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INTRODUCCIÓN

Las granulitas son rocas metamórficas quese caracterizan por la baja proporción mo-dal de minerales hidratados, tales como bio-tita y/o anfíboles. Las rocas en facies degranulitas se escinden en dos subfacies so-

bre la base de la presencia, aunque escasa, oa la ausencia de minerales hidratados(Turner y Verhoogen 1978). De acuerdo alcriterio de subfacies presentado por estosautores, las rocas que carecen de mineraleshidratados formados durante su evoluciónprogradante se clasifican como granulitas

piroxénicas. Las pautas de caracterizaciónde rocas metamórficas descriptas fueronmodificadas parcialmente con la introduc-ción del concepto de grado metamórfico(Winkler 1978). De este modo, a partir de lapropuesta de Winkler (1978), se fija unamplio campo para el grado alto de meta-

Revista de la Asociación Geológica Argentina 62 (2): 175-186 (2007)

EVOLUCIÓN METAMÓRFICA DE GRANULITASPIROXÉNICAS ASOCIADAS A LOS COMPLEJOS MÁFICOSSOL DE MAYO Y SUYA TACO, NORTE DE LA SIERRA DECOMECHINGONES, CÓRDOBA Alina M. TIBALDI1, 2, Juan. E. OTAMENDI 1, 2 y Alejandro H. DEMICHELIS2

¹ CONICET2 Departamento de Geología, Universidad Nacional de Río Cuarto, X5804BYA, Río Cuarto. E-mail: atibaldi@exa.unrc.edu.ar

RESUMENEste trabajo presenta las relaciones de campo, petrología, química mineral e historia de reacción de granulitas con granate + ortopiroxeno + cor-dierita que afloran como lentes dentro de rocas ígneas máficas. Estas granulitas de alta temperatura se encuentran en los complejos máficos Sol deMayo y Suya Taco al norte de la sierra de Comechingones. La diferencia más notable entre las granulitas presentes en ambos complejos correspon-de a que las condiciones máximas de P-T determinadas son mayores en el complejo Sol de Mayo (P ~ 8 kbar y T ~ 930 ºC) que en el complejoSuya Taco (P ~ 6 y T ~ 780 ºC). Sin embargo, las texturas de reacción muestran una trayectoria progradante similar para todas las granulitas estu-diadas. Granate y ortopiroxeno se formaron como productos peritécticos durante la fusión parcial y, la continua extracción del fundido dejó unresiduo granulítico semi-pelítico conteniendo granate y ortopiroxeno. La evolución retrogradante es registrada por coronas de ortopiroxeno alre-dedor de granate, estando ambas fases separadas por plagioclasa + cuarzo. La descompresión continua es evidenciada por la generación de sim-plecitas de cordierita + sillimanita y cordierita + espinela, reemplazando a granate. Esta sucesión de reacciones comienzan con calentamiento casiisobárico, seguido por descompresión y finalmente por enfriamiento. La trayectoria en sentido horario, deducida para la historia de P y T, refleja-ría calentamiento rápido de los precursores de las granulitas durante su entrampamiento por el magma máfico, y la subsiguiente descompresióngenerada por el ascenso de los magmas máficos acarreando los xenolitos incluidos en él, ó el levantamiento del paquete litológico incluyendo elcomplejo máfico, o una combinación de ambos procesos. En cualquier caso, estas granulitas proveen evidencia confiable para inferir el nivel deemplazamiento de los complejos máficos dentro de la secuencia supra-cortical de la sierra de Comechingones.

Palabras clave: Granulita, Sierras Pampeanas, Pampeano, termometría, barometría, evolución metamórfica.

ABSTRACT: Metamorphic evolution of the pyroxene granulites associated with the Sol De Mayo and Suya Taco mafic complexes, north of Sierra de Comechin-gones, Córdoba. This study reports the field relationships, petrology, mineral chemistry, and reaction history of garnet + orthopyroxene + cordieri-te-bearing granulites that occur as small lenses inside mafic igneous rocks. These high-temperature granulites were found in the Sol de Mayo andSuya Taco mafic complexes from the northern sierra de Comechingones. The most notable difference among the granulites of the two mafic com-plexes is one of the retrieved peak P-T conditions that are higher in Sol de Mayo (P ~ 8 kbar and T ~ 930 ºC) area than in Suya Taco complex (P~ 6 and T ~ 780 ºC). However, reaction textures document a prograde-retrograde path that is roughly similar for all the studied granulites. Garnetand orthopyroxene formed to a large extent as peritectic products of partial melting, and melt segregation led to a semipelitic granulite residue con-taining garnet and orthopyroxene. The retrograde evolution is recorded by coronas of orthopyroxene around garnet, being garnet and orthopyro-xene separated by plagioclase + quartz. Continued decompression is evident from subsequently formed symplectites of cordierite + sillimanite andcordierite + spinel, both replacing garnet. This succession of reactions attests to a change from quasi-isobaric heating to decompression followedby final cooling. The deduced clockwise P-T history generally reflects rapid heating during entrapment of the granulite precursor by the mafic mag-mas, and subsequent decompression driven by either ascent of magmas carrying granulitic xenoliths or uplift of the mafic complexes as a wholelithologic package, or a combination of both processes. In any event, these granulites provide reliable evidence for assessing the level of emplace-ment of the mafic complexes within the supracrustal sequence of sierra de Comechingones.

Keywords: Granulite, Sierras Pampeanas, Pampean, thermometry, barometry, metamorphic evolution.

morfismo, que se extiende desde los 700 -750 °C (inicio de la fusión parcial de meta-pelitas) hacia temperaturas extremas quesólo registran las granulitas de muy altatemperatura. El concepto de zona, paracomposiciones de rocas metasedimentariasclásticas, también posee un amplio campoP-T, que se inicia en la segunda isograda desillimanita, donde se generaran granulitas(Spear 1993). Considerando las propuestas de clasifica-ción de rocas metamórficas en trabajos rea-lizados en el norte de la sierra de Come-chingones (Gordillo 1979 y 1984, Martinoet al. 1994 y 1995, Otamendi et al. 1999,Otamendi 2001), se puede inferir que lasrocas metamórficas que afloran en esta re-gión son, en su gran mayoría, rocas de altogrado metamórfico en el sentido de Win-kler (1978); y que su paragénesis mineral seha estabilizado por encima de la segundaisograda de la sillimanita. No obstante, talcomo lo puntualizó Gordillo (1979) estasrocas se equilibraron dentro de la subfacies

de granulitas hornbléndicas en el sentido deTurner y Verhoogen (1978).En este trabajo se estudian granulitas queafloran en el norte de la sierra de Come-chingones cuya paragénesis Qtz + Pl + Grt+ Crd + Opx + Spl + Sil (símbolos de mi-nerales de Kretz 1983) indica que se debenclasificar dentro de la subfacies de las gra-nulitas piroxénicas. Vale aclarar que estasgranulitas poseen minerales hidratados, flo-gopita, biotita y antofilita, que son clara-mente retrógrados; y además, que no hanalcanzado temperaturas correspondientes alas granulitas de muy alta temperatura don-de se preserva la coexistencia estable y encontacto de Spl + Qtz, o se encuentran mi-nerales de muy alta temperatura como safi-rina u osumulita (Spear 1993).Por otra parte, también se pretende realizarla caracterización petrológica de las granuli-tas piroxénicas que afloran asociadas a losgabros de Sol de Mayo y Suya Taco, analizarsu evolución metamórfica y discutir las im-plicancias de su existencia y evolución en el

contexto de la geología de las Sierras deCórdoba.

