ARTÍCULOS
Primeros registros del "evento lomagundijatuli" en mármoles paleoproterozoicos del basamento de las Sierras septentrionales de la Provincia de Buenos Aires, Cratón del Río de la Plata
María Florencia Lajoinie 1, 2, Mabel. E. Lanfranchini 1, 3, Ricardo O. Etcheverry 1, 2, Clemente Recio4
1 Instituto de Recursos Minerales, Facultad de Ciencias Naturales, Universidad Nacional de La Plata, La Plata. E-mail: florencialajo@hotmail.com
2 Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas
3 Comisión de Investigaciones Científicas de la provincia de Buenos Aires-CICBA.
4 Servicio General de Isótopos Estables de la Universidad de Salamanca, Salamanca.
RESUMEN
Sólo dos mármoles han sido identificados en el basamento de las Sierras Septentrionales; uno de ellos, el de San Miguel, es considerado en este trabajo. El mismo está alojado en un gneiss granatífero-biotítico intruido por cuerpos ígneos de ∼2100 Ma. Presenta color blanquecino y tamaño de grano grueso; la asociación mineral calcita+diópsido+cuarzo indica un grado metamórfico en facies anfibolita alta. Análisis químicos revelan valores de CaO mayores al 50 % y menores al 1 % de MgO. La intrusión de filones, compuestos por cuarzo + plagioclasa + feldespato potásico, generó la formación de un skarn de wollastonita, vesubianita, grosularia y diópsido. Determinaciones de δ13C y δ18O en cristales de calcita del mármol develaron importantes anomalías positivas y un descenso de + 5,42 a + 4,26 ‰ en δ13C y de + 17,12 a + 13,84 ‰ en δ18O, desde el núcleo del mármol hacia el contacto con los filones. Dicha variación se explica por la cristalización de calcosilicatos a través de reacciones de desvolatilización durante los procesos metamórficos y metasomáticos. Los valores de δ18O de dos poblaciones de diópsido, distal y proximal al contacto con los filones, fueron utilizados conjuntamente con los de δ18O de calcita (en asociación paragenética) estableciendo dos pares geotermométricos calcita-diópsido: distal y proximal, obteniéndose temperaturas de 716 °C (proceso metamórfico) y 451 °C (proceso metasomático), respectivamente. La concordancia de las características geológicas e isotópicas con aquellas registradas en carbonatos paleoproterozoicos, a nivel mundial, y la edad estimada para el protolito del mármol de San Miguel, indican que éste habría sido un carbonato marino depositado durante el "evento Lomagundi-Jatuli".
Palabras clave: Skarn; Isótopos estables; Metasomatismo; Metamorfismo; Tandilla.
ABSTRACT
First records of the "Lomagundi-Jatuli carbon isotope Event" in Paleoproterozoic marble of the basement of the Sierras Septentrionales in the
Buenos Aires province, Río de la Plata Craton
The marble from the San Miguel area represents one of the two marbles identified in the basement of the Sierras Septentrionales.
It is placed in a garnet-biotite gneiss which is intruded by igneous bodies of ∼2100 Ma. These rocks are whitish with a coarsegrain
size; the calcite + diopside + quartz mineral association indicates a high-amphibolite metamorphic facies grade.
Chemical analyses indicate CaO values higher than 50 % and lower than 1 % of MgO. The intrusion of thin interbedded
granitic bodies composed of quartz + plagioclase + potassic feldspar generated the formation of a wollastonite-vesuvianitegrossular-
diopside skarn. Determinations of δ13C and δ18O in calcite crystals from the marble revealed important positive
anomalies with a decrease pattern of + 5.89 to + 4.26 ‰ in δ13C and of + 17.85 to + 13.84 ‰ in δ18O, towards the contact
with the granitic bodies. These fluctuations are caused by the crystallization of calc-silicates due to desvolatilization reactions
during metamorphic and metasomatic processes. δ18O values obtained from two diopside populations, proximal and distal
to the contact marble-granitic bodies, were used together with δ18O contents of calcite (in paragenetic association) in order to
determine two geothermometric pairs (calcite-diopside): distal and proximal, which allowed to establish temperatures of 716
°C (metamorphic process) and 451 °C (metasomatic process). The concordance of the geological and isotopic characteristics of
the marble of San Miguel with those of the worldwide records of Paleoproterozoic carbonates, together with the estimated age
of the protolith indicate that this protolith was a marine carbonate deposited during the "Lomagundi-Jatuli Event".
Keywords: Skarn; Stable isotope; Metasomatism; Metamorphism; Tandilia.
