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Revista de la Asociación Geológica Argentina
Print version ISSN 0004-4822
Rev. Asoc. Geol. Argent. vol.68 no.2 Buenos Aires Abr./June 2011
ARTÍCULOS
Stock monzogranítico El Chorro (Sierra de Ancasti, Catamarca): un ejemplo de magmatismo tipo S con granate ígneo
Juan A. Dahlquist1,2 , Carlos W. Rapela3 , Edgardo G. Baldo1 , Juan A. Murra1 , Pablo H. Alasino4,2 y Fernando Colombo1,2
1 CICTERRA, CONICET - Universidad Nacional de Córdoba, Córdoba. E-mail: jdahlquist@efn.uncor.edu
2 Universidad Nacional de La Rioja, La Rioja.
3 CIG, CONICET - Universidad Nacional de La Plata, La Plata.
4 CRILAR, CONICET, La Rioja.
RESUMEN
Las rocas graníticas ordovícicas de la sierra de Ancasti representan uno de los afloramientos más orientales del cinturón orogénico famatiniano de Sierras Pampeanas. Se describe un pequeño stock granítico (denominado El Chorro) cuyo rasgo distintivo es la presencia de granate. Aunque el granate es un mineral accesorio poco común en rocas ígneas, su presencia es petrológicamente significativa. El Chorro es un monzogranito tipo S que contiene una inusual cantidad de granate magmático (2,8 % modal). Estudios combinados de petrología, química mineral y de geoquímica de roca total sugieren que se trata de un magma peraluminoso generado por la fusión parcial de rocas metasedimentarias, con la subsecuente formación de granate durante la cristalización. Los estudios realizados muestran que el granate cristalizó en equilibrio con otras fases minerales como biotita y muscovita. Cálculos geotermobarométricos revelan una temperatura de cristalización de 710-716 ºC y una presión de 3,8 + 0,8 kbar, indicando que el magma fue emplazado en la corteza media (~ 14 km) con temperaturas de cristalización magmáticas medias a bajas.
Palabras Clave: Granate; Geoquímica de roca total; Química mineral; Geotermobarometría.
ABSTRACT
The El Chorro monzogranitic stock (Sierra de Ancasti, Catamarca): An example of S-type magmatism with igneous garnet.
The Ordovician granitic rocks of the Sierra de Ancasti represent one of the easternmost outcrops of the Famatinian orogenic belt of the Sierras Pampeanas. We report and describe a small granitic stock (named El Chorro) with distinctive garnet presence. Although the garnet is an uncommon accessory mineral, in igneous rocks is petrologically significant. El Chorro is an S-type monzogranite that contains an unusual amount of magmatic garnet (2.8 % modal). Combined petrology, chemistry/mineralogy and whole-rock geochemistry indicates that the magma was produced by partial melting of metasedimentary rocks with garnet and muscovite occurring throughout the crystallization. Our studies reveal that garnet formed by direct crystallization from peraluminous magma in equilibrium with mineral phases such as biotite and muscovite. Geothermobaric calculations reveal a crystallization temperature of 710-716 °C and a pressure of 3.8 + 0.8 kbar, indicating that the magma was emplaced at middle crustal depths (~ 14 km) at moderate to low magmatic temperature conditions.
KEYWORDS: Garnet; Whole-rock geochemistry; Chemistry mineral; Geothermobarometry.
INTRODUCCIÓN
El granate de origen ígneo se presenta mayormente en pegmatitas y aplitas (p. ej., Leake 1967, Manning 1983, Deer et al. 1992), aunque su presencia ha sido también informada en rocas graníticas pera-luminosas félsicas a muy félsicas (es decir, SiO2 ≥ 70 %, p. ej., Leake 1967, Allan y Clarke 1981, Miller y Stoddard 1981, du Bray 1988, Hogan 1996, Kebede et al. 2001). Cuando se demuestra que el origen del granate es magmático, su importancia es de relevancia, pues contribuye a definir el proceso petrogenético de la roca ígnea que lo hospeda (du Bray 1988, Dahlquist et al. 2007 y referencias allí citadas) y es, al mismo tiempo, un mineral muy utilizado en cálculos geotermobarométricos.