MARCO GEOLÓGICO, UBICACIÓNY RELACIONES DE CAMPO DELAS GRANULITAS PIROXÉNICAS

Las granulitas piroxénicas ocurren espacial-mente asociadas a los complejos máficos deSol de Mayo y Suya Taco, ya sea como sep-tos incluidos dentro de los cuerpos gábri-cos, o bien como bancos entre los lentesmáficos. Estos complejos máficos, y conse-cuentemente las granulitas asociadas a losmismos, se localizan en la porción sur-oriental de las Sierras Pampeanas. Más pre-cisamente están ubicados al norte de la sie-rra de Comechigones en inmediaciones delcamino que une las localidades de Yacantocon Athos Pampa (véase Fig.1). La secuen-cia cortical donde se emplaza este magma-tismo está constituida por gneises y migma-titas derivados principalmente de grauvacasaluminosas (Otamendi y Patiño Douce

ALINA M. TIBALDI , JUAN. E . OTAMENDI Y ALEJANDRO H. DEMICHELIS176

Figura 1: Mapa geológico mostrando laubicación de los complejos Sol deMayo y Suya Taco al norte de las sie-rras de Comechingones. La localiza-ción de las muestras usadas en estetrabajo está indicada en cada complejousando los nombres de cada muestra.A la derecha se incluye el contextogeológico de las Sierras Pampeanas; ladistribución de los cinturones orogéni-cos corresponde a Rapela et al.(1998).

Evolución metamórfica de granulitas piroxénicas … 177

2001) con intercalaciones menores de meta-pelitas, mármoles, anfibolitas, cuarcitas ycuerpos ultrabásicos subordinados (Gor-dillo 1979). La suma de datos geocronológi-cos apoyan la idea de que la evolución tec-tono-térmica más importante de esta se-cuencia ocurrió en el Cámbrico inferior, du-rante la orogenia Pampeana (c. 520-530 Ma;Rapela et al. 1998, Sims et al. 1998). Por suparte, las estimaciones de P y T indican queel pico metamórfico regional se alcanzó atemperaturas de equilibrio variables entre800 y 900 ºC y presiones de 7,5 ± 0,5 kbar(Otamendi et al. 1999, 2005). Las relacionesde yacencia observadas entre el magmatis-mo máfico y las fábricas registradas en lasecuencia encajante indican que el magma-tismo máfico se emplazó con posterioridada la deformación D2 y en las etapas tempra-nas del evento de deformación D3 (Ota-mendi et al. 2003). En adición, las datacio-nes absolutas realizadas por el método U-Pb en monacitas, presentes en las rocas gra-nulíticas del complejo Sol de Mayo y en gra-nitos anatécticos generados por la interac-ción del magma máfico con material corti-

cal en el complejo Suya Taco, indican quelos magmas máficos se emplazaron a los 520± 3 Ma (Gromet et al. 2005, Tibaldi 2006). Las rocas granulíticas asociadas al gabro deSol de Mayo se presentan como septos sub-redondeados con diámetros menores al me-tro, o como tabiques de 0,4 a 2 m de anchoy 4 a 40 m de largo, incluidos dentro de las

gabronoritas ferrosas. El contacto entre lagranulita y el gabro es neto, sin observarsebandas de reacción; en este caso, la granuli-ta se caracteriza por la ausencia de bandea-do ya sea mineralógico o textural, y porposeer texturas granoblásticas inequigranu-lares, con porfirismo de granate. Por otrolado, en el complejo máfico de Suya Taco se

Figura 2: (a) Microfotografía correspondiente al dominio rico en Grt-Crd. Se observa un porfiroblasto de granate con bordes reabsorbidos e inclu-siones de biotita e ilmenita, rodeado por un agregado policristalino de cordierita que muestra una clara textura poligonal. (b) Detalle de un porfi-roblasto de granate en contacto con cordierita donde se aprecian las inclusiones concéntricas de sillimanita y las inclusiones de espinela es la zonaexterna del grano. (c) Detalle de un granate anular con el núcleo completamente reabsorbido, precisamente el núcleo está ocupado por cordierita,espinela y estaurolita retrógrada. (d) Microfotografía mostrando la relación textural presente en los dominios ricos en Grt-Crd donde se observangranates subhedros reabsorbidos y en contacto directo con cordierita; por otra parte la cordierita desarrolla texturas simplectíticas con sillimanitay espinela. (e) Detalle de la microfotografía anterior destacando las relaciones texturales observadas entre cordierita, sillimanita y espinela. (f)Microfotografía correspondiente al dominio rico en Opx-Grt, donde se aprecia la presencia de granate subhedro rodeado, a modo de coronas, porortopiroxenos euhedros; además los granos de Grt y Opx están separados entre sí por láminas de un agregado de Pl + Qtz.

Qtz 8,05 16,25 0,33 37,05Pl 12,50 38,25 35,50 14,55Opx 9,86 12,55 3,31 9,40Grt 41,36 15,70 14,94 8,20Ath 8,09 - 8,37 0,30Bt 5,05 9,35 6,68 9,05Ilm 5,91 2,85 3,93 1,40Zrn 0,05 Tr Tr TrSpl 0,23 1,10 0,95 2,15Crd 8,32 3,70 23,03 16,45Sil 0,59 - - 1,45Kfs - 0,25 - -St - - 2,86 -

Muestra SM14 SM34 SM38 ST135

CUADRO 1: Proporción modal de los minerales en las muestras de granulitas de los com-plejos Sol de Mayo y Suya Taco. Abreviaturas según Kretz (1983). Las proporciones moda-les se obtuvieron contando al menos 1200 puntos por muestra.

Tr indica una proporción modal < 0,1 %

encontró un único ejemplar de granulita pi-roxénica la cual se presenta como un cuer-po elongado dispuesto entre las rocas máfi-cas circundantes.

PRINCIPALES RASGOSPETROGRÁFICOS

Las granulitas de Sol de Mayo y Suya Taco,asignables a la subfacies de granulitas piro-xénicas, se caracterizan por presentar, a es-cala de sección delgada, la asociación mine-ral: cuarzo + plagioclasa + granate + orto-piroxeno + cordierita + sillimanita + espi-nela, con biotita o flogopita y antofilitaretrogradas y ausencia de feldespato alcali-no (Cuadro 1). Además, en estas rocasnunca se encuentran en contacto espinela ycuarzo, así como tampoco ortopiroxeno ysillimanita.Por otra parte, las granulitas de ambos com-plejos se caracterizan por presentar en sec-ción delgada dos dominios texturales biendefinidos; el primero distinguido por la pre-sencia dominante del par granate-cordieritay el segundo por el predominio de la asocia-

ción granate-ortopiroxeno. Cabe aclararque el término dominio ha sido usado paradescribir áreas discretas en el cual la mine-ralogía difiere marcadamente de la minera-logía observada en otras áreas espacialmen-te asociadas y a escala de centímetros (véaseSrogi et al. 1993). Los dominios con cordierita-granate pose-en texturas granoblásticas y porfiroblásticas(Fig. 2a), con grandes blastos de granate yuna importante recristalización que generatexturas poligonales a lobulares con granu-lometría variable. Los blastos de granatetienden a concentrarse a lo largo de zonasmelanocráticas, como núcleos formadospor varios cristales euhedros de tamaño pe-queño con gran desarrollo de múltiples in-clusiones de óxido y espinela, o como gran-des porfiroblastos con bordes reabsorbidos.Estos últimos ocasionalmente presentannúcleos poiquilíticos conteniendo biotita,óxidos, espinela y sillimanita cuya concen-tración disminuye hacia los bordes, comoasí también núcleos con inclusiones goticu-lares de plagioclasa. Por otro lado, se obser-van núcleos de granates limpios que contie-

