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Revista de la Asociación Geológica Argentina 67 (1): 4 - 18 (2010)4

MECANISMOS DE DEFORMACIÓN EN LA TRANSICIÓNMILONITAS/STRIPED GNEISS Y MILONITAS/ULTRAMILONITAS EN LAS SIERRAS DE AZUL, CRATÓN DEL RÍO DE LA PLATA, BUENOS AIRES

María C. FRISICALE1, 2, Luis V. DIMIERI1, 2, Vanesa S. ARAUJO1, 2 y Jorge A. DRISTRAS1,3

1 Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur, Bahía Blanca. E-mails: [email protected]; [email protected] INGEOSUR-CONICET3 INGEOSUR-CIC

RESUMEN En el extremo occidental de la megacizalla de Azul se identificaron una serie de rocas miloníticas que presentan un grado dedeformación variable e incluyen protomilonitas, milonitas, ribbon mylonites, striped gneisses y ultramilonitas. Se examinaron en for-ma detallada los mecanismos de deformación actuantes sobre los minerales principales de estas rocas, como feldespatos, cuar-zo, anfíboles y piroxenos. El análisis de los mecanismos de deformación permitió realizar una estimación del grado metamór-fico alcanzado en este sector de la zona de cizalla. Así se reconocen claramente dos áreas con diferente grado metamórfico,una en la que la deformación se habría producido en facies de anfibolita a granulita (temperaturas superiores a 600°) y que sereconoce en los afloramientos del sector norte, cerro Negro y manantiales de Pereda; y una segunda área, que incluye los aflo-ramientos de las estancias La Manuela y La Chiquita, donde la deformación, de menor intensidad, se desarrolló bajo condi-ciones de facies de esquistos verdes. Asimismo se analizaron los indicadores cinemáticos macro y microscópicos tales comoestructuras S-C, granos rígidos fragmentados, porfiroclastos rotados y estructuras del tipo mineral-fish, con la finalidad de de-terminar el sentido de movimiento de las masas rocosas en esta área particular, y compararlo con los resultados existentes pa-ra el resto de la megacizalla de Azul.

Palabras clave: Milonitas, striped gneiss, ultramilonitas, mecanismos de deformación, cratón del Río de la Plata.

ABSTRACT: Deformation mechanisms in the mylonite/striped gneiss and mylonite/ultramylonite transition in Sierras de Azul, Río de la Plata cra-ton, Buenos Aires. At the western sector of the Azul Megashear, mylonitic rocks with variable deformation that includes pro-tomylonites, mylonites, ribbon mylonites, striped gneiss and ultramylonites were identified. A detailed examination of defor-mation mechanisms acting on main minerals like feldspar, quartz, amphibole and pyroxene was done. The analysis of defor-mation mechanisms allowed to establish the metamorphic degree reached in this sector of the shear zone. Thus, two areaswith different metamorphic conditions were recognized. One of them, that involve the outcrops of Sector Norte, CerroNegro and Manantiales de Pereda, with a deformation produced under metamorphic conditions of amphibolite to granulitefacies (temperatures higher than 600º); and the other with a less intense deformation produced under metamorphic condi-tions of greenschists facies, involving the outcrops of La Manuela and La Chiquita. Furthermore, meso and microscopic ki-nematic indicators such as S-C structures, fragmented rigid grains, rotated porphyroclasts and mineral-fish structures wereanalyzed in order to establish the sense of movement of the rock masses in this region and to compare it with results else-where in the Azul Megashear.

Keywords: Mylonite, striped gneiss, ultramylonite, deformation mechanisms, Río de la Plata Craton.

INTRODUCCIÓN

Las rocas pertenecientes al basamento íg-neo-metamórfico del sector suroeste delas sierras de Azul emergen en reducidosafloramientos, algunos desconectadosentre sí, que forman parte de la faja dedeformación denominada megacizalla deAzul por Frisicale et al. (2002) (Fig. 1).

Esta megacizalla es una faja angosta derumbo este-oeste, con un ancho máximode 2,5 km aproximadamente en la locali-dad de Boca de la Sierra, y una extensiónaproximada de 40 km, desde el cerro Ne-gro ubicado en el extremo oeste hasta elcerro San Pablo en su extremo este. Afec-ta a rocas del basamento ígneo-metamór-fico del sistema de Tandilia denominadas

Complejo Buenos Aires (Marchese y DiPaola 1975). En el área de estudio el basamento cris-talino está constituido por gneises, gra-nulitas y escasos granitoides que presen-tan una importante deformación dúctilsobreimpuesta, dando origen a las rocasmiloníticas que integran la megacizalla(Frisicale et al. 2004). Los afloramientos

discontinuos ubicados al norte y sur de lazona de cizalla presentan también abun-dantes evidencias de haber sufrido unadeformación muy intensa, la cual está re-lacionada con el mismo evento que gene-ró la megacizalla. Debido a que la defor-mación ha sido heterogénea, se ha gene-rado dentro de las rocas miloníticas unaalternancia de fajas de rocas más defor-madas (striped gneiss y ultramilonitas). Te-niendo en cuenta el grado de deforma-ción y de acuerdo a Passchier y Trouw(2005), las rocas miloníticas presentes enel área de estudio pueden ser clasificadascomo protomilonitas, milonitas, ribbonmylonites, striped gneiss y ultramilonitas. Dada la escasez de afloramientos y la va-riación en el grado de deformación de lasrocas involucradas, es relativamente com-plejo establecer la evolución tectónicaprobable del basamento en esta región enparticular; del mismo modo, es dificulto-so establecer la secuencia de eventos me-tamórficos sufridos. El análisis cinemáti-co de las rocas deformadas es una fuentedirecta de información para la recons-trucción de la evolución tectónica de es-ta zona. Se han realizado diferentes tra-bajos destinados a caracterizar la defor-mación en afloramientos cercanos al áreapropuesta, (Frisicale et al. 1998, 2000, 2001,2004, 2005; Jorgensen et al. 2006 a y b,2008).Hippertt y Hongn (1998) a partir de ob-servaciones microestructurales realizadassobre los mecanismos de deformaciónque operan en la transición entre miloni-tas y ultramilonitas, en condiciones degrado metamórfico bajo correspondien-tes a facies de esquistos verdes, indicanque la deformación ocurre en forma pro-gresiva a través de distintos mecanismosde deformación que operan en diferentesdominios microestrucuturales en cada es-tadio particular de la evolución de la fá-brica. Asimismo, Lonka et al. (1998), enbase a estudios microestructurales anali-zan la deformación progresiva en faciesde esquistos verdes de una tonalita enuna zona de cizalla, y reconocen impor-tantes diferencias en los mecanismos dedeformación que tienen lugar en la tran-

sición entre milonitas y ultramilonitas. Este trabajo contiene los resultados delestudio microestructural detallado de ungrupo de rocas miloníticas que afloran enel sector occidental de la megacizalla deAzul. En primer lugar se realiza una ca-racterización petrográfica de las rocas aflo-rantes y luego se analizan los mecanis-mos de deformación que afectaron a losminerales que integran estas rocas en elárea estudiada. El estudio de las texturasy mecanismos de deformación de mine-rales como cuarzo y feldespato principal-mente, y en menor proporción anfibolesy piroxenos, son utilizados para inferir lastemperaturas de deformación reinantesdurante el evento tectono-metamórfico yanalizar cómo varían estos mecanismosde deformación en la transición ribbon my-lonites-striped gneiss y ribbon mylonites-ultra-milonitas. Asimismo, se intenta definir larelación genética y estructural entre ribbonmylonites, striped gneiss y ultramilonitas, y seexamina e interpreta la cinemática de ladeformación y su relación con la megaci-zalla de Azul en su conjunto.

