puede ob-servarse, salvando las propias diferenciasinherentes a los termómetros, la mayoríade ellos arrojan valores asociados con lacristalización de un magma anhidro ocon baja fugacidad de agua (programaMELT de Ghiorso y Sack 1995). Sin em-bargo, los bajos valores obtenidos me-diante el termómetro de Lindsley (1983)


Figura 5: a) Variación térmica estimada y su relación con la química mineral observada en losanfíboles. b) Variación térmica observada en función al contenido de Ti medido en anfíbol expre-sado en c.p.f.u. c) Temperatura vs AlIV expresado en cationes por fórmula unidad (c.p.f.u.),determinando variación química y térmica entre núcleo y borde. d) Se representa la variación detemperatura y su relación con el contenido de anortita en la plagioclasa expresada en fracciónmolar. (e-f) Histogramas de frecuencia mostrando las presiones obtenidas en los complejos máfi-cos Sol de Mayo y Suya Taco mediante barómetros empíricos basados en la concentración de AlTen anfíbol e) Johnson y Rutherfor (1989) y f) Schmit (1992).

difieren significativamente con tal su-puesto. Por su parte, los valores estima-dos mediante este termómetro dan tem-peraturas que en algunos casos son nota-blemente bajas y no se condicen con lastemperaturas de cristalización de piroxe-nos esperadas a partir de un magma má-fico. Este hecho en principio se debe ads-cribir a problemas en la calibración deLindsley (1983) que puede vincularse a laquímica particular de estos magmas conaltos contenidos en hierro. En este con-texto, los piroxenos ricos en hierro seríanun producto natural del magma, pero aiguales concentraciones de calcio el in-cremento en hierro en los piroxenos re-sulta en una disminución considerable delas temperaturas estimadas cuando se usala calibración de Lindsley (1983). En con-secuencia dicho termómetro podría noser satisfactorio para aplicarse a estos ti-pos de magmas máficos y ferrosos.Las temperaturas de equilibrio alcanza-das entre Opx-Bt pueden agruparse endos rangos bien diferenciados (870-1200ºC y 430-600ºC). Este hecho, conjunta-mente con las características texturalesobservadas, sugiere que la presencia demicas en estas rocas puede adjudicarsepor un lado a un origen magmático mien-tras que el otro presenta característicastípicamente asignables a procesos de ree-quilibrio durante el enfriamiento y en unestado sub-sólido.Los rangos térmicos obtenidos medianteel termómetro anfíbol-plagioclasa indi-can una fuerte dependencia en funciónde la concentración de anortita en la pla-gioclasa y del tipo de anfíbol involucradoen los cálculos. Consecuentemente, seobserva que tan sólo para los anfíbolesricos en titanio y aluminio las máximastemperaturas estimadas se corresponde-rían con temperaturas de cristalizaciónmagmática. No obstante, las temperatu-ras típicamente observadas, muestran unrango de variación comprendido entre750 y 850ºC para núcleos edeníticos-par-garsíticos, y descienden a temperaturasinferiores a los 600ºC en los bordes decristal donde se presentan composicionesde tipo actinolíticas o donde simplemen-

te se observa un descenso en los conteni-dos de Al (Fig. 5c) y Ti. Estas caracterís-ticas sumadas a las relaciones texturalesobservadas, sugieren que la generaciónde los anfíboles estuvo favorecida princi-palmente por la participación de fluidospost-magmáticos (deutéricos) o, que di-chos anfíboles experimentaron un ree-quilibrio químico durante su enfriamien-to en condiciones térmicas dentro de lafacies de anfíbolitas, mostrando una evo-lución retrógrada desde facies de anfibo-lita alta (núcleos edeníticos y pargarsíti-cos, ~ 800ºC) hasta facies de anfibolitamedia con generación de actinolita (~700ºC).Las estimaciones barométricas, realizadasen función de la concentración de alumi-nio total en anfíbol, indican presiones decristalización comprendidas entre 5,5 ±1kbar para las rocas máficas del ComplejoSuya Taco y entre 8 ±1 kbar en las rocasmáficas del Complejo Sol de Mayo. Cabeaclarar que estos valores han sido obteni-dos para toda la variedad química obser-vada en los anfíboles y que no se obser-van diferencias significativas en los resul-tados obtenidos entre los anfíboles par-garsíticos y las titanopargarsitas. En con-secuencia y teniendo en cuenta la consis-tencia en los resultados obtenidos, loscuales a su vez son coincidentes con losvalores alcanzados mediante estimacio-nes barométricas realizadas en granulitas