nen sillimanita prismática dispuesta enforma de anillos, las que marcan el límite auna zona o borde externo con presencia deinclusiones de espinela (Fig. 2b), cordieritay óxidos. Algunos cristales de granate tie-nen inclusiones de cuarzo y biotita, mien-tras que otros presentan signos de reabsor-ción en contacto con cordierita (Fig. 2a).Por otra parte, algunos granates presentannúcleos completamente reabsorbidos ocu-pados por cordierita y espinela, con la pre-sencia ocasional de estaurolita (Fig. 2c). Lacordierita ocurre como agregados recristali-zados, a modo de bandas, con texturas poli-gonales a lobulares y tamaño variable, pre-sentando en ocasiones maclados acuñados.Por otro lado, pero en menor proporción,se la observa a modo de cristales amorfoscon cierta elongación, sobre todo en con-tacto con granate, desarrollando extinciónondulosa. Sobre esta base cordierítica seobservan sillimanitas prismáticas orientadasde hasta 1,3 mm. La sillimanita desarrollatexturas simplectíticas con espinela y cor-dierita en íntima relación a los granos degranate que presentan inclusiones de espi-

ALINA M. TIBALDI , JUAN. E . OTAMENDI Y ALEJANDRO H. DEMICHELIS178

Crd- Crd- Opx- Opx- Opx- Opx- Opx- Opx- Crd-Dominio Grt Grt Grt Grt Grt Grt Grt Grt GrtPunto Grt25 Grt212 Grt22 Grt29 Grt45 Opx25 Opx25 Opx44 Opx31 Opx12

núcleo núcleo núcleo núcleo en GrtSiO2 38,18 37,93 38,43 38,32 38,29 SiO2 50,18 49,86 49,90 50,87 50,85TiO2 0,06 0,00 0,02 0,00 0,03 Al2O3 6,10 5,18 4,28 4,97 3,14Al2O3 21,90 22,21 22,64 22,40 22,21 TiO2 0,15 0,13 0,02 0,12 0,04Fe2O3 3,35 1,92 0,26 1,57 2,01 Cr2O3 0,05 0,02 0,09 0,11 0,10CaO 1,43 1,48 1,63 1,06 1,08 FeO* 20,63 22,37 23,85 21,18 22,75MgO 10,21 8,05 10,63 9,50 9,18 Fe2O3 0,00 2,78 2,86 0,96 2,11FeO 27,81 29,73 24,54 28,21 29,08 FeO 19,69 19,75 21,12 20,29 20,74MnO 0,90 1,11 0,99 0,73 0,80 MgO 22,49 21,91 21,24 22,46 22,34Cr2O3 0,00 0,08 0,00 0,20 0,01 MnO 0,17 0,20 0,40 0,12 0,14Total 100,50 100,59 99,14 100,43 100,69 CaO 0,12 0,09 0,14 0,03 0,04

Total 98,95 99,78 99,92 99,88 99,40Si 2,91 2,93 2,95 2,94 2,94Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Si 1,85 1,85 1,86 1,88 1,90Al 1,97 2,02 2,05 2,02 2,01 Al(4) 0,15 0,15 0,19 0,12 0,14Fe+3 0,19 0,11 0,02 0,09 0,12 Al(6) 0,11 0,08 0,00 0,10 0,00Ca 0,12 0,12 0,13 0,09 0,09 Fe+3 0,03 0,08 0,08 0,03 0,06Mg 1,16 0,93 1,22 1,09 1,05 Fe+2 0,61 0,62 0,66 0,63 0,65Fe+2 1,77 1,92 1,58 1,81 1,86 Mg 1,23 1,21 1,18 1,24 1,24Mn 0,06 0,07 0,06 0,05 0,05 Mn 0,01 0,01 0,01 0,00 0,00Cr 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 Ca 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00XMg 0,40 0,33 0,44 0,38 0,36 XMg 0,67 0,66 0,64 0,66 0,66

Muestra SM38 SM38 SM14 SM34 ST135 SM14 SM34 ST135 SM 34 ST135

CUADRO 2: Composición representativa de granate (normalizados a 8 cationes y +24 cargas) y ortopiroxeno (normalizados a 4 catio-nes y +12 cargas).

XMg= Mg/(Mg+Fe) usando átomos por fórmula unidad. Los valores de Fe2O3 fueron estimados utilizando balance de masas y cargas.

Evolución metamórfica de granulitas piroxénicas … 179

nel y óxidos en los bordes (Figs. 2d y 2e). Laplagioclasa aparece como cristales subhé-dricos de grano grueso con maclados acu-ñados y también como agregados recristali-zados de menor tamaño y texturas pseudo-poligonales. El cuarzo es escaso y, cuandose encuentra, es amorfo y forma porfiro-blastos. La biotita normalmente se presentaasociada a granate y posee inclusiones derutilo. Los pocos cristales de ortopiroxenoque se observan suelen estar en la matrizcordierítica y presentan signos de reabsor-ción, quedando como relicto.En los dominios con granate-ortopiroxenose puede diferenciar zonas melanocráticasricas en granate y ortopiroxeno, de zonasleucocráticas constituidas mayormente porplagioclasa y cuarzo (Fig. 2f). El ortopiroxe-no normalmente posee formas euhedras ytiende a agruparse y/o disponerse a modode coronas alrededor del granate separadode este último, en ocasiones, por finas lámi-nas de cuarzo y plagioclasa. Algunas vecesdesarrolla bordes de reabsorción y transfor-mación a antofilita y biotita. Los porfiro-blastos de granate son subhedros y tienenbordes de reabsorción. Normalmente pose-en núcleos libres de inclusiones y bordespoiquilíticos con aumento modal de lasinclusiones hacia el borde del porfiroblasto.Los minerales incluidos en granates son:biotita, plagioclasa, sillimanita (dispuestageneralmente en forma anular), ortopiroxe-no, cuarzo y una gran cantidad de óxidosconcentrados en los bordes. En ocasionesposeen bahías ocupadas por cuarzo y anto-filita. La plagioclasa se presenta en cristalessubhedros de grano medio y, cuando seagrupan cristales, muestra una textura poli-gonal con disminución del tamaño de gra-no. La proporción modal de plagioclasa esvariable, encontrándose dominios casi com-pletamente formados por este mineral. Endominios con ortopiroxeno y granate, elcuarzo es anhedro, aparece en mayor pro-porción modal y tiende a estar asociado agranate; además, ocasionalmente forma cin-tas que parcialmente rodean a granate. Laantofilita está texturalemente asociada al or-topiroxeno, o bien se la encuentra comoagregados radiales coroníticos de ampliadistribución alrededor de granate donde elortopiroxeno está ampliamente reabsorbi-do.