ANTECEDENTES

Los afloramientos de la megacizalla deAzul en el sector correspondiente a lassierras de Azul fueron caracterizados pe-trográficamente por González Bonorinoet al. (1956) como rocas metamórficas, gra-nitos, tonalitas y rocas de mezcla (mig-matitas); estos autores proponen un es-quema cinemático para esta localidad queindica un cizallamiento de dirección este-oeste con sentido de desplazamiento de-recho visto en planta. Diversos trabajos realizados sobre Tandi-lia y algunos específicos sobre las sierrasde Azul coinciden en definir a esta zonade cizalla, como un cinturón miloníticooriginado por una colisión continente-continente ocurrida durante el Precám-brico Medio (Dalla Salda et al. 1988, Ra-mos 1988, Teruggi et al. 1988, Ramos1999; Cingolani et al. 2000), y que no fueafectado considerablemente por el ciclobrasiliano (Cingolani et al. 2002).Según Rapela et al. (2007) el cinturón de

Tandilia es una de las unidades mayoresque forma parte del cratón del Río de laPlata; está integrado por rocas paleopro-terozoicas del ciclo transamazoniano y enalgunos sectores por rocas arcaicas. Estebasamento está formado por migmatitas,anfibolitas y gneises graníticos a tonalíti-cos con edades comprendidas entre 2,26-2,07 Ga, y se encuentra afectado por fa-jas miloníticas y diques toleíticos de edad1,59 Ga. Una característica importante enla evolución de cratón del Río de la Plata,destacada por los autores, es la falta deeventos mesoproterozoicos o más jóvenescon excepción de estos últimos diques.No existen datos geocronológicos espe-cíficos sobre la edad de la deformaciónque determinó la formación de la mega-cizalla; la misma se puede extrapolar te-niendo en cuenta la edad del ComplejoBuenos Aires y la edad determinada delos diques toleíticos que intruyen al basa-mento y que no fueron afectados por ladeformación. Cingolani et al. (2002) me-diante técnicas isotópicas U-Pb SHRIMPen zircones establece una edad de 2,25-2,0 Ga para el Complejo Buenos Aires yplantea que la deformación, incluyendola milonitización, ocurre poco despuésde intrusiones graníticas, las cuales fue-ron datadas por Pankhurst et al. (2003).Según estos últimos resultados, los mag-mas parentales y los gneises graníticospertenecientes al basamento occidentalde Tandilia se habrían emplazado hace2140 ± 88 Ma, en un régimen convergen-te relacionado a subducción, y en el inter-valo entre 2200 y 1700 Ma habría tenidolugar deformación, metamorfismo y ana-texis, sin intrusión granítica. La edad es-tablecida para los diques toleíticos es de1588 ± 11 Ma (Iacumin et al. 2001, Tei-xeira et al. 2001), los cuales serían con-temporáneos con la intrusión de granitosy estarían relacionados con una tectónicaextensional durante el ciclo transamazo-niano. Estos resultados permitirían esti-mar la edad de la deformación entre 2140Ma y 1600 Ma.Frisicale et al. (2005) basados en el análi-sis de los mecanismos de deformación yen las asociaciones minerales modeladas

5Mecanismos de deformación en las sierras de Azul

para milonitas ubicadas en el sector cen-tral de la megacizalla, establecen que la de-formación tuvo lugar condiciones de fa-cies de esquistos verdes a anfibolitas, en unrango de temperaturas mayor a 400-450 ºCy presiones de 6 kbar aproximadamente.En la localidad de cerro Negro, Frisicaleet al. (2004), reconocen la presencia degranitoides y granulitas con diferentesgrados de deformación, gneises miloníti-cos y striped gneiss; el análisis de las micro-estructuras de estas rocas, indica que ladeformación se produjo en el campo dúc-til, en condiciones metamórficas aproxi-madas de facies de anfibolita a granulita.El examen de los indicadores cinemáti-cos observados en esta región sugiere, aligual que lo observado en Boca de la Sie-rra (Frisicale et al. 2001), que la zona decizalla se habría desarrollado por proce-sos de aplastamiento (flattening) con esca-sa componente de transcurrencia.

GEOLOGÍA DEL ÁREA

La zona de trabajo se encuentra ubicada30 km al sudoeste de la localidad de Azul,en un área comprendida entre el caminovecinal que parte en dirección sur en elkm 319 de la ruta nacional 3 y la estanciamanantiales de Pereda. Los afloramien-tos estudiados incluyen las lomadas per-tenecientes a las estancias La Chiquita, LaManuela, el extremo oriental del cerroNegro y ciertos asomos rocosos aisladossituados aproximadamente 5 km al nortede la estancia La Chiquita, denominadoaquí, sector norte (Fig. 1). Estos aflora-mientos forman parte de la megacizalla,si bien en el caso de las estancias La Chi-quita y La Manuela se encuentran ubica-das en el margen austral de la zona de ci-zalla. En el caso del cerro Negro se en-cuentra desplazado algunos cientos de me-tros hacia el sur, respecto de la faja prin-cipal, posiblemente producto de un falla-miento de rumbo dextral de orientaciónnorte-sur. Asimismo se evaluaron algu-nas rocas miloníticas de afloramientos ubi-cados en la estancia de manantiales dePereda, que presentan características si-milares a las anteriores.

Dentro del área de estudio se identifica-ron rocas miloníticas mayormente de al-to grado metamórfico, representadas pormilonitas, ribbon mylonite, striped gneiss, ul-tramilonitas y protomilonitas (Fig. 1). En la mayoría de los afloramientos visita-dos se constató la presencia de ribbon my-lonites y de fajas ultramiloníticas, exceptoen el sector sur, especialmente en los aflo-ramientos de las estancias La Manuela yLa Chiquita, donde se identificaron milo-nitas y protomilonitas, que en este estu-dio se interpretan como sujetas a un gra-do de deformación menor que las ante-riores. Las ribbon mylonites si bien tienenalgunas características mineralógicas pro-pias que las diferencian entre sí, en gene-ral, presentan rasgos microestructuralessimilares y un comportamiento equiva-lente frente a la deformación. Son rocasde grano grueso con una foliación milo-nítica generalmente subvertical de direc-ción E-O. La característica fundamentalde estas rocas, y por la cual reciben estadenominación, de acuerdo con Passchiery Trouw (2005), es la presencia de abun-dantes cintas de cuarzo y de porfiroclas-tos mayores de diferente composición. Lasfajas ultramiloníticas, de escaso espesor,están constituidas por rocas de grano muyfino, que se distinguen por su contactobastante abrupto con las ribbon mylonites(Fig. 2a). Los striped gneiss tienen una dis-tribución más restringida, se encuentranen cerro Negro, en el sector norte y enmanantiales de Pereda, con característi-cas petrográficas muy similares entre sí.Esta roca forma bandas paralelas a la fo-liación dentro de las ribbon mylonites, sien-do el pasaje entre ambas claramente tran-sicional (Fig. 2b). Aún no se ha observa-do en el campo, ni se ha podido estable-cer la relación entre los striped gneiss y lasultramilonitas. En todos los afloramien-tos del área estudiada se realizaron deter-minaciones microscópicas sobre seccio-nes petrográficas confeccionadas a partirde rocas orientadas en el campo para losestudios microestructurales.