En este trabajo se presentan datos de petrografía, química mineral y química de roca total, incluyendo elementos mayoritarios y trazas, junto con cálculos de presión y temperatura, para un monzogranito denominado El Chorro, un pequeñostock ubicado en el sector sur-occidental de la sierra de Ancasti, y que tiene la característica de contener granate ígneo de manera relativamente abundante (2,8 % modal). Nuestros estudios se focalizan en discutir el origen de la asociación magmática, en particular la del granate y la muscovita, cuyos orígenes ígneos revelan la generación de fundidos saturados en Al que son producidos por fusión de material cortical metasedimentario.
La presencia de granitoides metaluminosos tipo I, asociados a cuerpos graníticos menores definidos como granitos tipo S en el Ordovícico Inferior-Medio, ha sido descripta en diferentes lugares de las Sierras Pampeanas (Pankhurst et al. 1998, 2000, Dahlquist et al. 2005a, 2007), y parece ser un rasgo distintivo de la orogenia Famatiniana. Esta asociación se repite en el sector centro-sur de la sierra de Ancasti, donde afloran típicos complejos graníticos metaluminosos (p. ej., Las Cañadas y La Majada, Reissinger 1983, Cisterna 2003) de edad ordovícica inferior-media (Rapela et al. 2005), por lo cual, asumimos de manera tentativa, una edad ordovícica para este stock con filiación de granito tipo S.
MARCO GEOLÓGICO
La sierra de Ancasti se encuentra en el sector sureste de la provincia de Catamarca (Fig. 1), y está formada por tres dominios metamórficos. El flanco oriental está compuesto de paragneises y migmatitas (Miembro El Jumeal del Complejo Sierra Brava), mármoles, esquistos y anfibolitas (Miembro La Calera del Complejo Sierra Brava, Aceñolaza y Toselli 1977, Willner 1983a). El sector central está mayormente formado por esquistos bandeados de la Formación Ancasti (Aceñolaza y Toselli 1977, Willner 1983a). Estas rocas definen una secuencia continua de 10-11 km, con una foliación regional de rumbo NNO y buzamiento de 50-70º E. Los esquistos registran un metamorfismo M-1 de baja presión (Ms + Bt + And + Crd, abreviaturas minerales según Kretz 1983) al que se le sobreimpone un evento sindeformacional M-2 de grado medio (Willner 1983b, Baldo et al. 2008). El metamorfismo M-1 es asignado a la orogenia Pampeana basado en una isócrona mineral Rb-Sr que produce una edad de 524 ± 28 Ma (Knüver 1983). Niveles de calcosilicatos formados por Hbl + Grt + Ep + Pl + Qtz + Cal se encuentran interdigitados en los esquistos. En el flanco occidental de la sierra, los metasedimentos de la Formación Ancasti progradan a gneises y migmatitas con Crd + Bt + Sil + Kfs ± Grt. Las rocas gnéisicas y las migmatitas fueron denominadas por Willner (1983a) como Formación El Portezuelo.
Figura 1: Localización de la sierra de Ancasti en el contexto regional de las Sierras Pampeanas (modificado de Rapela et al. 2009). El rectángulo señala el área de estudio. Las principales sierras son: (Q) Quilmes, (Ch-R) Chango Real, (Ca) Calchaquíes, (Ac) Aconquija, (C) Capillitas, (Fi) Fiambalá, (Z) Zapata, (Vi) Vinquis, (A) Ancasti, (V) Velasco, (M) Mazán, (F) Famatina, (TN) Toro Negro, (U) Umango, (M) Maz, (E) Espinal, (P) Pie de Palo, (VF) Valle Fértil, (SLR) serranías del sureste de La Rioja (incluyendo Los Llanos, Chepes y Ulapes), (Co) Córdoba, (S) San Luis, (G) El Gigante.