INTRODUCCIÓN
Los primeros estudios de isótopos estables realizados en carbonatos marinos del Grupo Lomagundi en Zimbawe, depositados entre los 2.400 y los 2.000 Ma aproximadamente, develaron una importante anomalía positiva en los valores de δ13C (Schidlowski et al. 1975 y 1976). Dicha anomalía, denominada "evento Lomagundi- Jatuli" (Karhu y Holland 1996), fue registrada posteriormente en otros carbonatos también de edad paleoproterozoica, bien preservados o inclusive con procesos de metamorfismo sobreimpuestos. Importantes avances en el estudio de este evento fueron realizados en el escudo de Fennoscandia (Noruega, Finlandia y Suecia) por Baker y Fallick (1989), Karhu (1993) y en Norte América por Schidlowski et al. (1983), Mirota y Veizer (1994) y Bekker et al. (2003 y 2006). Otros afloramientos investigados (Fig. 1) corresponden a aquellos situados en los Cratones de Kapvaal y Sudáfrica, África (Schidlowski et al. 1976, Gauthier-Lafaye y Weber 1989, Master et al. 1990, Buick et al. 1998 y 2003, Bekker et al. 2001, Schröder et al. 2008); en el Cratón de San Francisco, Brasil (Bekker et al. 2003, Maheshwari et al. 2010); en el Cratón de Aravalli, India (Maheshwari et al. 1999, 2002 y 2010) y en el Cratón de Pilbara y Yilgarn, Australia (Lindsay y Brasier 2002) . Típicamente estos carbonatos poseen valores de δ18O cercanos a + 20‰ (Melezhik et al. 2005) y de δ13C > 0 ‰ hasta incluso valores de + 28 ‰ (Grupo Lomagundi, Melezhik et al. 2005). Si bien el inicio y duración del evento sigue siendo tema de investigación, la recopilación de los estudios estratigráficos y quimio-estratigráficos indican que el mismo comenzó antes de los 2.200 Ma, poco tiempo después de la glaciación Huroniana ∼2.450- 2.220 Ma (Young et al. 2001) y finalizó a los 2.110-2.060 Ma (Bekker et al. 2008), extendiéndose por más de 300 Ma (Karhu y Holland 1996, Melezhik et al. 2005 y 2007). Durante este período se identificó un incremento en la producción de C orgánico, que luego fue liberado y oxidado en los océanos y en la atmósfera. Esto aumentó los niveles de O de la atmósfera generando importantes modificaciones tanto en el ambiente como en los procesos biológicos (Karhu y Holland 1996). De esta forma los estudios de caracterización y de distribución espacial y temporal de los carbonatos depositados durante el "evento Lomagundi-Jatuli" siguen siendo una herramienta fundamental para el entendimiento de los procesos que generaron una de las modificaciones más importantes en el ciclo del C a nivel mundial durante el Paleoproterozoico.
Figura 1: Esquema de Gondwana, donde se observa la distribución de los cratones arqueano-paleoproterozoicos,
cinturones móviles y orógenos más jóvenes (modificado de Trompette 1994). 1-Cratón de
Kapvaal, 2-Cratón de San Francisco y 3-Cratón de Aravalli.
Recientemente esta anomalía fue reconocida por Maheshwari et al. (2010) en el terreno Piedra Alta, Cratón del Río de la Plata (Figs. 2a, b). Estos carbonatos predominantemente dolomíticos, se encuentran ubicados en el cinturón San José (Bossi et al. 1993 y 1998, Bossi y Cingolani 2009) como parte de la sucesión sedimentaria que corresponde a la Formación Paso Severino. Dicha unidad se encuentra intruida por cuerpos granodioríticos datados en 2.074 ± 6 Ma (Hartmann et al. 2002a). Estas rocas carbonáticas registran un amplio rango de valores de δ13C que van de -5 ‰ a + 11,6 ‰. Si bien los valores positivos de δ13C son típicos de los carbonatos paleoproterozoicos, los negativos estarían asociados a la remineralización de la materia orgánica en ambientes diagenéticos tempranos, ricos en materia orgánica (Maheshwari et al. 2010). El presente estudio corresponde a mármoles pertenecientes al basamento de las Sierras Septentrionales de la provincia de Buenos Aires, Cratón del Río de la Plata (Figs. 2a,c). En este basamento, denominado Complejo Buenos Aires, se han identificado hasta el momento sólo dos afloramientos de mármoles, uno correspondiente a Punta Tota (Delpino y Dristas 2008), ubicado en las cercanías de la ciudad de Balcarce y otro asociado al skarn San Miguel (Villar Fabre y Quartino 1966, Quartino y Villar Fabre 1967, Lajoinie et al. 2013a), situado entre las localidades de Barker y Azucena (Fig. 2c). En este último sector se reconocieron dos núcleos de un mármol calcítico con clinopiroxeno. La integración de los mármoles de las Sierras Septentrionales al "evento Lomagundi- Jatuli", a través del estudio de isótopos estables, en contexto con edades radiométricas disponibles, permite incorporar nuevos elementos al esquema de correlación de cratones del Paleoproterozoico.