Sector norteEn el asomo septentrional del sector Nor-

te, predomina una ribbon mylonite de granogrueso e intensamente foliada, en la quese destacan delgadas fajas de ultramiloni-tas; el pasaje entre ambas rocas es abrup-to. Los datos de foliación milonítica ob-tenidos en la ribbon mylonite presentan cier-ta dispersión y podrían reflejar alguna di-rección de foliación diferente; no obstan-te la mayoría de datos obtenidos de folia-ciones miloníticas son de rumbo 90º e in-clinación subvertical, claramente coinci-dente con la foliación característica dela megacizalla (Frisicale et al. 1998, 2001,2005). Escasas bandas ultramiloníticas tie-nen una orientación promedio de rumbo70º e inclinación sub-vertical; esta últimaorientación es levemente oblicua a la fo-liación milonítica de dirección este-oestecaracterística de la megacizalla. Estas ban-das ultramiloníticas serían superficies decizalla secundarias a la milonitización prin-cipal en concordancia con lo que fuerainterpretado en otras zonas de la megaci-zalla de Azul (Frisicale et al. 2001, Jorgen-sen et al. 2008).Las ribbon mylonites están formadas porporfiroclastos de plagioclasa, microclinoy hornblenda, dispuestos en una matrizde grano fino, integrada por granos poli-gonales recristalizados de cuarzo, pertitasen llama, microclino y plagioclasa, acom-pañados por finas láminas orientadas debiotita y pequeños cristales de hornblen-da; además, presentan abundantes cintaspolicristalinas de cuarzo que se acomo-dan alrededor de los porfiroclastos men-cionados. Las ultramilonitas forman fajasbien definidas de espesores reducidos,del orden de los 5 a 10 cm, que pasan la-teralmente a rocas miloníticas. Se distin-guen macroscópicamente por su coloroscuro y grano extremadamente fino(Fig. 2a). Están compuestas por peque-ños porfiroclastos de feldespato potási-co, plagioclasa y de hornblenda en unamatriz granoblástica poligonal integradapor cuarzo, pertitas en llama, microclino,plagioclasa con maclas de deformación yhornblenda, junto con láminas de bioti-tas orientadas y opacos; se distinguen es-casas cintas policristalinas de cuarzo.En el afloramiento ubicado al sur del an-

M. C. FRISICALE, L . V. DIMIERI , V. S. ARAUJO Y J. A . DRISTAS6

terior (Fig. 1), se observa el pasaje transi-cional entre la ribbon mylonite y un stripedgneiss; este último se presenta como ban-

das alternantes de espesores variables,dentro de la primera. En el campo, el stri-ped gneiss se reconoce claramente por su

color rosado, grano muy fino, ausenciade porfiroclastos, presencia de cintas con-tinuas y foliación muy marcada. Micros-

Mecanismos de deformación en las sierras de Azul 7

Figura 1: Mapa de Tandilia (modificado de Pankhurst et al. 2003), donde se observa la ubicación de la megacizalla de Azul, y el área de estudio, in-cluyendo un diagrama de densidad de foliaciones miloníticas (curvas: 4 %, 8 % y 16 %; n=20). Hemisferio inferior.

cópicamente se caracteriza por su folia-ción milonítica y la presencia de cintaspolicristalinas de cuarzo cuya orientaciónes paralela a la foliación. Las mismas soncontinuas y separan bandas en las quepredominan granos recristalizados de fel-despatos en ausencia de cuarzo. Las rocasque se encuentran en la transición entrelas ribbon mylonites y los striped gneiss mues-tran una disminución en la proporción deporfiroclastos de feldespatos y anfiboles,una mayor proporción de cintas de cuar-zo y una matriz cuarzo-feldespática.

Cerro NegroEn el sector sur-occidental del cerro Ne-gro (Fig. 1), es posible observar una se-cuencia de rocas similar a las reconocidasen el sector norte y con una distribuciónespacial más amplia. La roca de campo esuna ribbon mylonite en la que se distingueuna secuencia de fajas de striped gneiss deespesores variables, no mayor de 20 cm,dispuestas en forma paralela, con direc-ción E-O coincidente con la foliaciónmilonítica general (Fig. 2b). Se reconocenabundantes fajas ultramiloníticas de has-ta 10 cm de espesor, de dirección E-O in-tercaladas dentro de las ribbon mylonites.Las ribbon mylonites están constituidas porporfiroclastos de feldespato potásico,plagioclasa, piroxenos (orto y clinopiro-xenos) y hornblenda, dispuestos en unamatriz cuarzo-feldespática recristalizada,y con abundantes cintas policristalinas decuarzo. Los striped gneiss fueron descriptospor Frisicale et al. (2004), si bien en esetrabajo no se hace referencia a su relaciónde campo y genética con las ribbon myloni-tes. Se trata de rocas félsicas caracteriza-das por un fino bandeado coincidentecon la foliación milonítica regional; estánformadas por escasos porfiroclastos defeldespato potásico dispuestos en un do-minio integrado mayoritariamente porfeldespato potásico, con escasa biotita yminerales opacos; el cuarzo forma cintaspolicristalinas del tipo B3 de Boullier yBouchez (1978). Las ultramilonitas estánformadas por escasos porfiroclastos defeldespato pertítico, con bordes recrista-lizados, dispuestos en una matriz cuarzo-

feldespática recristalizada, en algunasocasiones, los granos de cuarzo se unenformando incipientes cintas de cuarzo. Sobre las rocas del cerro Negro se reali-zó un análisis modal de porfiroclastos ymatriz con la finalidad de observar laevolución en la proporción de los distin-tos minerales durante los diferentes esta-dios de la deformación, y la variación dela relación entre matriz y porfiroclastos amedida que progresa la deformación. Seeligió esta localidad para realizar este aná-lisis, porque es la que ofrece los mejoresafloramientos para estudiar el contactotransicional entre las ribbon mylonites y losstriped gneiss. La figura 3a muestra la evo-lución de los porfiroclastos desde las rib-bon mylonites (muestras 1 y 2), las rocas detransición (3 y 4), los striped gneiss (5, 6 y7) y una ultramilonita (8). Del análisis deeste diagrama surge claramente una mar-cada disminución de los cristales de fel-despato potásico y la desaparición de horn-blenda, plagioclasa y piroxenos, con elaumento de la deformación. En la figura3b está representada la evolución de lamatriz de las mismas rocas, a medida queaumenta la deformación se observa unnotable aumento en la proporción de ma-triz recristalizada en general. En este dia-grama, a medida que pasamos de las rib-bon mylonites a los striped gneiss y ultramilo-nitas, se nota un comportamiento regulardel cuarzo, un marcado incremento en laproporción de feldespato potásico, y unadisminución de las proporciones de pla-gioclasa y en forma más notable de lahornblenda. Asimismo, el análisis modalmuestra la aparición de sericita retrógrada,probablemente relacionada con un eventoposterior ocurrido a menor temperatura.

Manantiales de PeredaEn los afloramientos rocosos ubicados ala vera de un camino interior en la estan-cia Manantiales de Pereda (Fig. 1), se en-contraron ribbon mylonites con bandas ofajas de striped gneiss y escasas ultramiloni-tas. El contacto entre la ribbon mylonite y elstriped gneiss es transicional. El espesor delas bandas de striped gneiss oscila entre 30y 40 cm y son concordantes con la folia-

ción milonítica. La ribbon mylonite está for-mada por porfiroclastos de feldespatopotásico pertitizado, plagioclasas y horn-blenda en una matriz cuarzo feldespática;asimismo se observan restos de un mine-ral muy alterado, elongado, que probable-mente haya sido de un piroxeno. El stripedgneiss está constituido por cintas de cuar-zo intercaladas dentro del dominio fel-despático, y se conservan escasos porfi-roclastos de feldespato potásico y plagio-clasa. La zona de transición entre las rib-bon mylonites y los striped gneiss, está repre-sentada por una roca con escasos porfi-roclastos de feldespato potásico pertiti-zados, abundantes cintas de cuarzo y unamatriz feldespática, con pocos granos decuarzo y de biotita.

Estancias La Chiquita y La ManuelaEn la estancia La Chiquita se distinguenprotomilonitas, milonitas y escasas fajasde ultramilonitas, caracterizadas por unafoliación milonítica subvertical generalde dirección E-O. En esta localidad elgrado metamórfico es menor que el al-canzado en las localidades mencionadasanteriormente. No se desarrollan stripedgneiss y los mecanismos de deformaciónindican una temperatura de deformaciónmenor. Las milonitas están caracterizadaspor la presencia de porfiroclastos de fel-despatos en una matriz fina, foliada, for-mada por feldespatos, biotita, clorita,cuarzo y abundante epidoto; se observanademás, cintas policristalinas de cuarzo.Al sur de esta localidad, en la estancia LaManuela, las rocas son protomilonitas yescasas milonitas, tienen un grado de de-formación mucho menor; la foliación mi-lonítica general es de rumbo E-O aunqueen algunos sectores se ha identificadouna foliación milonítica de rumbo apro-ximado 70º. No se reconocen ribbon mylo-nites ni tampoco striped gneiss.