Rocas graníticas de edad ordovícica y pegmatitas con turmalina y berilo se encuentran emplazados en el basamento del complejo Sierra Brava y la Formación Ancasti. Reissinger (1983) presenta datos de petrografía, geoquímica, isotopía y geocronología Rb-Sr de diferentes rocas graníticas de la sierra de Ancasti. En la región central, donde afloran los complejos graníticos de Las Cañadas y La Majada (Fig. 2), el referido autor describió una asociación de dioritas cuarzosas y granodioritas con anfíbol-biotita, las cuales son consideradas genéticamente relacionadas, aunque no propone un modelo específico para explicar su génesis.
Figura 2: Mapa geológico simplificado del sector central de la sierra de Ancasti. El stock El Chorro es señalado con un rectángulo. Las dimensiones del stock han sido exageradas para su visualización en el mapa. Las muestras incluidas en los cuadros 1 y 2 son señaladas en el mapa. ANC-10017 es un monzogranito del complejo granítico Las Cañadas con una edad U-Pb SHRIMP en circón de 471 + 5 Ma, y ANC-10030 es una diorita cuarzosa de 466 + 5 Ma (Rapela et al. 2005). Ambas rocas revelan una edad ordovícica inferior-media.
Cisterna (2003) describe el complejo granítico La Majada (Fig. 2), indicando la asociación de gabros, dioritas, tonalitas, granodioritas y monzogranitos (estos últimos con muscovitas creciendo a partir de biotita).
METODOLOGÍA ANALÍTICA
Investigaciones petrográficas fueron realizadas sobre seis muestras del stock El Chorro. Elementos mayoritarios y trazas fueron determinados para dos muestras representativas usando ICP-OES e ICP-MS (siguiendo el procedimiento 4-Litho-research), en Activation Laboratories, Ontario, Canadá (ACTLABS). Las muestras fueron fundidas con metaborato/tetraborato de litio y disueltas en una solución de ácido nítrico. Elementos mayoritarios y Be, Sc, V, Sr, Ba y Zr fueron determinados usando un plasma acoplado por inducción y espectrometría de emisión óptica (en inglés, ICP-OES). El resto de los elementos trazas fueron determinados mediante un plasma acoplado por inducción y espectrometría de masas (en inglés, ICP-MS).
La química mineral fue determinada sobre muestras representativas utilizando dos microsondas de electrones; una JEOL JXA 8500F Hyperprobe equipada con 5 espectrómetros de la School of Earth and Environmental Sciences, Washington State University, EE.UU. La corriente del haz de electrones fue de 15 kv, el potencial de corriente fue de 20 nA y el diámetro del haz fue de 5 m. El otro equipo usado fue una JEOL JXA-8900-M Superprobe equipada con 5 espectrómetros, localizada en el Centro de Microscopía Electrónica Luis Brú, Universidad Complutense de Madrid, España. La corriente del haz de electrones fue de 15 kv, el potencial de corriente fue de 20 nA y el diámetro del haz de 1 a 2 m. Un programa ZAF online y el algoritmo Phi-Rho-Z (Armstrong 1988) fue- ron utilizados con la JEOL JXA 8500FHyperprobe y un programa ZAF online fue usado con la JEOL JXA-8900-M Superprobe. Los datos obtenidos por cada equipo son indicados en los cuadros que incluyen los análisis de química mineral.
PETROLOGÍA Y QUÍMICA MINERAL
Descripción macroscópica y de campo
El Chorro es un pequeño stock de forma elipsoidal (500 por 200 m aprox.) de composición monzogranítica, el cual aflora al norte del pueblo de La Majada, en el paraje conocido como "El Chorro", cuyo nombre es debido a la presencia de una pequeña cascada (Fig. 2). El stock es leucocrático, inequigranular y su asociación mineral es: Kfs + Pl + Qtz + Bt + Ms; siendo su rasgo distintivo la presencia de fenocristales de granate (~1,5 - 2 mm) de color rojo oscuro y uniformemente distribuidos en una matriz equigranular de grano fino (~0,4-0,7 mm, Fig. 3a). El Monzogranito El Chorro contiene abundantes xenolitos de la Formación Ancasti. Estos xenolitos poseen dimensiones métricas, y su marcada forma angular sugiere la ausencia de una importante asimilación magmática de estas rocas (Fig. 3b).