Crd-

Crd-

Crd-

Crd-

Crd-

Cr

d-Cr

d-Cr

d-Cr

d-Cr

d-Cr

d-Cr

d-Do

min

ioGr

t Gr

tGr

tGr

tGr

tOp

xOp

xOp

xOp

xOp

xOp

xOp

xPu

nto

Crd1

2Cr

d23

Crd6

2Cr

d12

Crd2

3Bt

21Bt

11Bt

21Bt

31Bt

41Sp

l13

Spl1

3Sp

l34

Spl2

6Sp

l13

Spl2

2Sp

l23

cerc

a Op

xen

Spl

/Grt

en G

rten

Crd

en G

rten

Crd

en C

rden

Grt

SiO 2

49,6

348

,93

48,8

248

,64

48,6

4Si

O2

38,7

937

,31

38,6

738

,97

37,6

0Si

O 20,

000,

020,

000,

000,

000,

010,

03Ti

O 20,

000,

000,

030,

000,

00Ti

O 23,

223,

383,

941,

704,

25Ti

O 20,

000,

010,

000,

070,

060,

000,

00Al

2O3

34,1

934

,38

33,8

133

,76

34,2

0Al

2O3

17,2

717

,17

18,3

317

,93

16,6

4Al

2O3

60,1

560

,91

61,9

359

,44

59,9

660

,82

61,6

8Fe

2O3

0,90

0,00

0,00

0,00

0,00

MgO

17,5

117

,11

16,7

117

,73

14,7

4Fe

2O3

2,68

2,67

2,71

2,64

2,64

2,65

2,72

FeO

3,01

3,63

3,96

5,26

4,06

MnO

0,00

0,03

0,00

0,06

0,05

FeO

25,8

521

,88

18,2

222

,52

27,2

425

,06

23,0

7M

gO12

,01

11,7

311

,37

10,6

611

,50

CaO

0,02

0,05

0,01

0,22

0,05

MgO

8,52

9,13

11,5

07,

576,

768,

2010

,59

MnO

0,05

0,03

0,00

0,03

0,03

Na2O

0,36

0,01

0,01

0,19

0,01

MnO

0,07

0,00

0,06

0,07

0,12

0,00

0,01

CaO

0,02

0,10

0,04

0,00

0,02

K2O

8,87

8,58

8,91

7,77

9,14

Cr2O

30,

140,

340,

630,

880,

310,

070,

19Na

2O0,

100,

180,

120,

050,

03F

0,16

0,11

0,05

0,00

0,19

ZnO

2,57

3,80

4,00

6,56

2,41

1,49

1,46

Tota

l99

,91

98,9

798

,14

98,4

898

,49

Tota

l10

0,73

95,1

095

,88

96,3

896

,06

Tota

l99

,98

98,5

598

,95

99,6

499

,28

98,1

599

,62

Si2,

782,

722,

762,

792,

75Si

0,00

0,00

0,00

0,00

0,00

0,00

0,00

Si4,

914,

884,

924,

924,

88Al

(4)

1,22

1,28

1,24

1,21

1,25

Ti0,

000,

000,

000,

000,

000,

000,

00Ti

0,00

0,00

0,00

0,00

0,00

Al(6

)0,

230,

200,

300,

300,

19Al

1,95

1,98

1,97

1,95

1,97

1,99

1,96

Al3,

994,

044,

024,

024,

05Ti

0,17

0,19

0,21

0,09

0,23

Fe+

30,

060,

060,

060,

060,

060,

060,

06Fe

+3

0,07

0,00

0,00

0,00

0,00

Fe+

20,

610,

690,

550,

690,

82Fe

+2

0,59

0,50

0,41

0,52

0,63

0,58

0,52

Fe+

20,

250,

300,

330,

440,

34M

g1,

871,

861,

781,

891,

61M

g0,

350,

380,

460,

310,

280,

340,

43M

g1,

771,

741,

711,

611,

72Va

c 0,

110,

050,

150,

020,

14M

n0,

000,

000,

000,

000,

000,

000,

00M

n0,

000,

000,

000,

000,

00Na

0,05

0,00

0,00

0,03

0,00

Cr0,

000,

010,

010,

020,

010,

000,

00Ca

0,00

0,01

0,00

0,00

0,00

K0,

810,

800,

810,

710,

85Zn

0,05

0,08

0,08

0,13

0,05

0,03

0,03

Na0,

010,

020,

010,

000,

00F

0,04

0,03

0,01

0,00

0,04

X Mg

0,35

0,39

0,49

0,32

0,29

0,36

0,44

X Mg

0,88

0,85

0,84

0,78

0,83

X Mg

0,75

0,73

0,76

0,73

0,66

X Zn

0,05

0,08

0,08

0,14

0,05

0,03

0,03

Mue

stra

SM14

SM34

SM 3

8ST

135

ST13

5SM

14SM

34SM

34SM

38ST

135

SM14

SM34

SM34

SM 3

8ST

135

ST13

5ST

135

CU

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3: C

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11

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car

gas.

QUÍMICA MINERAL

Granate: Independiente de la asociaciónmineral, los porfiroblastos de granate sonuna solución sólida dominada por almandi-no y piropo con bajos contenidos de grosu-laria y espesartina. La relación del XMg (conXMg = Mg/Fe+Mg) presenta valores rela-tivamente constantes a lo largo de losnúcleos. Lo más notable es que los valoresde XMg (0,36 a 0,45) medidos en los núcle-os son sistemáticamente superiores a aque-llos determinados en los bordes del cristal.En general, se encuentra que XMg disminu-ye un 0,04 desde núcleo a borde (Cuadro 2).Por otro lado, la relación XMg en granatesanulares con núcleos reabsorbidos total-mente es del orden de 0,31 e inferiores a lade los porfiroblastos. El porcentaje de gro-sularia (= Ca/3 x 100) en los granates pre-senta valores mínimos en los núcleos deporfiroblastos donde es de alrededor de 2,5%, en tanto que grosularia incrementa hacialos bordes de los cristales donde presentavalores que oscilan entre 2,7 y 4,0 %. Laconcentración de MnO, considerando todaslas muestras, posee valores relativamentebajos, sin mostrar además ninguna varia-ción sistemática.Plagioclasa: El rasgo químico saliente de la

plagioclasa es que la concentración de anor-tita posee variaciones significativas en lasdiferentes muestras (Cuadro 4). En general,se aprecia que el porcentaje de anortita varíaentre 39 % y 47 %. Sin embargo, se debenotar que ocasionalmente, aparecen indivi-duos con contenidos inferiores y variablesde anortita de entre 28 % y 33 %. Además,es importante notar que, en términos gene-rales, el porcentaje de anortita en la plagio-clasa es levemente superior en los dominioscon cordierita-granate que en aquellosdominios donde predominan la asociaciónortopiroxeno-granate. Otro punto a remar-car es el incremento en las concentracionesde anortita en la plagioclasa que se encuen-tra en contacto con granate; sin embargo yen contraposición a esto, también se haobservado que el porcentaje de anortita enlos individuos incluidos en granate es com-parativamente inferior a las concentracio-nes de anortita en el resto de los blastos deplagioclasa.Ortopiroxeno: La composición del ortopiro-xeno es semejante en todos los dominios eindependiente de la asociación mineral. Enparticular la relación XMg es monótona yvaría entre 0,63 - 0,68. La abundancia deAl2O3 también es relativamente uniforme ysu concentración varía entre 4,17 y 6,10 %