Figura 2: a) Límites propuestos para el Cratón del Río de la Plata, de acuerdo a Rapela et al. (2007 y 2011) y a Gaucher et al. (2011). En el mismo se esquematiza el
límite occidental que corresponde a las Sierras Pampeanas. b) Mapa geológico esquemático de los afloramientos del Cratón del Río de la Plata, junto con los terrenos
neoproterozoicos, cinturones y principales zonas de cizalla, ZCSY: Zona de cizalla Sarandí del Yí, ZCSB: Zona de cizalla Sierra Ballena. Modificado de Basei et al. (2008), Bossi y Cingolani (2009) y Oyhantçabal et al. (2009). Según Gaucher et al. (2011), los terrenos Nico Pérez, Rivera y Tacurembó también serían parte del cratón
que se extendería hasta el sur de Brasil. c) Mapa geológico de las Sierras Septentrionales de la provincia de Buenos Aires, extraído de Dalla Salda et al. (2005), en el
mismo se destacan los sectores donde afloran los mármoles de San Miguel y de Punta Tota.
MARCO GEOLÓGICO
Geología del Cratón del Río de la Plata
El Cratón del Río de la Plata (Almeida
1971, Rapela et al. 2007, Cingolani 2010)
se encuentra conformado por unidades
ígneas y metamórficas cubiertas casi en su
totalidad por rocas sedimentarias de edad
neoproterozoico-cámbrica, por sedimentos
y basaltos de la cuenca del Paraná y en
otros sectores por sedimentos modernos.
Este cratón se encuentra afectado por dos
ciclos mayores que corresponden al ciclo
Transamazoniano, que transcurrió entre
los 2.200 - 1.700 Ma y al Brasiliano, ocurrido
entre los 1.000 - 500 Ma (Dalla Salda
et al. 1988, Pimentel y Fuck 1992, Bossi
et al. 1993, Hartmann et al. 2002b).
El extremo más occidental del cratón
(Figs. 2a, b) está en contacto con las Sierras
Pampeanas en Argentina (Booker
et al. 2004, Rapela et al. 2007); su límite
oriental, el único expuesto, aflora en
Uruguay y según Gaucher et al. (2011)
llegaría hasta el terreno Nico Pérez, que
limita con el terreno Cuchilla Dionisio
(Gaucher et al. 2009) a través de la zona
de cizalla Sierra Ballena (Oyhantçabal
et al. 2010a). Sin embargo, de acuerdo a
Oyhantçabal et al. (2010a y 2010b) y Rapela
et al. (2011) el terreno Nico Pérez es
de edad arqueno-mesoproterozoica y se
habría amalgamado al Cratón del Río de
la Plata recién durante el Neoproterozoico
(Bossi y Cingolani 2009, Oyhantçabal
et al. 2010a y 2010b) por lo que no sería
parte de este cratón. De esta forma el límite
oriental del cratón sería el terreno
Piedra Alta a través de la zona de cizalla
de Sarandí del Yí que lo separa del terreno
Nico Pérez y del cinturón Don Feliciano
(Figs. 2a, b). Este último es el resultado
de la colisión del Cratón del Río de la Plata
con el Cratón de Kalahari durante el ciclo
Brasiliano (Oyhantçabal et al. 2010b).
Geología de las Sierras Septentrionales
Las Sierras Septentrionales de la provincia
de Buenos Aires (Fig. 2c), corresponden
a los asomos más australes del Cratón
del Río de la Plata. Se encuentran
ubicadas en la región centro - este de la
República Argentina y están constituidas
por un conjunto de serranías que se extienden
a lo largo de 350 kilómetros con
rumbo general NO. Presentan un relieve
general bajo y un ensanchamiento en la
región central que alcanza los 60 kilómetros
(Dalla Salda et al. 2005). Para su estudio
las Sierras Septentrionales fueron divididas
en tres áreas: Azul (NO), Tandil
(centro) y Balcarce (SE), como se observa
en la figura 2c.
Basamento ígneo metamórfico: Denominado
Complejo Buenos Aires (Marchese y Di
Paola 1975) aflora principalmente en el
sector norte de las sierras y corresponde a
una típica asociación ígneo-metamórfica
compuesta por gneisses granítico-tonalíticos,
migmatitas, anfibolitas, escasos
mármoles, plutones graníticos a intermedios
y diques de composición ácida, intermedia
y básica (Dalla Salda et al. 2005,
Cingolani 2010). Las rocas metamórficas
son abundantes en el área de Balcarce y
en menor medida también en Tandil. Los
gneisses biotíticos y gneisses biotíticogranatíferos
de Balcarce han sido datados
en 2.176, 2.073 y 2.163 Ma (Cingolani et
al. 2002, Hartmann et al. 2002a). Las migmatitas
son comunes en varias localidades
de Azul, Tandil y Balcarce, siendo las más
comunes las variedades cuarzo-feldespáticas
con granates neoformados (Dalla
Salda et al. 2005). Las anfibolitas s e e ncuentran
presentes como lentes o nódulos
dentro de otras rocas metamórficas e ígneas
y están compuestas por plagioclasas,
anfíbol y cuarzo.