MECANISMOS DEDEFORMACIÓN

Sector norte, cerro Negro y manan-tiales de PeredaFeldespatos: Los porfiroclastos de feldespa-


tos de las ribbon mylonites del sector norte,del cerro Negro y de manantiales de Pe-reda están deformados plásticamente.Tanto los porfiroclastos de feldespato po-tásico como los de plagioclasa se presen-tan fuertemente elongados (< 8:1) y apla-nados definiendo junto con las cintas decuarzo el sentido de la foliación miloníti-ca (Fig. 2c), esta fuerte elongación estaríaindicando deformación intracristalina(Hanmer 2000); en algunos casos formancintas incipientes de feldespatos interca-ladas entre las de cuarzo. Asimismo, elfeldespato potásico y la plagioclasa for-man parte de la matriz recristalizada, degrano fino, cuyo tamaño oscila entre 25 y100 μm, según las localidades. Los porfiroclastos de feldespato potásicoson de tamaños variables, desde pocosmilímetros hasta 4 cm de largo; algunosse caracterizan por la presencia de perti-tas en llama, mientras que otros presen-tan el clásico maclado en parrilla del mi-croclino. Están deformados plásticamen-te, aunque los de mayor tamaño presen-tan algunas fracturas intracristalinas, lascuales están rellenas por nuevos granosrecristalizados; fenómenos similares a es-te fueron descriptos por diversos autorespara milonitas de grado anfibolita (Mitra1978, Tullis y Yund 1985, Srivastava y Mi-tra 1996). En sus bordes desarrollan del-gadas estructuras núcleo-manto, cuyo nú-cleo se caracteriza por una extinción on-dulante y el manto está formado por gra-nos recristalizados dinámicamente (100 a200 μm) de feldespato potásico, lóbulosde mirmequitas, plagioclasa y cuarzo (Fig.2d). La presencia en algunos sectores degranos recristalizados inequigranularescon contactos lobulados, indicaría que larecristalización se habría producido pormecanismos de migración de borde degrano de alta temperatura, (Passchier yTrouw 2005), correspondiente al régimen3 de Hirth y Tullis (1992), y coincidentecon la zona de transición entre recristali-zación por rotación de subgranos y mi-gración de borde de grano de Stipp et al.(2002). Asimismo se reconocieron peque-ños cristales con algunas caras rectas yencuentros triples y sin orientación apa-

rente, que indicarían una recristalizaciónpor formación de subgranos y rotaciónde los mismos (Passchier y Trouw 2005),que correspondería al régimen 2 de Hirthy Tullis (1992), y a la zona de recristaliza-ción por rotación de subgranos de Stippet al. (2002). Según Passchier y Trouw(2005) ambos mecanismos pueden estaractivos durante el mismo proceso defor-mativo, a temperaturas relativamente al-tas. Los porfiroclastos de plagioclasa (hasta 8mm de largo), desarrollan estructuras nú-cleo-manto, con bordes intensamente re-cristalizados integrados por cristales poli-gonales de plagioclasa, cuyo tamaño osci-la entre 50 y 100 μm; en las ribbon myloni-tes del cerro Negro los granos recristali-zados alcanzan los 400 μm. Los cristalesde plagioclasa recristalizados presentanmaclas polisintéticas de albita y periclino;estas maclas normalmente no terminanen los bordes de los cristales, lo que indi-ca que se habrían formado como conse-cuencia de la deformación. Los bordesde los nuevos granos son levemente lo-bulados o rectos y tienen encuentros tri-ples. Los núcleos de los porfiroclastos pre-sentan sus planos de maclas curvados, (Fig.2e). En algunas rocas los porfiroclastosse encuentran totalmente recristalizados,formando un agregado de nuevos granospoligonales. Si bien ambos feldespatos seencuentran alterados a sericita, la plagio-clasa muestra una alteración mucho ma-yor que los feldespatos potásicos; esto in-dicaría una retrogradación de las plagio-clasas, asociada con el enfriamiento de lazona milonítica. En manantiales de Pe-reda los porfiroclastos de plagioclasa es-tán casi totalmente alterados a sericita yescasa clorita. En las rocas ubicadas en la zona de tran-sición entre ribbon mylonite y striped gneiss,los porfiroclastos de feldespato potásico(hasta 16 mm) están pertitizados y tienenbordes recristalizados. Están elongadosen la dirección de la foliación y presentanextinción ondulante; se encuentran atra-vesados por abundantes fracturas intra-cristalinas rellenas con granos recristali-zados de pertitas, microclino, menor pro-

porción de plagioclasa y escasas mirme-quitas. Los granos de feldespatos, inte-grados por pertitas en llama, microclino yescasas plagioclasas, que integran la ma-triz tienen un tamaño entre 100 y 300μm, presentan algunas caras rectas, conencuentros triples. Se observa un agrupa-miento de los feldespatos que formanbandas feldespáticas, si bien aún conser-van granos de cuarzo. Los mecanismosde deformación actuantes en estas rocasson similares a los mencionados para lasribbon mylonites. En los striped gneiss se conservan escasosporfiroclastos de feldespato (0,8 a 3 mm),generalmente potásicos, deformados plás-ticamente. Se presentan elongados, conextinción ondulante y delgados bordesrecristalizados formados por diminutoscristales de feldespato producto de re-cristalización dinámica (25 a 150 μm). Lamayor parte de los feldespatos están agru-pados formando dominios feldespáticosentre las cintas de cuarzo. Estos domi-nios están caracterizados por granos re-cristalizados de tamaños uniformes, conescasas suturas en sus bordes y puedenser correlacionados con las microestruc-turas de régimen 3 de Hirth y Tullis (1992).Una característica importante de estas ro-cas es que en el dominio feldespático nose observan granos de cuarzo (Fig. 2f).En los striped gneiss del sector norte, se de-terminaron granos de feldespato potási-co elongados, asimétricos y con extinciónondulante, dispuestos en el interior decintas de cuarzo, similares a las microes-tructuras de mineral-fish (Fig. 2g); estasmicroestructuras se producirían por unacombinación de mecanismos de defor-mación por reptación de dislocaciones yprocesos difusivos (ten Grotenhuis et al.2003).En las ultramilonitas los escasos porfiro-clastos de feldespato potásico (2 mm) es-tán deformados plásticamente. Se tratade granos de pertitas, escaso microclino yplagioclasa, tienen sus bordes recristaliza-dos y en general están dispuestos con sueje mayor paralelo a la foliación miloníti-ca. Algunos granos elongados de feldes-pato potásico se unen y forman pequeñas



Figura 2: a) Fajas ultra-miloníticas (U) dentro deribbon mylonites (RM),contacto neto entre am-bas unidades (flecha); b)desarrollo de striped gneiss(SG) en ribbon mylonites;contacto transicional (T)entre ambas rocas; c) rib-bon mylonite de cerro Ne-gro, con porfiroclastoselongados y con extin-ción ondulante, de fel-despato potásico (Fk) yde plagioclasa (Pl), cintaspolicristalinas de cuarzo(RQ) tipo B3 (flecha ne-gra) y B4 (flecha blanca)y porfiroclastos de horn-blenda (Hb), con contac-tos lobulados e irregula-res de los cristales decuarzo en las cintas tipoB4; d) estructura núcleo-manto en porfiroclastode feldespato potásicopertitizado (Fk), el nú-cleo presenta extinciónondulante y el manto es-tá formado por mirme-quitas (Mi), granos decuarzo (Qz) y feldespa-tos (Fk) con bordes lo-bulados, indicados porflecha; e) porfiroclastode plagioclasa (Pl), condesarrollo de estructuranúcleo-manto (flecha), ladeformación del núcleose evidencia por su ex-tinción ondulante y cur-vamiento de la macla; f)striped gneiss, abundantescintas policristalinas decuarzo (RQ) intercaladascon bandas de feldespa-tos recristalizados elon-gados formando inci-pientes cintas (flecha); g)grano de feldespato po-tásico (Fk), elongados,asimétricos y con extin-ción ondulante, dispues-tos en el interior de cin-tas de cuarzo (RQ), condisposición semejante acon las estructuras mine-ral-fish; h) ultramilonitacon porfiroclasto de pla-gioclasa (Pl) e incipientescintas de cuarzo (RQ),en una matriz de granofino (M) recristalizada.Microfotografías con ni-coles cruzados.