p/p. Vale notar que se han medido abun-dancias de Al2O3 (3,14 - 4,5 % p/p) meno-res en ortopiroxeno incluido en granate(Cuadro 2). Cordierita: La cordierita de las granulitas deSol de Mayo y Suya Taco se caracteriza porser altamente magnesiana. La relación XMgen los porfiroblastos de cordierita varíaentre 0,78 y 0,88, alcanzando los valoresmás altos en los granos que se encuentranen contacto con ortopiroxeno o granate.Por otra parte, los granos incluidos tanto engranate como ortopiroxeno, presentan va-lores en la relación XMg variables entre 0,83y 0,85 y se superponen con el rango com-posicional de los porfiroblastos (Cuadro 3).Espinela: Las espinelas se caracterizan porser una solución sólida entre hercinita(FeAl2O4) y espinela (MgAl2O4). Sin em-bargo, presentan porcentajes significativosdel miembro final gahnita rico en cinc(ZnAl2O4) que alcanza hasta el 14%. Unacaracterística distintiva de este mineral esque cuando está como granos incluidos encordierita presentan relaciones XMg (0,29-0,39) notablemente inferiores a los de losgranos que se encuentran incluidos en gra-nate, donde XMg varía entre 0,44 y 0,49(Cuadro 3).Biotita y flogopita: En general este mineral secaracteriza por presentar contenidos enTiO2 variables entre 3,2 y 4,5 % p/p, mode-rados si se tiene en cuenta el grado meta-mórfico. Sin embargo, en la granulita SM38el contenido de TiO2 (1,6-1,8 % p/p) esmarcadamente inferior, hecho que sugiereque en esta granulita la biotita es retrograda.La relación XMg es normalmente superior a0,70, por ende se corresponde con el cam-po de las flogopitas (Deer et al. 1996). Sinembargo, la mica de la granulita de SuyaTaco generalmente presenta una relaciónXMg variables entre 0,63 y 0,72; por lo cualcruza el límite del campo biotita y flogopi-ta. Las concentraciones de Al2O3 varíanentre 16,6 y 18,3 % p/p, observándose quela concentración de Al2O3 disminuye en lasbiotitas que se encuentran incluidas en gra-nate (Cuadro 3).

RELACIONES TEXTURALES E HIS-TORIA DE REACCIÓN

Las texturas de reacción preservadas en las

ALINA M. TIBALDI , JUAN. E . OTAMENDI Y ALEJANDRO H. DEMICHELIS180

Crd- Crd- Opx- Opx- Opx- Opx- Opx-Dominio Grt Grt Grt Grt Grt Grt GrtPunto Pl11 Pl11 Pl31 Pl22 Pl23 Pl13 Pl32

en GrtSiO2 56,58 58,69 58,52 58,43 59,22 56,74 59,05Al2O3 29,09 25,19 27,03 26,86 24,41 26,07 26,49FeO 0,09 0,02 0,09 0,17 1,08 0,00 0,00CaO 9,86 6,42 8,10 7,85 5,38 8,87 7,95Na2O 6,14 0,10 6,56 6,82 0,23 0,01 0,11K2O 0,02 8,06 0,04 0,10 7,42 6,22 6,77BaO 0,00 0,01 0,05 0,00 0,03 0,00 0,00Total 101,8 98,55 100,3 100,2 98,46 97,96 100,37

Si 2,50 2,66 2,60 2,60 2,69 2,59 2,62Al 1,51 1,34 1,42 1,41 1,31 1,40 1,39Ca 0,47 0,31 0,39 0,37 0,26 0,43 0,38Na 0,53 0,71 0,57 0,59 0,65 0,55 0,58K 0,00 0,01 0,00 0,01 0,01 0,00 0,01Ba 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00XCa 0,47 0,30 0,40 0,39 0,28 0,44 0,39

Muestra SM14 SM34 SM14 SM14 SM34 SM38 ST135

CUADRO 4: Composición representativa de plagioclasa (normalizada a 5 cationes y +8oxígenos).

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

Evolución metamórfica de granulitas piroxénicas … 181

granulitas asociadas a los complejos máfi-cos Sol de Mayo y Suya Taco pueden seratribuidas a diferentes estadios de la evolu-ción metamórfica. Se ha podido establecerque todas las granulitas piroxénicas presen-tan paragénesis, relaciones texturales y mi-neraloquímica similares; no obstante, lascondiciones de metamorfismo varían de uncomplejo máfico al otro. En términos gene-rales, en todas las granulitas se ha reconoci-do una etapa temprana de formación degranate, seguida por la generación de cor-dierita, mineral que en gran parte se generacomo resultado de la destrucción de grana-te (Fig. 2a). La presencia de inclusiones deplagioclasa, biotita y anillos concéntricos desillimanita dentro de granates (Fig. 2b) su-gieren que este último se formó y creciódentro del campo de estabilidad de la silli-manita durante la etapa de calentamiento.El mecanismo que mejor explicaría la gene-ración de porfiroblastos de granate y las re-laciones texturales es una reacción de fu-sión del tipo:

Qtz + Pl (An40) + Bt ± Sil < > fundido +Grt + Pl (An47) ± Opx ± Ilm (R1)

Esta reacción también es consistente con o-tras observaciones, tales como: la baja pro-porción modal de cuarzo y biotita progra-dante, la ausencia de feldespato potásico, lapresencia de ilmenita como mineral opacodominante y el incremento de la moléculade anortita en los bordes de plagioclasas.Esta reacción fue comprobada experimen-talmente por Stevens et al. (1997) quienes,precisamente, comprueban que la forma-ción conjunta de granate y ortopiroxenocomo productos de la fusión parcial se pro-ducirá en composiciones de grauvacas alu-minosas y a temperaturas superiores a los850 ºC. Para esta etapa, la ausencia de inclu-siones orientadas dentro de granate indica-ría que esta fase cristalizó bajo condicionesestáticas de calentamiento.Por otro lado existe una relación texturalentre granate y ortopiroxeno que muestra eldesarrollo de texturas donde el granate esrodeado por ortopiroxeno pero separadode este por finos agregados de plagioclasa ycuarzo (Fig. 2f). Esta textura no se puedeadscribir directamente a la reacción de fu-sión (R1); por el contrario, sugiere que se

estableció un equilibrio sólido-sólido entregranate y ortopiroxeno mediante la reac-ción:

Grt + Qtz < > Opx + Pl (R2)

Un punto contradictorio es la presencia deinclusiones de ortopiroxeno dentro de gra-nate, característica que sumada al incre-mento de cuarzo en los dominios ricos enortopiroxeno (los cuales desarrollan unamarcada asociación con granate), serían evi-dencias texturales para inferir que la direc-ción de la reacción (R2) avanzó hacia losreactivos (tal cual está planteada) en algúnestadio temprano de la evolución petrológi-ca de estas rocas.La inexistencia de relaciones texturales en-tre ortopiroxeno y sillimanita indicaría quelas granulitas estudiadas nunca cruzaron allado de alta presión de la reacción:

Grt +Crd < > Opx + Sil +Qtz (R3)

Las texturas de reacción que reflejan el con-sumo parcial de granate sólo se produjeronen el dominio textural rico en granate, porel contrario no se produjo ningún cambiomineralógico apreciable en los dominios ri-cos en ortopiroxeno, hecho que sugiere quecuando las granulitas volvieron a estar pordebajo del "solidus" las reacciones se dieronsólo en los dominios texturales donde coe-xistían fases reactivas (véase Srogi et al.1993). La aparición de cordierita y las rela-ciones texturales observadas entre granate ycordierita, tales como inclusiones de espine-la rodeados de cordierita dentro de granate,el crecimiento de cordierita alrededor degranate con inclusiones de espinela (Fig. 2d)indican claramente que la generación decordierita estaría relacionada a procesos queinvolucran la destrucción o reabsorciónparcial de granate mediante las siguientesreacciones:

Grt + Sil + Qtz < > Crd (R4)Grt + Sil < > Spl + Crd (R5)

Finalmente el desarrollo de texturas sim-plectíticas entre sillimanita, cordierita y es-pinela observadas en las granulitas, donde lasillimanita está rodeada por coronas de cor-dierita que la separan de la fase espinela

(Fig. 2e), podrían ser también atribuidas a lareacción (R5). Por otra parte, el desarrollode cordierita alrededor de ortopiroxeno in-dica que cordierita, al menos en parte, seformó en relación tardía respecto de ortopi-roxeno, pero no se puede deducir de lasrelaciones texturales cuál es el mecanismoque explica la participación de ortopiroxenoen la formación de cordierita.