Los mármoles son escasos y se han identificado
en Punta Tota, Sierra de Bachicha,
cerca de la ciudad de Balcarce (Delpino y
Dristas 2008) y en el área de San Miguel,
al SO de la ciudad de Tandil asociados al
skarn homónimo (Villar Fabre y Quartino
1966, Quartino y Villar Fabre 1967,
Lajoinie et al. 2013a). Los granitoides,
predominantemente paleoproterozoicos, poseen edades K-Ar entre 2.200 y 2.000
Ma (Hart et al. 1965, Halpern et al. 1970),
U-Pb SHRIMP de 2.170 Ma (Cingolani et
al. 2002, Hartman et al. 2002a) y Rb-Sr entre
2.154 ± 28 y 1.770 ± 88 Ma (Hart et al.
1965, Halpern et al. 1970, Varela et al. 1988,
Linares y González 1990, Pankhurst et al. 2003). Presentan una gran variabilidad en
cuanto a composición mineral y textura.
Las relaciones con la roca de caja son difíciles
de reconocer e interpretar ya que en
su mayoría son rocas metamórficas parcial
a totalmente migmatizadas (Dalla Salda et
al. 2005). En el área de Tandil se reconoce
un amplio afloramiento de tonalitas,
granodioritas y granitos que presenta características
afines a un arco magmático
generado durante la orogenia paleoproterozoica
en el ciclo Transamazoniano
(Dalla Salda et al. 1988). Este basamento
se presenta intruido por un extenso enjambre
de diques reunidos en dos grupos:
los más antiguos de ∼2.000 Ma (Teixeira et al. 2002) pertenecientes a una suite calcoalcalina
(Fernández y Echeveste 1995 y
Iacumin et al. 2001) y los más jóvenes, con
edades U-Pb (ID TIMS) de 1.588 ± 11 Ma
y 1.587,5 ± 3,4 Ma (Teixeira et al. 2013),
que son máficos y toleíticos (Echeveste y
Fernández 1994 y Iacumin et al. 2001).
Cubierta sedimentaria: Está constituida
esencialmente por rocas silicoclásticas y
carbonáticas que afloran al sur de la región
(Fig. 2c). De base a techo conforman:
el Grupo Sierras Bayas (Dalla Salda e
Iñíguez 1979, Poiré et al. 1984, Poiré 1993)
que comprende una sucesión calcáreasilicoclástica
con una edad comprendida
entre los 900 y 543 Ma (Poiré 1987, Gómez
Peral et al. 2007, Gómez Peral 2008),
la Formación Cerro Negro también calcárea-
silicoclástica (son pelitas y margas)
de edad neoproterozoica (de acuerdo a su
contenido fosilífero, Gómez Peral et al. 2005) y la Formación Balcarce también silicoclástica
asignada al Ordovícico-Silúrico
Inferior (Teruggi et al. 1958, Poiré et al.
2003, Seilacher et al. 2002, Zimmermann
y Spalletti 2009 y Cingolani 2010).
Estructura, metamorfismo y tectónica: La evolución
tectono-magmática del basamento
se desarrolla durante el ciclo orogénico
Transamazoniano o su equivalente en
Argentina, Tandileano (Almeida 1971,
Teruggi et al. 1973, Dalla Salda et al. 1988,
Ramos 1999). El mismo corresponde a un
episodio de colisión correspondiente a la
acreción del terreno de Tandilia al margen
sur del Cratón del Río de la Plata (Teruggi et al. 1988, Ramos et al. 1990, Dalla Salda
et al. 1992), que generó deformación, metamorfismo
y anatexis de las rocas corticales, provocando el emplazamiento de cuerpos graníticos entre los 2.100 y 1.900
Ma (Dalla Salda y Franzese 1989, Delpino
y Dristas 1999, Cingolani y Dalla Salda
2000, Delpino 2000, Delpino et al. 2001).
De acuerdo a la integración de datos aeromagnéticos,
recientemente Chernicoff et al. (2014), proponen la historia de evolución
previa a la colisión ocurrida a los
2.070 Ma. Para estos autores un sistema
de rift iniciado en el neoarqueano habría
separado los terrenos de Tandilia y de Balcarce
del Cratón del Río de la Plata generando
dos cuencas oceánicas. En algún
momento entre los 2.370 y 2.170 Ma el inicio
de una subducción al norte de Tandilia
y otra intraoceánica, entre los terrenos de
Tandilia y Balcarce, determinaron la formación
de un arco magmático continental
y un arco de islas. Este episodio habría
finalizado con la colisión de Tandilia con
el Cratón del Río de la Plata y la del terreno
de Balcarce con el margen sur de Tandilia
a los 2.070 Ma, durante a la orogenia
Transamazoniana. Posteriormente a la
colisión se produjo un alivio tensional y
finalmente en el Neoproterozoico tardío-
Cámbrico un importante fallamiento, provocado
por esfuerzos de orientación SO
(Iñiguez et al. 1989), afectó al basamento
paleoproterozoico y a parte de la cubierta
sedimentaria (Cingolani 2010).