cintas feldespáticas de poca extensión.Asimismo los feldespatos, que incluyenpertitas en llama, microclino y plagiocla-sas con maclas de deformación, formanparte de la matriz cuarzo-feldespática degrano fino (10-20 m) con textura grano-blástica poligonal (Fig. 2h). Cuarzo: El cuarzo ha sufrido una intensarecristalización dinámica y no se conser-van cristales de cuarzo del protolito origi-nal. En las ribbon mylonites, el cuarzo inte-gra la matriz recristalizada dinámicamen-te y además forma cintas de cuarzo, lascuales se encuentran distribuidas homo-géneamente en toda la roca. El ancho delas cintas varía entre 0.08 y 1mm; el valormenor corresponde a cintas cuyo anchoes el de un solo cristal de cuarzo. Tienenforma lensoidal y son similares a las cin-tas policristalinas de cuarzo de tipo B deBoullier y Bouchez (1978). Se determina-ron cintas tipo B3 formadas por una ca-pa continua de granos rectangulares de 1mm de largo y 150 μm de ancho, de granextensión lateral, cuyos bordes son per-pendiculares a los límites de la cinta y es-tán libres de deformación, lo que podríaindicar procesos de recuperación (Fig.2c). Las mismas muestran la particulari-dad de curvarse y acomodarse alrededorde los porfiroclastos mencionados. Lapresencia de cintas de cuarzo, formadaspor granos con límites poligonales y dealto ángulo, indican una recristalizaciónpor migración de borde de grano (Stippet al. 2002) equivalente al régimen 3 deHirth y Tullis (1992). En las milonitas delcerro Negro se observan cintas policris-talinas de 1 mm de ancho similares a lasde tipo B4 de Boullier y Bouchez (1978),constituidas por agregados de granos decuarzo de mayor tamaño, que oscilan en-tre 100 μm y 1 mm, con bordes irregula-res y lobulados a rectos (Fig. 2c), con al-gunos granos caracterizados por presen-tar extinción en damero. Stipp et al. (2002)describen cintas similares a éstas forma-das por granos de cuarzo recristalizadosde tamaños variables y límites rectos airregulares, e indican que la deformaciónse habría producido dinámicamente pormigración de borde de grano de alta tem-

peratura. En las ribbon mylonites de manan-tiales de Pereda se observan agregados degranos de cuarzo, de tamaños variables(60-400 μm), con bordes rectos y encuen-tros en puntos triples y otros con bordesirregulares; en general se presentan libresde deformación; de acuerdo a estas ca-racterísticas microestructurales serían elproducto de una recristalización dinámi-ca por migración de borde de grano(Stipp et al. 2002) o régimen 3 de Hirth yTullis (1992). En las rocas de transición el cuarzo for-ma parte de la matriz poligonal de granofino (100-200 μm), y mayormente cintaspolicristalinas que se acomodan alrede-dor de los granos de feldespatos; en ge-neral son del tipo B3 Boullier y Bouchez(1978) y están constituidas por granoselongados de cuarzo, levemente defor-mados, con algunos bordes parcialmente

irregulares y otros rectos perpendicularesa los límites de la cinta (Fig. 2h). En estasrocas se observa un aumento de la canti-dad de granos que se agrupan para for-mar cintas y consecuentemente disminu-ye la cantidad de granos de cuarzo queintegra la matriz. En la localidad de Ma-nantiales de Pereda estas cintas alternancon otras más gruesas de hasta 1mm (ti-po B2, Boullier y Bouchez 1978), forma-das por cristales con escasa deformación,de bordes rectos y algunos encuentros a120°. En los striped gneiss las cintas son polimi-nerales de tipo B3 de Boullier y Bouchez(1978), y están formadas por agregadosde granos de cuarzo elongados, rectangu-lares, recristalizados dinámicamente ycon escasas evidencias de deformación,lo cual podría indicar procesos de recu-peración, no se observan bandas de de-

Figura 3: Proporciones modales de ribbon mylonites (1, 2), rocas de transición (3, 4), striped gneiss(5, 6, 7) y ultramilonita del cerro Negro (8); a) proporción modal de porfiroclastos de los minera-les principales; Px: piroxenos, Hb: hornblenda, Fk: feldespato potásico, Pl: plagioclasa; b) propor-ción modal de los minerales principales que constituyen la matriz de grano fino; Ser: sericita,Qzrec: cuarzo recristalizado, Hbrec: hornblenda recristalizada; Plrec: plagioclasa recristalizada,Fkrec: feldespato potásico recristalizado.

formación ni subgranos; los límites degrano son rectos y perpendiculares a loslímites de la cinta (Fig. 2f). El largo de losgranos de cuarzo varía desde pocos mi-crones hasta 4 mm por 1 mm de ancho,coincidente con el ancho de la cinta. Me-diante la utilización de la lámina de yeso,es posible determinar la existencia de unaorientación cristalográfica preferente delos granos de cuarzo que forman las cin-tas. Tienen una distribución homogéneay equidistante en toda la muestra y estánseparadas entre sí, por cintas disconti-nuas formadas por granos recristalizadosde feldespato pertitizado y microclino dehábito poligonal, acompañados de esca-sas láminas de biotita que las limitan. Unacaracterística importante es que todo elcuarzo presente en estas rocas formaparte de las cintas; no se observan crista-les de cuarzo distribuidos en el dominiofeldespático.En las ultramilonitas, el cuarzo formaparte de la matriz recristalizada junto confeldespatos, hornblenda y en algunos ca-sos biotita (10-20 μm). Los granos de cuar-zo en general tienen bordes rectos y algu-nos encuentros a 120°, indicando una re-cristalización dinámica por una migra-ción rápida de borde de grano caracterís-tica del régimen 3 de Hirth y Tullis (1992).Asimismo, en algunas ultramilonitas, elcuarzo forma cintas policristalinas (tipoB3) de poca extensión lateral (hasta 500μm), del ancho de un cristal (80 μm),donde el cuarzo se presenta en forma decristales elongados, con extinción ondu-latoria, mientras que otros se encuentrantotalmente recristalizados y libres de de-formación, en general los límites de losgranos son rectos a levemente irregularesy perpendiculares a los bordes de la cin-ta.Hornblenda: Estudios previos de diferen-tes autores sobre anfiboles deformadosen forma experimental y natural indicanque estos minerales son muy resistentes,comportándose como cristales rígidos ofracturándose frente a la deformación(Imon et al. 2004). Una característica inte-resante de destacar es que, en el área detrabajo, no se observaron cristales de horn-

blenda en los striped gneiss ni en las rocasde transición. En las ribbon mylonites losporfiroclastos de hornblenda (hasta 4mm) están elongados, curvados y con ex-tinción ondulante, dispuestos con su ejemayor paralelo a la foliación. Frecuente-mente presentan colas constituidas porgranos recristalizados de hornblenda dehasta 20 mm, de formas poligonales ycon encuentros triples a 120º, acompaña-dos por minerales opacos y biotita; nor-malmente las colas se extienden en formalateral, uniendo distintos porfiroclastosde hornblenda y a veces de piroxenos(Fig. 4a). Se han observado porfiroclastosrotados tipo δ con sentido de rotacióndextral, vistos en planta (Fig. 4a). La presencia de cristales elongados, ex-tinción ondulante, maclado y de subgra-nos indicaría que estos anfiboles han sidodeformados por procesos intracristalinosplásticos principalmente; sin embargo, se-gún Kenkmann y Dresen (2002) los gra-nos poligonales de hornblenda puedenexplicarse de diferentes maneras: a travésde mecanismos de recristalización diná-mica, por mecanismos cataclásticos obien por nucleación heterogénea y no ex-clusivamente como consecuencia de me-canismos cristalo-plásticos. La disoluciónde hornblenda probablemente está ba-lanceada por la depositación de un anfí-bol de diferente composición, o de otrasfases como epidoto, albita y biotita. Enlos afloramientos de milonitas de manan-tiales de Pereda, se observan algunos gra-nos de hornblenda totalmente reempla-zados por un mineral fibroso, de bajo co-lor de interferencia y levemente colorea-do pardo amarillento, extinción levemen-te oblicua, probablemente actinolita, quese presenta en forma de agregados fibro-sos acompañado por abundantes granosde minerales opacos; esto indicaría unareacción retrograda de la hornblenda ori-ginal, posiblemente relacionada al enfria-miento de la faja milonítica. Asimismo, seobservan algunos granos relícticos total-mente reemplazados por esta actinolitafibrosa y minerales opacos. La forma deestos granos, fuertemente elongados per-mite suponer que se trata de ortopiroxe-

