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Revista SUG (2005): Nº 12, 75-90Sociedad Uruguaya de Geología

ROCAS METAPELÍTICAS DE LA SUITE METAMÓRFICA CHAFALOTE(SE DEL ESCUDO URUGUAYO)

CHAFALOTE METAMORPHIC SUITE METAPELITIC ROCKS(SOUTHEASTERN URUGUAYAN SHIELD)

Masquelin, H.1 ; Nessi, A.2 ; Paris, A.2

1 Departamento de Evolución de Cuencas, Fac. de Ciencias – UdelaR,E-mail: [email protected]

2 Bachiller de la Licenciatura en Geología, Fac. de Ciencias - UdelaR

RESUMEN

La Suite Metamórfica Chafalote está constituida por gneises pelíticos, psamíticos, calcosilicatadosy máficos, afectados por un metamorfismo en facies granulita del Neoproterozoico. Las rocas de protolitosemipelítico y pelítico presentan asociaciones minerales y texturas que diagnostican temperaturas arribade 800ºC. Las tramas de metapelitas son descritas con el objetivo de interpretar los protolitos y derelacionar mejor el metamorfismo con la deformación. La superficie de referencia principal esinterpretada como un bandeado compuesto S

b (S

b = S

0 / S

1 / S

2). Posibles evidencias son presentadas de

estratificaciones gradada y cruzada en semipelitas de grano fino ricas en cuarzo. Las mismas contienenortopiroxeno. Se presenta una correlación entre la trama de pico térmico y las tramas derivadasproducidas durante la trayectoria retrógrada, ambas para metapelitas.

Palabras clave: semipelita, granulita, estratificación gradada, Neoproterozoico, Uruguay

ABSTRACT

Chafalote Metamorphic Suite is characterized by pelitic, psamitic, calc-silicate and mafic gneisses,which are affected by a Neoproterozoic granulite facies metamorphism. The rocks derived fromsemipelite and pelite protoliths show mineral assemblages and textures typical for temperatures over800ºC. The metapelite fabrics are described to interpret these protoliths and to better understand therelationships between metamorphism and deformation. The main reference surface is interpreted as aS

b composite banding (S

b = S

0 / S

1 / S

2). Some layers record graded and crossed bedding preserved in

fine-grained quartz-rich semipelites. They contain orthopyroxene. A correlation is presented betweenthermal peak fabrics and retrograde path derived fabrics, both for metapelites.

Keywords: semipelite, granulite, graded bedding, Neoproterozoic, Uruguay

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INTRODUCCION

El sector Sureste del Escudo Uruguayo (cf.Masquelin 2005) es una de las regionesgeológicamente menos conocidas del basamentocristalino de Uruguay. Esta región es clave pararetratar la evolución tectónica de la convergenciaentre los cratones Río de la Plata, Zaire y Kalaharidurante la amalgamación del Gondwana (Basei etal. 2005).

Allí, los trabajos de cartografía geológica re-gional (Masquelin & Tabó 1990; Masquelin 2002)pusieron de manifiesto la existencia de un com-plejo de alto grado, integrado por diferentes tiposde orto y paragneises, con una gran variedad deasociaciones minerales y texturas (Masquelin &Morales 2002).

La secuencia paraderivada, con composicionesdesde siliciclástica a carbonática y unmetamorfismo en facies anfibolita a granulita, fuedefinida como Suite Metamórfica Chafalote(SMCh) (Masquelin et al. 2001). La misma fuecorrelacionada con la secuencia conocida comoSuite Metamórfica Várzea de Capivarita deFernandes et al. (1990), aflorante en Rio Grandedo Sul, debido a que ambas tienen idénticaslitologías y características metamórficas(Masquelin 2002; Gross et al. 2005). En esa últi-ma, se reconocieron metapsamitas con estructu-ras sedimentarias preservadas (Silva et al. 2002).Además, las condiciones P-T por termobarometríay la edad Neoproterozoica del metamorfismo fue-ron bien establecidas (Lima et al. 1998; Silva etal. 2002).

Muchas rocas afectadas por un metamorfismode facies anfibolita y granulita pueden presentarestructuras relictas sedimentarias e ígneas, en zo-nas de baja deformación y/o áreas calentadas porperíodos relativamente cortos de tiempo (e.g.Vernon & Williams 1988; Reed et al. 1996; Vernon1996). Las mismas se encuentran en rocas ricasen SiO

2 y pobres en K

2O (Waters 1994). Una in-

terpretación estructural correcta es prioritaria nosólo para definir el protolito sino porque cuandola deformación fue baja, es posible sugerir el de-sarrollo de un único evento metamórfico (cf.Passchier et al. 1990; Vernon 1996). En la SMCh,la determinación de una naturaleza pelítica fueestimada por inferencias sobre asociaciones mi-nerales ricas en cordierita, almandino y sillimanita.En cambio, la presencia de un registro estructural

sedimentario preservado aún no fue investigadaen esas rocas.