incluidas en las rocas máficas de amboscomplejos (Tibaldi et al. 2007), se estable-ce que las presiones de emplazamientosde los magmas máficos correspondienteal complejo máfico Sol de Mayo son su-periores a aquellas estimadas en el com-plejo máfico Suya Taco; y que amboscomplejos registran una evolución retró-grada desde temperaturas de cristaliza-ción magmáticas a temperaturas asigna-bles al metamorfismo regional observadoen el área. No obstante, considerando elnivel de emplazamiento (20 a 30 km parauna pila litostática de densidad unifordede 2,8 grs/cm3) y al carácter tardío orogé-nico (Pampeano) del magmatismo máfi-co es de esperar que la roca de caja seencontrara a temperaturas superior a500ºC (i.e. Chapman y Furlong, 1992).Por esta razón, no es sencillo distinguir, silas paragénesis secundarias en las rocasmáficas registran temperaturas corres-pondientes al estadio tardío magmático,o al régimen térmico del metamorfismoregional, o bien a una combinación deambos efectos.

CONCLUSIONES

El estudio termo-barométrico realizadoen minerales de rocas ígneas máficas delos Complejos Suya Taco y Sol de Mayodel norte de la sierra de Comechingonesdemuestra que:


5 984 5 1031 5 916 5 4406 982 6 1029 5,5 915 5,5 438

SM 24 7 980 SM 24 7 1027 ST 111 6 914 ST 208 6 4378 978 8 1025 6,5 913 6,5 4369 976 9 1023 7 912 7 4355 701 5 581 5 876 5 4426 699 6 578 5,5 875 5,5 441

SM 48 7 697 SM 48 7 576 ST 114 6 874 ST 27 6 4408 695 8 573 6,5 873 6,5 4399 693 9 571 7 872 7 4375 439 5 540 5 1240 5 12146 436 6 537 5,5 1240 5,5 1213

SM 20g 7 434 SM 20g 7 535 ST 139 6 1239 ST 239 6 12128 432 8 533 6,5 1238 6,5 12119 430 9 531 7 1237 7 1210

Muestra P T (ºC) Muestra P T (ºC) Muestra P T (ºC) Muestra P T (ºC)(kbar) (kbar) (kbar) (kbar)

CUADRO 5: Síntesis de las temperaturas obtenidas mediante el par ortopiroxeno-biotita.

129Mineralogía y termo-barometría de los complejos máficos Sol de Mayo y Suya Taco...

- Piroxenos, plagioclasa, ilmenita y enparte biotita son minerales que cristaliza-ron a partir del magma máfico transicio-nal de Suya Taco. En tanto que piroxe-nos, plagioclasa, ilmenita y en parte anfí-bol se formaron a partir del magma máfi-co transicional a alcalino de Sol de Mayo.- En ambos complejos máficos existeuna generación de anfíboles y micas quecristalizaron durante un estadio tardíomagmático o como producto de reacciónsub-sólida durante la deformación post-magmática.- Los resultados de barometría obtenidosutilizando el contenido de Al total en elanfíbol observado en las rocas máficasdan resultados consistentes con los esti-mados a partir del estudio de xenolitosgranulíticos incluidos en las rocas máfi-cas (Tibaldi et al. 2007). Este resultadopermite confirmar que ambos complejosse emplazaron en corteza media a infe-rior, y que el nivel de emplazamiento delComplejo Sol de Mayo es aproximada-mente 6 a 8 km más profundo.- La termometría en minerales formadosdurante el estadio post-magmático mues-tra que la secuencia de rocas metamórfi-cas regionales, que son las cajas de loscomplejos máficos, debieron estar en fa-cies de anfibolitas (500 a 700ºC en anfí-boles retrógrados).

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo se realizó con financiamien-to aportado por el FONCYT (PICT Nº7-7193) el CONICET (PEI Nº 6548) ysubsidios complementarios de la SeCyT-UNRC. Queremos agradecer a A. PatiñoDouce por permitirnos el acceso y latoma de datos analíticos mediante micro-sonda electrónica en la Universidad deGeorgia (USA). Agradecemos especial-mente a los árbitros de este trabajo Dra.T. Montenegro y Dr. P. Leal quienesaportaron críticas valiosas que ayudarona mejorar el manuscrito.

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