nos preexistentes que fueron retrograda-dos a actinolita fibrosa. En la mayoría de las milonitas se obser-van bandas paralelas a la foliación, inte-gradas por nuevos granos poligonales dehornblenda y en menor proporción fel-despatos, cuarzo y biotita. Según Kruse yStünitz (1999) en estas bandas de com-posición heterogénea, el mecanismo derecristalización más probable es el de flu-jo granular. En las ultramilonitas la hornblenda for-ma parte de la matriz; junto con biotita yminerales opacos forman delgadas ban-das de minerales máficos que se interca-lan entre bandas más gruesas, de minera-les félsicos. Además se conservan algu-nos porfiroclastos menores (80 μm), loscuales se encuentran elongados en la di-rección de la foliación.Piroxenos: Tanto los clinopiroxenos comolos ortopiroxenos de las ribbon mylonitesestán deformados plásticamente. Los por-firoclastos de piroxenos, de hasta 2 mmde largo, identificados como hipersteno,(leve pleocroismo en tonos de verde cla-ro a levemente rosado) y diopsido (colorverdoso), están curvados y elongados; laelongación de los cristales es mucho másmarcada en el caso de los ortopiroxenos,con una relación largo/ancho de 15 a 1,estirados en la dirección de la foliación(Frisicale et al. 2004). Ciertos cristales declinopiroxeno muestran desmezcla lame-lar de ortopiroxeno. Algunos porfiroclas-tos presentan colas asimétricas y simétri-cas formadas por pequeños granos re-cristalizados de piroxenos, cuyo tamañooscila entre 20 μm y 100 μm, en generaltienen caras rectas, con encuentros a 120º.Se ha notado, en algunas rocas de estamisma unidad, la presencia de colas depiroxenos integradas además por granosrecristalizados de hornblenda y en menorproporción de biotita y opacos. Esto es-taría indicando una retrogradación de lospiroxenos originales; lo cual está confir-mado por la presencia de cristales de pi-roxeno reemplazados parcialmente porparte de hornblenda. El análisis de porfi-roclastos con colas asimétricas observa-dos en esta roca, corresponde a estructu-



Figura 4: a) porfiro-clasto rotado de horn-blenda (Hb) tipo δ, in-dicando un sentido decizalla dextral; las colasestán formadas porhornblenda poligonalrecristalizada (flecha);b) porfiroclasto frag-mentado tipo dominóde feldespato potásico(Fk), con sentido dedesplazamiento dextral;c) porfiroclastos elon-gados relícticos decuarzo (Qz), generandoestructuras núcleo-manto, el manto estáconstituido por granosde cuarzo recristaliza-dos por rotación desubgranos (SR) (fle-chas); d) cintas de cuar-zo (RQ) tipo B 2 (fle-cha blanca) y B3 (flechanegra); e) granos decuarzo (Qz) elongados,con bandas de defor-mación y bordes aserra-dos e irregulares (fle-cha); f) estructuras nú-cleo-manto en granosde cuarzo (Qz), con in-cipientes subgranos(SR) y protuberancias(bulges) (flechas); g)porfiroclasto de horn-blenda (Hb) rotado tipoσ con movimiento si-nestral; h) estructura ti-po mineral fish en horn-blenda (Hb), sentido demovimiento sinestral.Microfotografías a, g,h: con luz paralela; mi-crofotografías b, c, d, e,f: con nicoles cruzados.

ras tipo σ con sentido de rotación sines-tral, visto en planta. Según Frisicale et al.(2004) la fuerte elongación de los ortopi-roxenos de esta localidad se debería aprocesos de deslizamiento simple (easyslip) e indicarían que la deformación sehabría producido en condiciones meta-mórficas de grado medio a alto. Raim-bourg et al. (2008) mediante el análisis delas microestructuras que presentan losporfiroclastos de ortopiroxenos en milo-nitas de alto grado, indican que estos por-firoclastos fueron deformados y orienta-dos por reptación de dislocaciones (dislo-cation creep); y que los pequeños granos re-cristalizados de ortopiroxenos que inte-gran las colas se habrían deformado porprocesos de deslizamientos de límites degrano (grain boundary sliding). En los stripedgneiss y rocas de transición no se observanpiroxenos, mientras que en las ultramilo-nitas se presentan como escasos cristaleselongados en el sentido de la foliación.

Estancias La Chiquita y La ManuelaFeldespatos: En las rocas de estas localida-des, los feldespatos se deforman por frac-turación y plásticamente. En las milonitasubicadas al norte de la estancia La Chi-quita los porfiroclastos de feldespato po-tásico (4-5 mm) están pertitizados, frac-turados y con evidente recristalización di-námica en el interior de sus fracturas;muestran una reducción del tamaño degrano a través de fracturación y en algu-nos casos separación de sus fragmentos alo largo de la foliación originando porfi-roclastos fragmentados tipo dominó (Pas-schier y Trouw 2005), que en este casoindica un sentido de movimiento dextral(Fig. 4b). En general los porfiroclastos demayor tamaño son los que muestran estetipo de fracturas; los cristales menoresson redondeados y presentan escasas frac-turas. Se observan además bandas de de-formación y algunos kink-bands. En losbordes de los porfiroclastos y entre losgranos se disponen agregados mirmequí-ticos. Los porfiroclastos de feldespatopotásico y los de plagioclasa se caracteri-zan por presentar sus bordes parcialmen-te recristalizados con evidencias de re-

cristalización por migración de borde degrano; desarrollan colas generalmente si-métricas y algunas asimétricas, constitui-das por pequeños granos recristalizadosde biotita, clorita, cuarzo y abundanteepidoto. Visto en planta, se observaroncristales rotados tipo σ que indican senti-do de movimiento dextral. Las microestructuras indicativas de de-formación plástica disminuyen hacia elsur, en la estancia La Manuela, donde lasrocas que predominan son protomiloni-tas, en las cuales los feldespatos formanporfiroclastos redondeados a subangula-res, en general pertitizados y en el caso delas plagioclasas con maclas de deforma-ción. Normalmente no presentan recris-talización dinámica en sus bordes, ni enel interior de las fracturas. Además, losfeldespatos junto con el cuarzo formanparte de la matriz de grano muy fino delas milonitas (menores de 50 μm)Cuarzo: En las milonitas de la estancia LaChiquita el cuarzo se presenta como cin-tas y agregados policristalinos, formadospor granos poligonales (menores de 100μm), originados por recristalización diná-mica por rotación de subgranos (Stipp etal. 2002), coincidente con el régimen 2Hirth y Tullis (1992). Los agregados cris-talinos, en algunos casos conservan en suinterior, porfiroclastos elongados relícti-cos de cuarzo, generando estructuras nú-cleo manto (Fig. 4c). Las cintas tienen es-pesores variables (100-250 μm), están for-madas por granos menores de 100 μm ycorresponderían al tipo B2 y B3 (Boulliery Bouchez 1978), y alternan con bandascompuestas por feldespatos, biotita, epi-doto, opacos, calcita y clorita (Fig. 4d).En la estancia La Manuela el cuarzo noforma cintas, se trata de granos muyelongados caracterizados por la presenciade bandas de deformación, límites degranos aserrados e irregulares con protu-berancias (bulges) recristalizadas (Stipp etal. 2002), que marcan una zona de recris-talización por bulging, con escasa plastici-dad, la cual correspondería al régimen 1de Hirth y Tullis (1992), (Figs. 4e, f). Seobserva en ciertas muestras más defor-madas una incipiente formación y rota-