Figura 3: Características de campo y macroscópicas del monzogranito con granate. a) Textura inequigranular mostrando los fenocristales de granate (puntos negros) distribuidos de manera homogénea en la roca; b) xenolitos con bordes angulosos de la Formación Ancasti en el monzogranito.
Petrología y química mineral
El Monzogranito El Chorro tiene una matriz de grano fino equigranular (< 0,7 mm) que rodea a los fenocristales de granate (~1,5 - 2 mm). La asociación mineral es (% modal) Pl (23,8) + Qtz (26,5) + Kfs (30,6) + Bt (6,6) + Ms (9,7) con Grt (2,8) y minerales radiactivos (trazas) como minerales accesorios. Las proporciones minerales referidas permiten clasificarlo como un monzogranito en el diagrama modal QAP de Streckeisen (1976), y es consistente con la clasificación en el diagrama QAP de de La Roche (1992) basado en la química de roca total. El feldespato alcalino es microclino (Ab4,5-6,7 An0,1-0,3 Or93,1-95,4, Cuadro 1a), el cual forma cristales rectangulares y anhedrales, con macla en enrejado muy bien desarrollada y escasa presencia de pertitas. La plagioclasa es oligoclasa (Ab78,2-79,3 An20,2- 21,3 Or0,5-0,8, Cuadro 1a), euhedral a subhedral, con maclado polisintético, mostrando a veces, deslizamiento de las maclas (twin gliding). El cuarzo forma cristales anhedrales con una distribución homogénea en la roca. En lámina delgada el granate define cristales euhedrales con un tenue color rosado, mayormente sin inclusiones pero ocasionalmente encerrando cuarzo y muscovita secundaria. Esto se debe a que el granate suele estar afectado por fracturas tardías, algunas de las cuales han sido rellenadas por cuarzo, muscovita y pequeñas cantidades de óxidos (Fig. 4a y b). Las características petrográficas (p. ej., cristales euhedrales y libres de inclusiones) sugieren un origen magmático (Dahlquist et al. 2007 y referencias allí citadas). La figura 5 muestra que el granate tiene composiciones similares a las reportadas para otros granates de probado origen magmático cristalizados a partir de magmas graníticos peraluminosos. La química mineral revela que se trata de granates que constituyen una solución sólida de almandino espesartina (88,5-89,7 % de la composición molecular total); piropo y grosularia, junto con muy escasa o ausente andradita, completan la composición del granate (Cuadro 1b). Estos granates no presentan zonación, como son los típicos granates cristalizados a partir de magmas graníticos (Dahlquist et al. 2007 y referencias allí citadas).
CUADRO 1: a) Composición representativa de plagioclasa y microclino en el monzo-granito El Chorro a partir de microsonda de electrones.
Figura 4: Fotomicrografías de los minerales distintivos y con implicancias petrogenéticas del Monzogranito El Chorro (ANC-11036, 11038): a y b) Granates euhedrales y libres de inclusiones (ANC-11038). El granate es atravesado por fracturas tardías, algunas rellenas con cuarzo, muscovita y óxidos de hierro; c) Cristal euhedral y de grano grueso de muscovita (ANC-11036).
Figura 5: Diagrama triangular de composición de granates en términos de Mn, Fe y Mg para diferentes rocas ígneas félsicas. El campo gris es para composiciones de granates cristalizados en granitos peraluminosos (compilación de Miller y Stoddard 1981). Otras composiciones son a partir de du Bray (1988), Hogan (1996) y Dahlquist et al. (2007). La compilación de Miller y Stoddard (1981) revela que la gran mayoría de los granates cristalizados en rocas graníticas contiene >10 % del componente espesartina (n = número de análisis).
La biotita es euhedral a subhedral, con escasas inclusiones de minerales radiactivos de reducidas dimensiones, y muestran pleocroísmo del marrón claro al oscuro. Tienen un elevado contenido de AlIV (variando desde 2,60 a 2,67 a.p.f.u., Cuadro 1c), y MnO (0,57-0,65 %, Cuadro 1c), similar al hallado por Miller y Stoddard (1981) en biotitas cristalizadas en rocas graníticas félsicas con granate magmático. El alto AlIV (> 2,60 a.p.f.u.) parece ser una característica de biotitas cristalizadas a partir de granitos peraluminosos (p. ej., Dahlquist et al. 2005a, Clarke et al. 2005), donde ellas coexisten con minerales ricos en aluminio como cordierita, granate, etc. (ver tabla 2d en Dahlquist et al. 2007).