ESTIMACIÓN DE LAS CON-DICIONES DE PRESIÓN YTEMPERATURA DE META-MORFISMO

La estimación de las máximas condicionesde presión y temperatura que experimenta-ron las granulitas estudiadas es dificultosapor varias razones. En primer lugar, y de-jando de lado aquellos factores intrínsecosde los barómetros y termómetros calibra-dos a partir de experimentos o de bases dedatos termodinámicos, el principal proble-ma es que muchos minerales son solucionessólidas y, por lo tanto desarrollan zonaciónquímica. Esta zonación es el resultado de lacombinación de diversos mecanismos, talescomo crecimiento en la interfase, difusióniónica intracristalina e intercambio iónicointragranular, por lo que la zonación nosólo depende de los cambios en las varia-bles intensivas sino también de los procesosde transferencia de masa y de la cinética dela reacción (Spear 1993, Pattison et al. 2003).Sumado a esto, está el hecho de que lasreacciones que involucran intercambio ióni-co presentan una temperatura de cierreinferior a aquellas que progresan generandocambios en la estructura mineralógica (nettransfer reaction), por lo tanto el análisis de losintercambios de Fe-Mg no necesariamenteindicará temperaturas asociadas al pico tér-mico (Frost y Chacko 1989. Fitzsimon yHarley 1994). En particular, las granulitasaquí estudiadas presentan hasta cinco fasesferromagnesianas, las cuales pueden habersufrido un importante reseteo complejodurante el enfriamiento. Por lo tanto, para calcular las condicionesde P y T se utilizó, en primer lugar, el pro-grama (RCLC) presentando por Pattison etal. (2003), el cual no sólo permite involucrartodos los minerales ferromagnesianos enlos cálculos, sino que también permite esti-

ALINA M. TIBALDI , JUAN. E . OTAMENDI Y ALEJANDRO H. DEMICHELIS182

mar las temperaturas asociadas al pico tér-mico. Esto es posible dado que dicho pro-grama se basa en el método de restituciónde las concentración de Fe y Mg de cadafase usando un procedimiento teórico basa-do en la convergencia del termómetro deintercambio Fe-Mg y del termómetro basa-do en la concentración de Al2O3 en ortopi-roxeno en equilibrio con granate, dandopor consiguiente una estimación térmicapróxima a la temperatura de cierre del alu-minio.En segundo lugar, con la finalidad de eva-luar los intercambios durante una etapa deretrogrado, se tomaron los minerales ferro-magnesianos de a pares y, luego, se estima-ron las diferentes temperaturas de inter-cambio de Fe-Mg, utilizando concentracio-nes de núcleos y bordes para cada par deminerales ferromagnesianos. Para este últi-mo procedimiento, el equilibrio fue calcula-do usando las propiedades termodinámicasen el estado estándar de Berman (1990) pa-ra micas trioctaédricas; Berman y Arano-vich (1996) para granate, ortopiroxeno ycordierita; Berman (1988) para las otrasfases. En tanto que se usaron los siguientesmodelos para soluciones sólidas con com-portamiento no ideal: Berman (1990) y Ber-man y Aranovich (1996) para granate, orto-piroxeno y cordierita. Las condiciones barométricas de cristaliza-ción de estas rocas se estimaron utilizandoel vector de intercambio de Fe-Mg entre losmiembros extremos de la reacción:

2[(Mg, Fe)3Al2Si3O12]Grt + [Ca3Al2Si3O12] Grt+3SiO2 < > 3[CaAl2Si2O8]Pl + 6[(Mg,Fe)SiO3]Opx

y su corrección modificando arbitrariamen-te la relación de Fe/(Fe+Mg) en función dela solubilidad de aluminio en ortopiroxeno(para más detalle ver Otamendi et al. 2003).Consecuentemente, las presiones determi-nadas se corresponden con las máximastemperaturas observadas en las granulitaspiroxénicas.Para los cálculos anteriormente menciona-dos se utilizaron composiciones representa-tivas de minerales (Cuadro 2, 3 y 4) y tam-bién se tuvieron en cuenta la moda mineralpara cada litología (Cuadro 1). Las estima-ciones de P y T en las granulitas estudiadas

reproducen un resultado esperado en rocasde alta temperatura, esto es, las temperatu-ras estimadas en base a la solubilidad del Alen ortopiroxeno (Fe-Mg-Al corregida) sonmarcadamente superiores a aquellas deter-minadas mediante el intercambio de Fe-Mgsin corregir (Cuadro 5). Otro aspecto gene-ral de relevancia de los resultados es que seobserva que las condiciones de P y T deter-minadas para las granulitas asociadas al ga-bro Sol de Mayo son superiores, sin sola-parse, a las condiciones registradas por lagranulita de Suya Taco.Las máximas temperaturas calculadas, usan-do el programa para obtener convergenciaen los termómetros de Pattison et al. (2003),varían entre 920 ºC y 939 ºC (paragénesiscon biotita y sin biotita respectivamente) ypresiones variables de entre 8,2 y 8,8 kbar(muestra SM14, Cuadro 5). Las restantesgranulitas estudiadas dentro del mismocomplejo máfico dan condiciones de tem-peraturas (862 - 887 ºC) y presiones (7,1 y7,8 kbar) semejantes, pero levemente inferio-res a las determinadas en la muestras SM14.Tal como se mencionó, la condiciones de Py T estimadas en la granulita piroxénica

encontrada en el complejo máfico de SuyaTaco son distintas y menores a las de lasgranulitas anteriores, en la muestra (ST135)de Suya Taco las temperaturas calculadasvarían entre 730-780 ºC, y convergen a pre-siones de 5,8 ± 1 kbar. Es preciso remarcarque la granulita piroxénica de Suya Tacobrinda resultados de P y T similares, y porende consistentes con los calculados enotras granulitas de esta región y que no pre-sentan la coexistencia de cordierita, granatey ortopiroxeno (véase Otamendi et al.2003). Las temperaturas de equilibrio basados enel intercambio de Fe-Mg para diferentespares de minerales ferromagnesianos enambos complejos sólo fueron calculadas enaquellas rocas que mostraban equilibrioentre las fases y, todo el rango de tempera-turas obtenidas para cada par se muestra enla figura 3. Las temperaturas obtenidas me-diante el intercambio de Fe-Mg entre Opx-Grt tienen un amplio rango de variación(680 - 910 ºC), y además, en términos gene-rales son comparativamente inferiores a lasestimadas mediante la solubilidad de Al2O3en ortopiroxeno coexistente con granate.

Fe-Al Fe-Mg-Alsin corregir corregido

Con Bt SM34 Grt29Pl11Opx25Crd23Bt21 750 862 7,8Con Bt SM14 Grt22Pl31Opx25Crd12Bt21 836 920 8,2Con Bt ST135 Grt45Pl32Opx44Crd12Bt41 703 773 5,8Con Bt SM38 Grt25Pl13Opx25Crd62Bt21 754 887 7,1Sin Bt SM34 Grt29Pl11Opx25Crd23 750 875 7,7Sin Bt SM14 Grt22Pl31Opx25Crd12 847 939 8,8Sin Bt ST135 Grt45Pl32Opx44Crd12 703 784 5,7Sin Bt SM38 Grt25Pl13Opx25Crd62 754 864 7,1

Muestra Minerales Temperatura (ºC) P(kbar)

CUADRO 5: Condiciones de T y P obtenidas con el programa de Pattison et al. (2003).