ción de subgranos.Hornblenda: Este mineral sólo ha sido re-conocido en las milonitas de estancia LaChiquita. Los porfiroclastos de horn-blenda (menores de 1,5 mm) tienen for-mas lenticulares, con bordes curvados yyacen con su dimensión mayor paralela oformando un ángulo pequeño con la fo-liación milonítica. Los cristales de horn-blenda presentan algunas fracturas intra-cristalinas, frecuentemente rellenas porbiotita y están rodeados por epidoto, bio-tita y plagioclasa; ocasionalmente, en loslímites de los granos de hornblenda, cre-ce epidoto de grano muy fino; existen al-gunos contactos lobulados entre los por-firoclastos de hornblenda y los nuevosgranos de plagioclasa y epidoto. Estas ca-racterísticas texturales podrían indicar unprogresivo reemplazo de la hornblendapor epidoto, plagioclasa y biotita. Esta re-acción conduce a una disminución de laproporción de hornblenda en la roca(Berger y Stünitz 1996). Imon et al. (2004)y Wintsch y Yi (2002) señalan que la rep-tación por disolución y precipitación esuno de los mecanismos más importantesde deformación de anfiboles en condi-ciones de facies de esquistos verdes altasa anfibolita baja. Asimismo en los aflora-mientos de La Chiquita se identificaronalgunos porfiroclastos rodeados en susbordes por finos granos de hornblendapoligonal (10 μm) y con colas integradastambién por cristales poligonales de horn-blenda de 200 μm, en ciertos casos acom-pañados por epidoto, biotita, plagioclasay cuarzo. Los cristales de hornblenda concolas asimétricas indican un sentido demovimiento sinestral (Fig. 4g). Además,se destacan ciertos porfiroclastos de horn-blenda que desarrollan una morfología ti-po mineral-fish. Estos porfiroclastos pue-den ser utilizados en forma confiable co-mo indicadores cinemáticos (Passchier yTrouw 2005); en este caso se observaronsentidos de cizalla tanto derecho comoizquierdo (Fig. 4h). También se han de-terminado cristales de allanita con colasasimétricas que indicarían un sentido demovimiento sinestral.



DISCUSIÓN

Transición ribbon mylonite/striped gneissy ribbon mylonite/ultramilonitaTanto las observaciones realizadas en elcampo (Fig. 2b) como las realizadas mi-croscópicamente, indican que existe claraevolución desde las ribbon mylonites hastalos striped gneiss, originándose una roca detransición, cuyas características petrográ-ficas revelan una serie de cambios gra-duales entre ambas; esto estaría indican-do que los striped gneiss y las ribbon myloni-tes se forman a partir del mismo protoli-to, como consecuencia de una variaciónen las características de la deformación, ybajo condiciones metamórficas análogas.En las ribbon mylonites, los granos de cuar-zo se presentan homogéneamente distri-buidos en toda la roca, tanto en la matrizmilonítica recristalizada como formandoparte de la cintas, en cambio, en los stri-ped gneiss existe una concentración delcuarzo exclusivamente dentro de las cin-tas, con la consecuente desaparición delmismo en la matriz, originándose un do-minio netamente feldespático. Este com-portamiento está en total concordanciacon lo observado por Hippertt et al. (2001)quienes sostienen que las cintas de cuar-zo se forman por una progresiva dismi-nución de cuarzo de la matriz miloníticay consecuente formación de una rocaanisótropa y no como resultado de unadeformación sobreimpuesta sobre unaroca que presenta originalmente domi-nios cuarzosos. Una característica interesante de destacares la variación en la proporción de mine-rales máficos entre una roca y otra. Talcomo fuera previamente descripto, losstriped gneiss carecen de minerales máficos(Fig. 2b, f), los cuales desaparecen gra-dualmente desde la ribbon mylonite hacia elstriped gneiss, tal como se observa en laFig. 3; esto seguramente está acompaña-do por una posible variación en la com-posición química de las rocas involucra-das (Frisicale com. pers.). Sin embargo, la relación entre milonitas yfajas ultramiloníticas es diferente; loscontactos entre ambas rocas no son gra-

duales, sino por el contrario son contac-tos netos, e implican un cambio impor-tante entre una roca y otra. La principalmodificación está dada por la desapari-ción de los porfiroclastos y una reduc-ción del tamaño de grano de la matriz.Desde el punto de vista mineralógico, po-seen características similares; las ultrami-lonitas están formadas por una mezclaheterogénea polimineral de cristales poli-gonales de feldespatos, cuarzo, anfibolesy en algunos casos piroxeno, todos ellospresentes también en las milonitas quecontienen a estas fajas ultramiloníticas.Kenkmann y Dresen (2002) y Kanagawaet al. (2008) indican que esta mezcla y dis-persión de minerales que forma la matrizde las ultramilonitas de alto grado meta-mórfico se debería a procesos de desliza-mientos de borde de grano acomodadospor difusión (diffusion-accommodated grainboundary sliding).

Mecanismos de deformaciónEl análisis de los mecanismos de defor-mación que afectan a los minerales deuna roca durante procesos metamórficoscomplejos, adecuadamente utilizados,puede ser una herramienta fundamentalpara efectuar estimaciones semicuantita-tivas sobre las temperaturas de miloniti-zación en una zona de cizalla en particu-lar (Knipe 1989). En el área en estudio, extremo oeste de lamegacizalla, se determinó la variación delos procesos de deformación en minera-les como cuarzo, feldespatos, piroxenos yanfiboles de rocas con distinto grado dedeformación, desde ribbon mylonites, stripedgneiss, ultramilonitas y protomilonitas. Te-niendo en cuenta el análisis de los meca-nismos de deformación operantes se dis-tinguen dos zonas con grados metamór-ficos marcadamente diferentes, una demayor grado, que incluye los afloramien-tos de cerro Negro, sector norte y ma-nantiales de Pereda y los afloramientosde las estancias La Manuela y La Chiquitaen las que el grado metamórfico es mar-cadamente menor.En lo que respecta a los mecanismos dedeformación que afectan a las rocas de

mayor grado metamórfico, tanto los fel-despatos como el cuarzo y los piroxenossufren recristalización dinámica, mientrasque la hornblenda estaría en el límite en-tre disolución-precipitación y recristaliza-ción dinámica.La recristalización dinámica de los feldes-patos potásicos normalmente se produceen milonitas formadas a 500-600ºC, co-rrespondiente a facies de anfibolita; mien-tras que las plagioclasas sufren deforma-ción plástica y recristalización dinámicapor rotación de subgranos, en condicio-nes de facies anfibolita superior a faciesgranulita (Srivastava y Mitra 1996). Estoindicaría que la recristalización dinámicade las plagioclasas ocurre a mayor tempe-ratura que los feldespatos potásicos. Se-gún ten Grotenhuist et al. (2003) las mi-croestructuras tipo mineral-fish (Fig. 2g),desarrolladas en feldespatos contenidosen cintas de cuarzo, indican una respues-ta en condiciones de alto grado metamór-fico. Teniendo en cuenta los mecanismosde deformación observados en los fel-despatos de estas rocas (cristales fuerte-mente elongados, recristalización dinámi-ca por rotación de subgranos y migraciónde borde de grano de alta temperatura),es posible inferir que la temperatura deformación de estas milonitas sería supe-rior a los 500-600ºC. Los mecanismos de deformación operan-tes en el cuarzo de milonitas, striped gneissy ultramilonitas, indicaría una recristaliza-ción dinámica por rotación de subgranosy migración de borde de grano de altatemperatura (Stipp et al. 2002). Según es-tos autores, la recristalización por migra-ción de borde de grano comienza a ha-cerse dominante alrededor de los 500 a550ºC; entre los 550 y 700ºC el tamañode los granos recristalizados aumenta con-siderablemente hasta algunos pocos milí-metros. En el caso de las milonitas y stri-ped gneiss de este estudio, se han determi-nado en las cintas de cuarzo, granos quellegan hasta los 4 mm de largo, con locual estaríamos en condiciones de asegu-rar que las temperaturas de deformaciónserían superiores a los 550ºC. Los piroxenos se deforman principal-