CUADRO 2: Elementos mayoritarios y trazas para dos muestras representativas del monzogranito El Chorro y dos monzogranitos producidos por diferenciación magmática a partir de una suite metaluminosa.
La muscovita forma cristales euhedrales individuales, notablemente más grandes que las biotitas, con ausencia de inclusiones y contactos netos con los minerales adyacentes (Fig. 4c), sugiriendo un origen primario (p. ej., Miller et al. 1981). Otras muscovitas, poseen características petrográficas que indican un origen secundario (por ej., muscovita anhedral asociada a biotita, pequeños cristales localizados sobre plagioclasa). Los análisis químicos realizados sobre cristales de muscovita asumidos como de origen primario, se ubican dentro del campo de las muscovitas primarias en el diagrama Mg-Ti-Na (Fig. 6) según la división establecida por Miller et al. (1981). Estas muscovitas tienen también un distintivo enriquecimiento de Fe (Cuadro 1d), similar a aquellas cristalizadas en típicos granitos tipo S del orógeno Famatiniano de Argentina (p. ej., Dahlquist et al. 2005a, 2007), y a muscovitas cristalizadas en equilibrio con minerales de aluminio reportadas por Clarke et al. (2005). Así, ambas evidencias (texturales y químicas) indican un origen primario para la muscovita alojada en el Monzo-granito El Chorro.
Figura 6: Composiciones de muscovitas proyectadas en el diagrama triangular Mg-Ti-Na (datos en el cuadro 1d). El límite entre los campos de muscovita primaria y secundaria es a partir de Miller et al. (1981). El campo gris es representativo de muscovitas cristalizadas en rocas graníticas con cordierita magmática en la sierra de Chepes (Dahlquist et al. 2005a, 2007). Rombos = muscovitas magmáticas en rocas graníticas con granate magmático (Kebede et al. 2001). Cuadrado = valor en términos de Mg-Ti-Na de muscovitas (53 análisis) a partir de rocas graníticas con andalucita magmática (Clarke et al. 2005). Triángulos = composiciones representativas de muscovitas magmáticas en rocas graníticas con granate ígneo a partir de Dahlquist et al. (2007). Círculos = composiciones de las muscovitas en el monzogranito El Chorro.
GEOQUÍMICA DE ROCA TOTAL
Elementos mayoritarios
Las rocas del Monzogranito El Chorro superan el valor del índice de saturación en aluminio de 1 establecido por Shand (1927), o el valor de 1,1 definido por Chappell y White (1992), por lo cual pueden ser clasificadas como peraluminosas (Cuadro 2).
Estas rocas poseen contenidos de Fe2O3/MgO, TiO2 y MnO que son diferentes a aquellos observados en típicos monzogranitos resultados de un proceso de diferenciación magmática de una suite metaluminosa (Cuadro 2).
El stock El Chorro posee contenidos elevados de la relación Fe2O3/MgO (> 5), mientras que los monzogranitos de la sierra de Chepes (Pankhurst et al. 1998, Dahlquist et al. 2005b) y del complejo granítico metaluminoso Las Cañadas (Dahlquist et al. 2008), poseen valores inferiores a 4. Otra diferencia notable se puede observar en el contenido de TiO2 (Cuadro 2).
Elementos trazas
Si bien existen diferencias en los contenidos de elementos mayoritarios entre El Chorro y los monzogranitos de suites metaluminosos antes referidos, la diferencia es mayor cuando se analiza el contenido de algunos elementos traza. La concentración de Rb es especialmente significativa, ya que el contenido de este elemento en el monzogranito El Chorro es muy bajo (96 a 99 ppm), contrastando fuertemente con los típicos monzogranitos que resultan de la diferenciación magmática de una suite metaluminosa. Así éstos últimos, ejemplificados por los monzogranitos ordovícicos de la sierra de Chepes, revelan un promedio de 197 ppm de Rb (dato a partir de Dahlquist et al. 2005b), y los monzogranitos ordovícicos del complejo metaluminoso Las Cañadas (Fig. 2), poseen un valor promedio de 192 ppm de Rb (Cuadro 2).