Mármoles de las Sierras Septentrionales
Como se mencionó anteriormente los
mármoles que forman parte del basamento
de las sierras afloran en dos sectores,
identificados hasta el momento: los mármoles
dolomíticos de Punta Tota y los correspondientes
a este estudio, los cuáles
están asociados al skarn San Miguel (Fig.
2c).
Punta Tota: Corresponde a un mármol
dolomítico cuya asociación progradante
forsterita + calcita + dolomita + clinopiroxeno
+ esfalerita evidencia un pico
metamórfico en facies granulita (750-800
°C), según Delpino y Dristas (2008). Éste
se encuentra asociado a rocas ígneas
graníticas y tonalíticas y a rocas metamórficas
de alto grado como migmatitas,
granulitas, gneisses biotítico-granatíferos
y anfibolitas conformando en el basamento
una secuencia estratificada. Este
mármol, de tonalidades verdosas, aparece
como intercalaciones de 50 centímetros a
2 metros de espesor en forma concordante
con las anfibolitas, en cuyos contactos
se observa una mineralogía que corresponde
a una paragénesis tipo skarn, evidenciando
la acción de procesos metasomáticos.
Esta secuencia fue interpretada
por Delpino y Dristas (1998a, b y 1999)
y por Delpino (2000) como una sucesión
sedimentaria compuesta por pelitas ricas
en hierro y/o grauvacas, con proporciones
crecientes de carbonatos hacia los
niveles superiores (margas) e intercalaciones
de rocas ígneas (principalmente
en forma de filones), que posteriormente
sufrió metamorfismo.
San Miguel: Este mármol se expone entre
las localidades de Barker y Azucena, al
sur de la ciudad de Tandil (Fig. 2c), donde
afloran rocas ígneas principalmente
granitoides ácidos e intermedios y rocas
metamórficas del Complejo Buenos Aires.
En este sector se distinguieron tres
núcleos de mármol calcítico con clinopiroxeno
(Lajoinie et al. 2013a) alojados en
un gneiss granatífero-biotítico. Este último,
está intruido por dos cuerpos ígneos
de composición granítica que conforman el cerro Quesería, datado por el método
de Rb/Sr en 2.136 ± 50 Ma (Halpern et al. 1970) y el cerro Guacho (Lajoinie et
al. 2013b). El gneiss granatífero-biotítico
presenta vetillas cuarzo-feldespáticas y
desarrollo de estructuras que evidencian
la acción de procesos de fusión parcial como
movilizados brechoides (Fig. 3a), pliegues
ptigmáticos (Fig. 3b) y boudines (Fig.
3c), indicando la formación de migmatitas
(Mehnert 1968). En este basamento
cristalino se presentan además diversos
diques de naturaleza ácida y un dique intermedio-
básico, todos posteriores y que
intruyen a las unidades antes mencionadas
(Lajoinie et al. 2014).
Figura 3: Estructuras en migmatitas. a) Movilizados brechoides. b) Pliegues ptigmáticos. c) Boudines (sensu Mehnert 1968).
El mármol presenta tamaño de grano medio a grueso y su mineralogía está compuesta principalmente por calcita y en menor proporción por pequeños cristales de piroxeno de color verde (Fig. 4a). Se encuentra intruido por numerosos filones cuyos espesores varían entre 5 centímetros y 1 metro que presentan una mineralogía constituida por cuarzo, plagioclasas y feldespato potásico (Fig 4c). Estas intrusiones generaron en los contactos con el mármol procesos metasómaticos y la consecuente formación de un skarn con la cristalización de wollastonita, vesubianita, grossularia y diópsido (Fig. 4b) dispuestos en "zonas" que indican la dirección de avance del frente metasomático (Lajoinie et al. 2013a). Los primeros datos de isótopos estables de δ13C y δ18O develaron que este mármol habría tenido un origen marino (Lajoinie et al. 2013a).
Figura 4: a) Aspecto mesoscópico
del mármol, donde se observa
abundante a calcita y pequeños
cristales de diópsido. b) En los contactos
roca granítica-mármol, se
observa la cristalización de calcosilicatos
como wollastonita, granate,
vesubianita y diópsido como producto
del proceso metasomático. c)
Vista de un frente de cantera en el
que se distingue el mármol afectado
por intrusiones graníticas en forma
de filones.