mente por deformación cristalo-plástica(porfiroclastos elongados, extinción on-dulante), y en menor medida por recrista-lización dinámica (subgranos en los bor-des y colas de los porfiroclastos). Kruse yStünitz (1999) señalan que la recristaliza-ción dinámica de los piroxenos en milo-nitas gábricas y anortosíticas de Noruega,se habría producido a una temperatura deaproximadamente 700º C y un máximode presión litostática de 900 MPa.Según Passchier y Trouw (2005) el com-portamiento de los anfiboles frente a ladeformación no es bien conocido y pordebajo de los 650-700º C los anfibolessufren una deformación frágil junto condisolución y precipitación, y la formaciónde agregados de grano fino probable-mente se deban a fracturación más que aprocesos de recristalización dinámica. Ber-ger y Stünitz (1996), en un estudio en elque analizan la deformación de cristalesde hornblenda en diferentes condiciones,indican que a temperaturas inferiores a650-700° C y en presencia de agua, losprocesos cristalo-plásticos no parecen serimportantes en la deformación de estemineral, si bien este proceso se vuelvedominante a temperaturas mayores y/omenor actividad de fluido acuoso. Estosautores sostienen que la presencia de es-tructuras núcleo-manto en hornblenda noimplica necesariamente recristalizacióndinámica, y que podría deberse a unacombinación de procesos como fractura-ción, plasticidad intracristalina y disolu-ción-precipitación. Los porfiroclastos dehornblenda de las ribbon mylonites del áreade estudio no se encuentran fracturadosy presentan evidencias de deformación in-tracristalina (cristales elongados, extinciónondulante, maclado, estructuras núcleo-manto, cristales poligonales), lo que indi-caría estas rocas habrían sufrido una de-formación a temperaturas cercanas a los650º C como límite inferior. Los feldespatos de las milonitas forma-das a menores grados metamórficos, zo-na de La Chiquita, muestran tanto micro-estructuras indicativas de deformaciónplástica (recristalización en los límites degrano, mirmequitas y pertitas en llama),

como de deformación cataclástica (porfi-roclastos fracturados, estructuras domi-nó, y kink-bands). De acuerdo con Pryer(1993) estas microestructuras indicaríancondiciones metamórficas de facies deanfibolita a esquistos verdes, con tempe-raturas entre 450 y 500º C. En esta mis-ma localidad, el cuarzo se deforma pormecanismos de recristalización dinámicapor rotación de subgranos (régimen 2 deHirth y Tullis 1992), en condiciones defacies de esquistos verdes medio, en unintervalo entre 400 y 500º C (Stipp et al.2002). En lo que respecta a la hornblen-da, si bien su comportamiento frente a ladeformación no están bien determinado,en esta localidad se puede observar clara-mente que se produce un reemplazo re-trogrado de la hornblenda por epidoto,biotita y plagioclasa; Imon et al. (2004)proponen que la reptación por disolu-ción y precipitación de los anfiboles yplagioclasas se produce en condicionesde facies de esquistos verdes superior aanfibolita inferior.Las microestructuras que caracterizan alas rocas de La Manuela indican que hansufrido una deformación resultante decondiciones metamórficas de facies deesquistos verdes bajo, probablemente contemperaturas cercanas a 300º C. La pre-sencia de granos elongados de cuarzo,con extinción ondulante y formación deprotuberancias (bulging) en los borde delos granos, indicaría condiciones de tem-peratura de hasta 280º C aproximada-mente (Stipp et al. 2002), valor en que seencontraría la transición entre cataclasitasy milonitas (comportamiento friccional-viscoso).

CONCLUSIONES

El área de estudio está caracterizada poruna serie de rocas miloníticas originadasen diferentes condiciones metamórficas. La ocurrencia de fajas de striped gneissdentro de las ribbon mylonites, y el desarro-llo de una zona de transición en la cualuna roca se transforma en la otra en for-ma gradual, indicaría que ambas rocas sehabrían producido a partir de un protoli-

to común y como respuesta a una varia-ción en el grado de deformación, en con-diciones metamórficas de anfibolita agranulita. Esto está de acuerdo con elmodelo propuesto por Hippertt et al.(2001) para gneises cizallados de alto gra-do, en el que los autores indican que laformación de las cintas de cuarzo se de-be a procesos de deformación cristalo-plásticos continuos, por los cuales granosde cuarzo vecinos distribuidos al azar soncontinuamente estirados y segregados. Latransición entre ambas rocas es muy sua-ve y las modificaciones más importantesa medida que nos acercamos al stripedgneiss están dadas por: 1) aumento en laproporción de matriz y consiguiente dis-minución en la proporción de porfiro-clastos; 2) disminución en el tamaño delos porfiroclastos; 3) aumento de la can-tidad de cintas de cuarzo y consecuentedisminución de la proporción de cuarzoen la matriz; 4) disminución y desapari-ción de los mafitos; 5) disminución de laproporción de plagioclasas y aparición desericita.Los striped gneiss se desarrollan en franjasdonde la deformación alcanza un gradomayor; en ellos se produce la desapari-ción casi completa de porfiroclastos defeldespatos y hornblenda. Los feldespa-tos son reemplazados por un agregadode granos poligonales completamente re-cristalizados constituyendo dominios fel-despáticos que se intercalan con las cin-tas de cuarzo. A medida que aumenta elgrado de deformación las cintas de cuar-zo adquieren una mayor continuidad, talcomo fuera señalado por Hippertt et al.(2001).El análisis de los mecanismos de defor-mación actuantes sobre los minerales ta-les como cuarzo, feldespatos, anfiboles ypiroxenos, permite suponer que la milo-nitización tanto en el sector norte, comoen el cerro Negro y en manantiales dePereda, se habría producido en condicio-nes metamórficas de alto grado, facies deanfibolita a granulita, con temperaturasque oscilarían entre 600 y 700º C, dismi-nuyendo a facies de esquistos verdes aanfibolitas en La Chiquita y a facies de



esquistos verdes bajo en La Manuela.Asimismo, en este último sector no se re-conocen rocas de alto grado metamórfi-co como ribbon mylonites y/o striped gneiss.El alineamiento de los afloramientos delcerro negro (rocas de alto grado meta-mófico) y de las estancias La Manuela yLa Chiquita (rocas de grado menor), indi-ca que entre ellos existiría un fallamientode rumbo dextral de orientación norte-sur.El análisis cinemático de la deformaciónpara esta área, muestra que las microes-tructuras observadas (porfiroclastos concolas simétricas y asimétricas, cristales dehornblenda con morfologías tipo mine-ral-fish) tienen un comportamiento ambi-guo como indicadores de movimiento,mostrando tanto movimientos siniestra-les como dextrales. Estas característicasson coincidentes con lo interpretado porFrisicale et al. (1998, 2001a) y Jorgensen etal. (2008) para distintas zonas de la mega-cizalla, donde se plantea que el desarrollode la misma y la deformación sufrida enlocalidades cercanas, responde a proce-sos de convergencia ortogonal de direc-ción NNE, en los cuales predomina la ci-zalla pura (aplastamiento) con escasacomponente de cizalla simple o transcu-rrencia.

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen al Dr. FernandoHongn y al Dr. Roberto Martino por susvaliosas sugerencias que contribuyeron amejorar este manuscrito. Este trabajo fuefinanciado con fondos de los subsidiosPIP 02736 del CONICET, PICT 10794/2002 de la Agencia Nacional de Promo-ción Científica y Tecnológica y 24/ H045de la Secretaría General de Ciencia y Tec-nología de la Universidad Nacional delSur.

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Recibido: 18 de junio, 2009Aceptado: 12 de mayo, 2010


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