Un rasgo distintivo del monzogranito El Chorro es que el mismo está marcadamente empobrecido en Zr (con valores que no superan los 62 ppm) con respecto a los monzogranitos metaluminosos ya referidos, que poseen valores mayores a 100 ppm de Zr (Cuadro 2). Esta composición sugiere que estas rocas podrían ser el resultado de un marcado fraccionamiento de circón, o que fueron derivados de la fusión parcial de una fuente donde este mineral no participó de la fusión.
El patrón de elementos de las tierras raras del monzogranito El Chorro es similar a aquel observado en otras rocas graníticas félsicas con granate magmático, como es el caso del Granito Peñón Rosado, facies 2 (GPR2, SiO2 = 70,88 %), reportado por Dahlquist et al. (2007). El Monzogranito El Chorro exhibe enriquecimiento de las tierras raras livianas, mostrando así, una pendiente negativa moderada ([La/Yb]N = 4,65) y anomalía negativa de Eu (Eu/Eu*= 0,71) (Fig. 7). Notablemente, la concentración total de tierras raras en el monzogranito El Chorro es también muy parecida a la facies GPR2, como se observa en la figura 7.
En la facies GPR2 se detectó la presencia de monacita, lo cual explica el enriquecimiento en tierras raras livianas. Entonces, en el caso del Monzogranito El Chorro, la baja concentración de Zr (Cuadro 2) y el enriquecimiento de tierras raras livianas (Fig. 7), pueden ser atribuidos a la presencia de monacita, sugiriendo que este mineral accesorio parece ser común en rocas de esta composición y mineralogía.
Figura 7: Patrón de tierras raras normalizadas a condritos. Los patrones de elementos de tierras raras del Monzogranito El Chorro (ANC-11036 y ANC-11038) son similares al patrón de tierras raras asumido por un promedio de las rocas graníticas félsicas del plutón con granate Peñón Rosado, representado por rombos sin relleno (Dahlquist et al. 2007). Las concentraciones de condritos son a partir de Nakamura (1974); Tb, Ho y Tm son a partir de Boynton (1984). GPR = Granito Peñón Rosado.
GEOTERMOBAROMETRÍA
La textura y composición (Fig. 4a y Cuadro 1b) del granate en el Monzogranito
El Chorro son similares a aquellos reportados para típicos granates magmáticos en rocas graníticas. Las biotitas tienen elevados contenidos de Mn (Cuadro 1b) que son propios de aquellas biotitas que cristalizan en equilibrio con granate (Leake 1967, Miller y Stoddard 1981, Dahlquist et al. 2007 y referencias allí citadas). Esto sugiere una relación de equilibrio durante la cristalización entre granate y biotita, por lo cual pueden ser utilizados con cierta confianza en cálculos geotermobarométricos. Anderson (1996) provee una relevante información acerca del uso de termómetros y barómetros en rocas ígneas, y concluye que el geotermómetro de Ganguly y Saxena (1984), usando la partición del Fe+2 y Mg entre granate y biotita, es la versión más adecuada ya que considera los efectos del alto contenido de Mn cuando CaO < 10 %. Con el fin de corroborar el valor de temperatura obtenido mediante el par Grt-Bt se calculó la temperatura utilizando el par Grt-Ms, según la calibración de Wu et al. (2002). El valor resultante es prácticamente coincidente con aquel obtenido para el par Gr-Bt (Cuadro 3) sugiriendo que el granate, la biotita y la muscovita cristalizaron en condiciones de equilibrio químico y son de origen primario.
CUADRO 3: Geotermobarometría para el monzogranito El Chorro, muestra ANC-11038.