MÉTODOS ANALÍTICOS
A partir de muestras representativas de los tres núcleos de mármol del área de San Miguel, se confeccionaron secciones delgadas para su caracterización petrográfica. Parte de estas muestras fueron trituradas para ser analizadas geoquímicamente en el Laboratorio ALS Patagonia S.A. (Argentina). Los elementos mayoritarios se determinaron por la rutina ME-XRF12. Las muestras, primero calcinadas, fueron disueltas con 50 % Li2B4O7 - 50 % LiBO2 y luego fundidas a 1.050-1.100 ºC hasta la obtención de una perla, la cual fue analizada por espectroscopia de fluorescencia de rayos X. Los elementos minoritarios y traza se determinaron mediante la rutina ME-MS81, la misma consistió en mezclar 0,20 g de muestra con 0,90 g de LiBO2 y su fusión a 1.000 ºC. El preparado resultante se enfrió y disolvió en 100 ml de HNO3 al 4 % - HCl al 2 %. Esta solución fue analizada por una combinación de espectrometría de emisión de plasma (ICP) y espectrometría de masas (MS). Las determinaciones isotópicas de δ13C y δ18O se realizaron en el Servicio de Isótopos Estables de la Universidad de Salamanca (España) mediante la utilización de un espectrómetro de masas de fuente gaseosa, modelo SIRA-II, fabricado por VG-Isotech, equipado con cold finger, para análisis de muestras pequeñas y sistema múltiple de admisión de muestras. Los cristales de calcita y diópsido fueron separados y concentrados en forma manual bajo lupa binocular para su posterior tratamiento. La extracción de CO2 de las calcitas se realizó mediante reacción con H3PO4 al 103 % a 25°C durante 12 horas. Para el tratamiento de los cristales de diópsido se emplearon metodologías convencionales de acuerdo a Clayton y Mayeda (1963). Las relaciones isotópicas se expresan a través de la notación normal como valores delta por mil (δ ‰), con un error analítico de ± 0,2 por mil para δ13C y δ18O. Los resultados están dados con relación al Standard Mean Ocean Water, para el δ18O y con relación al estándar Pee Dee Belemnite, para el δ13C.
PETROGRAFÍA DE LOS MÁRMOLES
El mármol presenta una coloración blanquecina a grisácea, con tamaño de grano variable de algunos milímetros a 2-3 centímetros. Su mineralogía está conformada en su mayoría por calcita, cantidades menores de clinopiroxeno de tipo diópsido y escaso cuarzo. Los cristales de calcita se manifiestan euhédricos, límpidos y con evidencias de deformación como extinción ondulosa y maclas ahusadas (Fig. 5a). El diópsido es de color verde oscuro, desarrolla cristales de 3-4 milímetros de longitud media (Fig. 5b) y su abundancia es muy variable, registrándose sectores que poseen alrededor del 20 % de este mineral y otros con menos del 10 %. Algunos cristales se encuentran parcialmente reemplazados por clorita y tremolita (Fig. 5c). Los escasos cristales de cuarzo tienen un tamaño promedio de 0,5 milímetros, se disponen en forma aislada y presentan extinción ondulosa (Fig. 5d). Hacia los contactos con los filones graníticos se observan las paragénesis metasomáticas típicas de skarn como granate + clinopiroxeno y wollastonita + clinopiroxeno en la zona más periférica del mármol (Lajoinie et al. 2013a). Este último clinopiroxeno, a diferencia del presente en el mármol tiene una coloración verde clara y es más translúcido, por estar menos reemplazado por clorita y tremolita. Está presente sólo en los contactos con los filones graníticos.
Figura 5: Vista microscópica
del mármol. a) Clivaje deformado
en cristal de calcita y
pequeño cristal de diópsido,
con analizador. b) Maclas
ahusadas en cristal de calcita,
pequeños cristales de diópsido
y cuarzo con extinción
ondulosa, con analizador. c)
Cristales de diópsido en matriz
de calcita, reemplazados
por clorita y tremolita, con
analizador. d) Pequeños cristales
de cuarzo con extinción
ondulosa, agrupados con cristales
de diópsido, con analizador.
Abreviaturas de minerales
según Kretz (1983).
CARACTERIZACIÓN GEOQUÍMICA DE LOS MÁRMOLES
Los análisis químicos y las determinaciones de isótopos estables (C y O) fueron realizados en muestras obtenidas de una sección transversal al contacto roca granítica- roca carbonática (Fig. 6). En ésta, además se indica la ubicación y denominación de cada muestra. De esta forma se realizó una caracterización geoquímica del mármol y un análisis de las variaciones, generadas por metasomatismo, en la composición química y en las relaciones de isótopos estables δ13C y δ18O en cristales de calcita y δ18O en individuos de diópsido.
Figura 6: Vista
del mármol intruido
por filones graníticos,
donde se
indica la ubicación
y nomenclatura de
las muestras analizadas.