XAl = Al/2 para 6 oxígenos en Opx (modelo 2 de Pattinson et al. 2003).Los números que se presentan como subíndices en los minerales hacen referencia al punto anali-zado y presentado en los cuadros 2 al 4.

Figura 3: Cuadro comparativo de las tempe-raturas estimadas mediante el intercambiode Fe-Mg entre distintos pares de mineralesferromagnesianos; los detalles del métodousado para estimar T se presentan en eltexto.

183

Las temperaturas de intercambio para Fe-Mg en el par Crd-Grt presentan un rangode variación relativamente acotado entre674 ºC y 856 ºC, estas estimaciones mues-tran además cierta superposición con lastemperaturas más bajas determinadas parael par Opx-Grt. El hecho que las máximastemperaturas obtenidas para el intercambiode Fe-Mg entre Crd-Grt se encuentren pordebajo de aquellas determinadas para Grt-Opx podría sugerir que la generación decordierita es posterior a la generación gra-nate y ortopiroxeno, observación consisten-te con las relaciones texturales. Por otraparte, las temperaturas de equilibrio deter-minadas entre Crd y Spl son muy bajas (405- 572 ºC) y sugieren que espinela cristalizócon posterioridad a ortopiroxeno y granate,y sincrónica o relativamente tardía en rela-ción con cordierita.

APLICACIÓN DE GRILLAS PETRO-GENÉTICAS PARA UBICAR LAREACCIÓN EN EL ESPACIO P - T.

Todas las granulitas piroxénicas estudiadasen este trabajo podrían ser completamentedescriptas en el sistema K2O-N2O-CaO-F e O - M g O - A l 2 O 3 - S i O 2 - H 2 O(KNCFMASH). Sin embargo, si considera-mos que Na está casi complemente conte-nido por plagioclasa, en tanto que Ca estáinvolucrado únicamente en el equilibrio en-

tre plagioclasa y granate, y el papel del H2Orequiere de un tratamiento termodinámicoque escapa a los alcances de este trabajo, eltratamiento de las rocas estudiadas se redu-ce a las grillas construidas para el espacioKFMAS (Spear 1993). La inclusión de K eneste sistema responde fundamentalmente ala necesidad de incluir dos fases que nor-malmente ocurren coexistiendo o alterna-das en las granulitas, biotita y feldespatopotásico (Hensen y Harley 1990). Dado quelas granulitas no contienen feldespato potá-sico y que en gran medida la biotita tiene unorigen retrógrado, el análisis de dichas rocaspuede ser realizado con un grado de certi-dumbre razonable en el sistema FMAS. En desarrollo de grillas petrogenéticas den-tro del sistema FMAS (FeO-MgO-Al2O3-SiO2) aplicables a granulitas de moderada aalta temperatura (> 800 ºC) se inició a par-tir del trabajo de Hensen (1971). Este autorconstruyó una grilla en la cual los puntosinvariantes safirina-ausente [Spr], granate-ausente [Grt] y cordierita-ausente [Crd] e-ran metaestables. Sin embargo, Vielzeuf(1983) destacó que dicha grilla no explicabala presencia de Grt, Crd y Spr en ejemplosnaturales, como así también en datos expe-rimentales, sugiriendo una grilla alternativadonde la estabilidad de espinela + cuarzo ysafirina + cuarzo no se superponen. Estaconclusión fue criticada y revisada porHensen (1986), quién demostró que sí exis-

tía superposición entre dichos campos, aun-que explícitamente admitiendo la posibleestabilidad del punto invariante safirina-ausente [Spr]. Asimismo, Hensen (1986) ar-gumentó que la incorporación de Fe+3 en elespinela bajo condiciones de alta fugacidadde oxígeno, provoca un crecimiento delcampo de estabilidad de cuarzo + espinelalo que causa la inversión topológica de lagrilla que él había desarrollado (e.g. Hensen1971) y, la consecuente estabilización de lospuntos [Spr], [Crd] y [Grt]. Cabe aclarar quelas grillas desarrolladas por Hensen fueronconstruidas bajo la premisa de que XMg de-crece siguiendo el orden Crd > Spr > Opx> Spl > Grt, que las presiones son altas ylas composiciones totales magnesianas.Subsecuentemente, Harley (1996) estipulaque el incremento de Zn en la espinelaexpande el campo de estabilidad de coexis-tencia Qtz + Spl, mientras que Ellis et al.(1980) sugieren el mismo comportamientopara composiciones totales ricas en hierro(XMg < 0,60). Lo más importante para esteestudio es que los últimos autores demues-tran que en granulitas generadas bajo condi-ciones de baja fugacidad de oxígeno, la safi-rina sólo aparece en composiciones totalesmuy magnesianas y, por ende, demuestranque el invariante safirina-ausente [Spr] en elsistema simple FMAS es estable.Al estudiar granulitas con espinela y sin safi-rina, como las estudiadas aquí, Sengupta et

Evolución metamórfica de granulitas piroxénicas …

Figura 4: (a) Grilla petrogenética parcial para el sistema FeO-MgO-Al2O3-SiO2 (FMAS). La orientación de las reacciones univariantes asociadas elpunto invariante [Spr] han sido tomadas de Sengupta et al. (1991), es-tas reacciones son significativas para explicar las paragénesis en-contradas en lasgranulitas estudiadas. En la grilla, la ubicación relativa de los puntos invariantes [Spr], [Crd] y [Grt] corresponde a la grilla propuesta por Hensen(1986). (b) Detalle del equilibrio univariante (Opx-Spr) y de las reacciones divariantes que emergen desde esta reacción univariante.

al. (1991) desarrollaron una grilla en el sis-tema FMAS para granulitas donde el inva-riante [Spr] es estable, además necesaria-mente consideran que el XMg de los mine-rales decrece en el siguiente orden Crd >Opx > Grt = Spl, el cual se diferencia delorden de las grillas desarrollas por Hensen(1986) ya que se invierte la relación XMg deGrt y Spl. Este comportamiento se alcanzaa altas temperaturas y bajas presiones paracomposiciones ricas en hierro, las cualesson típicas de paragénesis en donde safirinano está presente. Estos últimos autoresextienden la discusión al hecho de que laestabilización del punto invariable Spr-ausente no sólo depende de la fugacidad deoxígeno, sino también de la presencia de Zny de la relación Mg/Fe, deduciendo asimis-mo que los dos últimos factores puedenpredominar por sobre la alta fugacidad deoxígeno. La ausencia de safirina en las gra-nulitas estudiadas implica que dentro delsistema FMAS estas granulitas se encuen-tran dentro del espacio P y T donde elpunto invariable safirina-ausente [Spr] esestable. Por otra parte, las granulitas piroxé-nicas aquí tratadas se caracterizan por pre-sentar composiciones con una relación XMg(c. 0,55) intermedia, concentraciones varia-bles de gahnita en la espinela (Cuadro 3) yuna baja fugacidad de oxigeno reflejada porel hecho de que ilmenita es el único óxidopresente (Cuadro 1); en consecuencia, lagrilla propuesta por Sengupta et al. (1991) esapropiada para analizar la evolución de las