El geobarómetro para granates ricos en almandino de Ghent y Stout (1981) fue usado para calcular la presión, el cual requiere una cristalización conjunta de biotita, muscovita, plagioclasa y granate. Para ello se utilizaron composiciones promedio de granate, biotita, muscovita y plagioclasa para definir las condiciones de presión y temperatura para la cristalización del monzogranito El Chorro (Cuadro 3).
Las calibraciones utilizadas (Ghent y Stout 1981, Ganguly y Saxena 1984), son funciones de la presión y la temperatura. Entonces, los valores de presión y temperatura fueron calculadas iterativamente, donde el valor de la temperatura obtenida a partir del geotermómetro fue recalculado hasta satisfacer el valor de la presión obtenida a partir del geobarómetro. De esta manera, se llega a un par único de presión y temperatura para la cristalización de la roca.
Los valores de temperatura y presión resultantes (T = 710 °C y P = 3,8 ± 0,8 kbar, Cuadro 3) son consistentes con la cristalización de granate y biotita en condiciones magmáticas. La intersección -generalmente aceptada- del solidus granítico con la curva experimental de reacción Ms + Qtz = Kfs + Als + H2O sugiere una profundidad de cristalización para la muscovita en magmas graníticos de al menos 10-14 km (aproximadamente 3-4 kbar), y es coherente con los resultados geotermobarométricos.
La temperatura calculada con el geotermómetro del circón (TZr), usando la ecuación de Miller et al. (2003), producen valores para la cristalización del magma (promedio = 713 °C) muy similares a los obtenidos con el geotermómetro usando el par Grt-Bt (Ganguly y Saxena 1984) y Grt-Ms (Wu et al. 2002), siendo todos consistentes con los resultados obtenidos (Cuadros 2 y 3).
CONCLUSIONES
Los datos petrológicos, de química mineral y geoquímica de roca total nos permiten obtener las siguientes conclusiones:
- El stock El Chorro es un pequeño cuerpo de composición monzogranítica que intruye la Formación Ancasti y posee la presencia distintiva de granate.
- Este monzogranito posee texturas y composiciones minerales que indican que la muscovita y el granate son de origen magmático, un rasgo característico de granitos tipo S. La cristalización de los minerales mencionados indica que el magma estuvo saturado en Al.
- El patrón de tierras raras es muy similar al de otros monzogranitos tipo S con muscovita y granate magmáticos. El enriquecimiento en tierras raras livianas, junto con la baja concentración de Zr, sugieren la cristalización de monacita, mineral accesorio que ha sido detectado en otros monzogranitos tipo S con granate y muscovita magmáticos.
- Los cálculos geotermobarométricos (P = 3,8 kbar, T = 710-716 ºC) son consistentes con la cristalización de la asociación mineral observada en el monzogranito El Chorro, incluyendo el granate y la muscovita.
- La presencia dominante de granitoides tipo I y pequeños cuerpos graníticos tipo S de edad ordovícica inferior-media han sido descriptos en otras áreas de las Sierras Pampeanas y parecen ser una característica del orógeno famatiniano. De esta forma, de manera tentativa, se asume una edad ordovícica para el monzogranito con granate El Chorro, el cual se habría generado por la fusión de metasedimentos durante el desarrollo del metamorfismo de alta temperatura y baja presión que tipifica el orógeno referido.
AGRADECIMIENTOS
Este proyecto fue financiado por el PIP-5719 CONICET, PICT-07-10735, PICT-1009 ANPCyT y SECyT-UNC 08/09 y 10/11. Juan A. Dahlquist agradece al Profesor Jeff Vervoort su colaboración durante la estancia en la Washington State University (WSU) y al técnico Scotty Cornelius por su ayuda en la operación de la microsonda de electrones (WSU). Los datos de química mineral fueron obtenidos en WSU durante la ejecución de una Beca Externa otorgada a Juan A. Dahlquist por CONICET. Los autores agradecen también a las Dres. Casquet y Galindo por su colaboración y ayuda para operar la microsonda de electrones de la Universidad Complutense de Madrid. Se agradece a la Dra. Sonia Quenardelle y un revisor anónimo los comentarios críticos realizados al manuscrito, los cuales mejoraron su calidad.
TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO
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Recibido: 6 de junio, 2010.
Aceptado: 21 de marzo, 2011.