Geoquímica de roca total
Los resultados de los análisis químicos
(Cuadro 1) indican que los mármoles presentan
contenidos altos de CaO (52,90
a 54,70 %), en concordancia con la gran
cantidad de calcita identificada en muestras
de mano y al microscopio. Bajos tenores
de SiO2 (1 a 4 %), MgO (0,62 a 1,10 %),
Fe2O3Total (0,13 a 0,66 %) y Al2O3 (0,06 a
0,69 %) se atribuyen a la presencia de cristales
de diópsido y cuarzo. En cuanto a los
elementos minoritarios se puede destacar
la gran variabilidad en el contenido de Ba
de 10,4 ppm a 1.080,0 ppm mientras que
los tenores de Sr son similares en todas las
muestras y presentan valores entre 115,0
ppm y 191,5 ppm.
Cuadro 1: Resultados de los análisis
químicos de distintos sectores del
mármol.
Isótopos estables
Los valores de δ18O obtenidos en cristales
de calcita del mármol (Cuadro 2) oscilan
entre + 17,12 y + 13,84 ‰ (Standard
Mean Ocean Water), mientras que los de
δ13C varían entre + 5,42 y + 4,26 ‰ (Pee
Dee Belemnite). En el diagrama δ13C vs δ18O
(Bowman 1998) de la figura 7, la recta graficada
con estos resultados indica la evolución
del fluido en equilibrio isotópico con
la calcita. También se destaca en este gráfico
la existencia de una correlación entre
los registros isotópicos y las distancias al
contacto mármol-roca granítica, en la que
los valores más positivos de δ13C y δ18O se
corresponden con las muestras ubicadas a
mayor distancia del mencionado contacto.
En la misma gráfica se incluyen, además,
los datos promedio de δ13C y δ18O de
calcitas ígneas y de carbonatos marinos,
los cuales manifiestan que la recristalización
provocada por procesos metasomáticos
genera mayores descensos en δ18O
que en δ13C. En la figura 8, se grafican las
determinaciones de δ13C del mármol de
San Miguel junto con las correspondientes
a los registros mundiales de carbonatos
depositados durante el "evento Lomagundi-
Jatuli".
Cuadro 2: Resultados de isótopos
estables obtenidos de cristales de calcita
y diópsido.
Figura 7: Diagrama δ18O vs δ13C según Bowman
1998. En el mismo se encuentran graficados los
valores obtenidos de calcitas del mármol. Los recuadros
en gris corresponden a los valores típicos
de calcitas ígneas y carbonatos marinos.
Figura 8: Variación de los registros de δ13C y edades de los carbonatos de diversas unidades pertenecientes
a los distintos cratones: 1- Pb-Pb 2,11 ± 0,1 Ga (Babinski et al. 1995); 2- U-Pb 2.146 ± 7 Ga (Santos et al. 2003); 3- Pb-Pb 2,17 Ga (Woodhead y Hergt 1997); 4- Rb-Sr 2,26 Ga (Hamilton 1977); 5- Pb-Pb 2,07
a 2,15 Ga (Deb y Thorpe 2004) y 5- Mayor a 2,13 ± 50 Ga (Halpern et al. 1970)
Con el fin de establecer la variación isotópica entre los diópsidos provenientes del mármol y los de la fase metasomática (contacto roca granítica-mármol), se analizaron los fraccionamientos isotópicos de δ18O de ambos tipos de diópsido, arrojando valores promedio de + 14,7 ‰ para el primero y de + 9,4 ‰ para el segundo. Estos mismos valores de δ18O de diópsido se emplearon conjuntamente con los obtenidos de calcita en paragénesis con el diópsido, para determinar la temperatura del equilibrio isotópico mediante el geotermómetro calcita-diópsido, según Valley (2003). Se obtuvieron temperaturas de 716 °C para el par mineral presente en el mármol y de 451 °C para el proveniente de la zona de contacto, registrando una diferencia de 265 °C entre ambas zonas.
DISCUSIÓN Y CONSIDERACIONES FINALES
Los carbonatos paleoproterozoicos depositados
durante el "evento Lomagundi-
Jatuli" fueron reconocidos en numerosas
unidades carbonáticas pertenecientes
a distintos cratones del mundo, debido a
la presencia de una importante anomalía
positiva en los valores de δ13C y de δ18O.
Si bien muchos de estos carbonatos se
conservan inalterados otros presentan
evidencias de procesos diagenéticos e inclusive
metamórficos. De acuerdo a los
estudios realizados por Melezhik et al.
(2001), los valores de δ13C y de δ18O pueden
mantenerse prácticamente inalterados
aún bajo condiciones de facies anfibolita,
dependiendo de las características de
la roca carbonática y de las condiciones de
metamorfismo.