granulitas estudiadas en este trabajo (Fig.4a).Aplicando la grilla de Sengupta et al. (1991)y considerando las reacciones deducidas(R4 y R5) en las granulitas piroxénicas, queaparecen en los dominios ricos en granate ycordierita, la evolución de estas rocas esta-ría restringida al campo que queda entre lasreacciones univariantes Qtz-ausente y Opx-ausente en el sistema FMAS, y para el inva-riante Spr-ausente (Figs. 4a y 4b). Particu-larmente, la asociación mineral Grt-Sil-Spl-Crd-Qtz, observada ampliamente, puedeevolucionar a través de dos de las cuatroreacciones divariantes que emergen de lareacción invariante Opx-ausente (Grt + SilSpl + Crd + Qtz) y que son significativaspara explicar el desarrollo de las texturas dereacción en estas rocas. Las relaciones tex-turales tales como las inclusiones de cordie-rita y espinela dentro de granate (R5, Fig.2b) y las coronas de cordierita alrededor degranate (R6, Figs. 2b y 2d) indican que estosdominios evolucionaron en el campo deestabilidad de la cordierita, pero en condi-ciones térmicas inferiores a aquellas corres-pondiente al campo de coexistencia decuarzo y espinela (Fig. 4b), ya que en ningúncaso estas dos fases minerales se han en-contrado en contacto mutuo, y por consi-guiente nunca cruzaron al lado de alta tem-peratura del invariante Opx-ausente (Fig.4b). Además, considerando las observacio-nes texturales, la química mineral y las esti-maciones de termometría y barometría, se

puede inferir de manera general la evolu-ción P-T de las granulitas. Vale en principionotar que la evolución progradante, queocurrió en el campo de estabilidad de lasillimanita y resultó en la generación y cre-cimiento de granate y ortopiroxeno comofases peritécticas, no puede ser proyectadaen el sistema FMAS en sentido estricto. Noobstante, la posición de esta reacción defusión en el espacio P-T es bien conocida(Fig. 5). Las granulitas, que en realidad sonun residuo de la fusión anterior, tienen unaevolución posterior caracterizada en suetapa temprana por descompresión congeneración de ortopiroxeno y plagioclasapor la reabsorción del granate y cuarzo(R2), reacción que no se puede proyectar enel espacio FMAS que no contiene Ca. Co-mo la reacción (R2) es más notable en do-minios ricos en ortopiroxeno, no se puedeestablecer su relación temporal con las otrasreacciones que registran la descompresión ysí se restringen al sistema FMAS (R4 y R5,Fig. 5). La descompresión explicaría la ge-neración de cordierita y espinela a expen-sas de la reabsorción del granate y sillima-nita (Fig. 5).

DISCUSIÓN YCONCLUSIONES

La evolución de las granulitas piroxénicasaparece como una trayectoria en el sentidode las agujas del reloj (clockwise) como seobserva en la figura 5. No obstante, el he-cho de que estas rocas estén incluidas enrocas ígneas máficas, no permite, en princi-pio, considerar que la evolución de las gra-nulitas refleja la evolución tectono-térmicade la secuencia metamórfica del la sierra deComechingones en su conjunto.Las temperaturas máximas (> 850 ºC) regis-tradas por estas granulitas no reflejan otracosa que el hecho que estas rocas fueronrodeadas por magmas máficos. Sin embar-go, la forma de la trayectoria P-T post-picometamórfico, la cual es dominada por des-compresión, no muestra una evolución típi-ca a aquella observada en granulitas asocia-das a intrusiones máficas que evolucionanpor enfriamientos isobárico (Harley 1990,Bohlen 1991). Por otra parte, aunque la sen-da evolutiva es similar en ambos complejos,las condiciones máximas de presión alcan-

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Figura 5: Trayectoriade P-T estimada paralas granulitas piroxéni-cas de los complejosSol de Mayo y SuyaTaco. La ubicación dela reacción de fusiónha sido determinadamediante los resultadoexperimentales presen-tados por Stevens et al.(1997), en tanto que laubicación en el espacioP-T de las reaccionesretrogradas se realizóusando la figura 4.

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zadas en el complejo Suya Taco son signifi-cativamente inferiores a aquellas alcanzadaspor las granulitas piroxénicas del complejoSol de Mayo. La descompresión isotérmica registrada enlas granulitas piroxénicas podría ser hipoté-ticamente atribuida a diferentes procesos.En primer lugar, y de acuerdo a las eviden-cias de yacencia, podría reflejar diferentesestadios durante el ascenso del magmatis-mo máfico luego de la incorporación de losxenolitos de rocas metamórficas que setransformaron en granulitas. En segundolugar, y teniendo en cuenta el ambiente oro-génico donde los magmas máficos fueronemplazados, dicha evolución podría res-ponder, tal como convencionalmente se lointerpreta, a los últimos estadios de evolu-ción termal de una corteza continental en-grosada, que evoluciona por procesos deadelgazamiento tectónico, más que por pro-cesos erosivos, los cuales operan en perío-dos de tiempo más cortos y pueden repro-ducir más fidedignamente las trayectoriasde P-T determinadas en estas rocas granulí-ticas (Harley 1990). Una tercera posibilidad,es la conjunción de ambos procesos. Sinembargo, la similitud en las presiones ob-servadas en las granulitas piroxénicas y lasmigmatitas regionales indicaría que la evo-lución dominada por descompresión res-ponde principalmente al alzamiento de todala columna estratigráfica.En cualquier caso, las granulitas piroxénicasproveen evidencia concreta para determinarel nivel de emplazamiento de los cuerposmáficos circundantes, y en consecuenciaestablecer que el magmatismo máfico delcomplejo Sol de Mayo fue emplazado enniveles corticales más profundos que aque-llos en los cuales se emplazaron las rocasmáficas del complejo Suya Taco. La presión media determinada en las granu-litas asociadas al gabro Sol de Mayo (~ 8kbar) es similar, dentro de la incertidumbrede los barómetros, a las presiones máximasobtenidas en las rocas migmáticas del nortede la sierra de Comechingones (Otamendiet al. 1999) y, en consecuencia se puede asu-mir que la intrusión de este complejo máfi-co es aproximadamente coetánea con elpico bárico de las migmatitas regionales.Por otro lado, en las granulitas piroxénicasasociadas al magmatismo máfico del com-

plejo Suya Taco se han determinado presio-nes de cristalización para la paragénesis demayor temperatura del orden de 6 kbar, queson inferiores a las de Sol de Mayo, perocoincidentes con las presiones registradasen rocas hibridas de la aureolas térmicas deSuya Taco (Otamendi et al. 2003). Esta últi-ma conclusión implica que el complejoSuya Taco se emplazó a menor presión queel pico bárico de las migmatitas que lo rode-an. Un corolario importante de este trabajo,es la conclusión implícita que, para el tiem-po de intrusión del magmatismo máficoexpuesto en Sol de Mayo y Suya Taco, lasrocas sedimentarias derivadas de protolitosclásticos estaban soterradas a una profundi-dad de entre 25 y 28 kilómetros.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo se realizó con financiamientoaportado por el FONCYT (PICT Nº 7-7193) el CONICET (PEI Nº 6548) y subsi-dios complementarios de la SeCyT-UNRC.Se agradece lo aportes críticos constructi-vos realizados por la Dra. Mónica Escayolay a un revisor anónimo durante la revisióneditorial del manuscrito.

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Recibido: 15 de diciembre, 2005Aceptado: 1 de enero, 2007

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