Los mármoles de San Miguel forman
parte de las rocas que constituyen el basamento
de las Sierras Septentrionales,
al igual que los estudiados por Delpino
y Dristas (2008), en Punta Tota. Este basamento,
denominado Complejo Buenos
Aires, es la manifestación más austral del
Cratón del Río de la Plata.
La paragénesis mineral calcita + diópsido
+ cuarzo, reconocida en el mármol de
San Miguel, indica que los procesos metamórficos
alcanzaron facies anfibolita alta,
teniendo en cuenta que la temperatura de
la isograda del diópsido está determinada
en ∼650°C, para una presión cercana
a los 8 Kbars (Fig. 9, Bucher y Frey 2002).
La ausencia de dolomita y la presencia de
pequeños cristales de cuarzo estarían indicando
que el protolito habría sido un
carbonato con una asociación mineral
compuesta mayoritariamente por calcita y
en menor proporción por cuarzo y escasa
dolomita, como los protolitos que grafican
en el campo 2a, en la figura 10. Esto
mismo se evidencia en los análisis químicos
del mármol que presentan altos valores
de CaO y bajos contenidos de MgO.
Los datos de isótopos estables δ13C y δ18O
de los cristales de calcita, que se observan
en el cuadro 2, develaron una importante
anomalía positiva reafirmando el origen
marino del protolito del mármol sugerido anteriormente por Lajoinie et al. (2013a).
De acuerdo a estos resultados se observa
una disminución en los valores de δ13C de
+ 5,42 a + 4,26 %o y de δ18O de + 17,85 a
+ 13,84 %o a medida que nos acercamos
al contacto con los filones graníticos. Los
valores de δ18O del mármol de San Miguel
son algo más bajos que los esperados para
los carbonatos paleoproterozoicos cuyo
promedio es de aproximadamente +
20 ‰ (Melezhik et al. 2005). Teniendo en
cuenta la asociación mineral presente, se
podría postular que el descenso registrado
en este isótopo al igual que en el C, sobre
todo hacia el contacto con los filones
graníticos, estaría asociado a la formación
de calcosilicatos a través de reacciones de
desvolatilización (Valley 1986) generadas
durante el proceso metamórfico y el
posterior proceso metasomático.
Figura 9: Diagrama T-P-XCO2 para mármoles calcosilicáticos, donde se observan los campos de estabilidad
de las distintas fases minerales, extraído de Bucher y Frey 2002.
Figura 10: Diagrama quimiográfico
del sistema
CaO-MgO-SiO2, proyectado
desde CO2 y H2O
(Bucher y Frey 2002). Los
mármoles dolomíticos están
representados en los
campos 1a, 1b y 1c; los calcosilicáticos
en los campos
2a y 2b. El protolito
del mármol de San Miguel
queda comprendido en el
campo 2a.
En este sentido, el accionar como buffer de los carbonatos sería el que provoca un menor descenso de los valores δ13C explicando su menor variabilidad. Entre los calcosilicatos antes mencionados, se destacan los valores de δ18O del diópsido que permitieron establecer una importante diferencia entre dos poblaciones de este mineral (distal y proximal al contacto con los filones). Estos valores fueron usados conjuntamente con los de δ18O de calcita (en paragénesis) permitiendo establecer dos pares geotermométricos: (1) calcitadiópsido distal que arrojó temperaturas del orden de los 716 ºC, en concordancia con el mencionado grado de facies anfibolita alta y (2) calcita-diópsido proximal que resultó en temperaturas que rondan los 451 ºC, correspondientes al proceso metasomático. Finalmente, teniendo en cuenta que los núcleos del mármol estudiado se encuentran alojados en un gneiss granatíferobiotítico que a su vez está intruido por rocas ígneas datadas en 2.136 Ma (Halpern et al. 1970), resulta evidente que la edad del protolito sería aún mayor. Esto último sumado a que los elevados valores positivos de δ13C, obtenidos de estos mármoles concuerda con los registros mundiales de carbonatos paleoproterozoicos (Fig. 10), indica que los mármoles del área de San Miguel derivan de un protolito correspondiente a un carbonato marino depositado durante el "evento Lomagundi- Jatuli".
AGRADECIMIENTOS
Los autores expresan su agradecimiento al señor Miguel Catella y a la familia Foster Anchorena por su hospitalidad y trato cordial; al Licenciado Hernán de la Cal, por su colaboración en las tareas de campo y al Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas. Finalmente agradecemos especialmente a los Doctores Claudio Gaucher y Victor Melezhik, por los comentarios realizados que impulsaron la realización del presente trabajo, y al Dres. Carlos Cingolani y Carlos Chernicoff cuyas valiosas sugerencias permitieron mejorar la calidad del manuscrito. Este estudio fue financiado por la Comisión de Investigaciones Científicas de la provincia de Buenos Aires y por la Universidad Nacional de La Plata.
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Aceptado: 5 de septiembre, 2014