Por otra parte, las relaciones de contacto entrela secuencia paraderivada predominante y las uni-dades ortoderivadas se definieron como de cortemagmático y tectónico. Un contacto magmático fueinferido entre los metagranitoides máficos de la SuiteIntrusiva Cerro Bori y la Suite MetamórficaChafalote, asumiendo que los xenolitos de gneisesmáficos provenían de dicha secuencia (Masquelin& Morales 2002). Sin embargo, esa información nodocumenta con suficiente rigor la relación de con-tacto entre los orto y paragneises mencionados (cf.Masquelin 2002).

Finalmente, no se caracterizaron del todo bien lasestructuras deformacionales de la SMCh. En parti-cular, las tramas metamórficas pueden ser utilizadascomo calibres primarios, diagnósticos de tempera-tura y presión, así como de los mecanismos de de-formación asociados a la recristalización dinámicay la cinética de reacciones metamórficas (Brodie &Rutter 1985). Su reconocimiento puede condicionarla interpretación de posibles dataciones absolutas.

En virtud de ello, el objetivo del presente trabajoconsiste en describir la geología de afloramientosclave en los alrededores de Cerro Áspero para: (i)caracterizar los protolitos a través de las estructurassedimentarias preservadas, (ii) mostrar la relaciónestratigráfica entre las rocas magmáticas catazonalesy la secuencia paraderivada, (iii) caracterizar mejorlas tramas deformacionales de la secuencia pelítica,tanto desde el punto de vista cinemático como entérminos de mecanismos de deformación y cinéticade reacción, y (iv) actualizar el conocimientogeológico de la región en su conjunto.

GEOLOGIA REGIONAL

La región de estudio se ubica en el SE de Uru-guay, entre las coordenadas esféricas diagonales X

1

= -54º15’ y X2 = -55º00’ longitud oeste, Y

1 = -35º00’

e Y2 = -34º00’ latitud Sur, limitada entre las zonas de

cizalla transcurrentes Sierra Ballena al Oeste, y La-guna Rocha al Este (Masquelin 2002; Figura Nº 1).

Esta región está integrada por orto y paragneisesmetamorfizados en condiciones P-T de grado me-dio a alto, coexistiendo con el desarrollo de fusiónparcial. La SMCh constituye una secuenciaparaderivada, de composiciones siliciclástica acarbonática, intercalada con metagranitoides. Deri-varía principalmente de pelitas, psamitas, margas y

Rocas metapelíticas de la suite metamórfica Chafalote...

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Figura 1: Mapa geológico de la zona de Cerro Áspero, con la ubicación de los afloramientos de metapelitas: A. Ubicación regional en el dominio orien-tal del Escudo Uruguayo. B. Rocas metamórficas de alto grado comprendidas entre un conjunto de granitoides neoproterozoicos y una faja de rocas

supracorticales de bajo grado. C. Mapa geológico de los alrededores de Cerro Áspero.Figure 1: Geological map of Cerro Aspero Zone, showing the metapelite outcrop localities: A. Regional location in the Eastern Domain of UruguayanShield. B. High-grade metamorphic rocks located between neoproterozoic granitoids and a low-grade supracrustal rocks belt. C. Geological map in

the vicinity of Cerro Aspero.

calizas impuras.La principal estructura planar regional corres-

ponde a un bandeado compuesto rectilíneo Sb (Sb

= S0 / S1 / S2) de rumbo E-O, y buzamiento deángulo bajo a moderado (25º a 70º), groseramen-te inclinado hacia el N, aunque también se orien-ta, por sectores, en la dirección NO-SE (~ N130º).

Se estima que la SMCh y los meta-granitoidesconstituyen extensos colgajos sobre otrosgranitoides, de tendencia calcoalcalina y asimila-

ción siálica. Estos últimos podrían presentar di-mensiones batolíticas no aflorantes.

El conjunto litológico mencionado ocupa unbloque tectónico que fue exhumado desde la cor-teza inferior durante la Orogénesis Brasiliana. Losdesplazamientos horizontales (tangenciales ytranscurrentes) respecto del Cratón Río de la Pla-ta son más controvertidos, dado que se presentanmodelos que van desde la parautoctonía lateral(parte de la historia común con bloques adyacen-

Masquelin, H.; Nessi, A.; Paris, A.

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tes) hasta la aloctonía lateral completa (acreciónde ‘Terrenos’). Algunos modelos consideran al blo-que en cuestión como la raíz de un arco magmáticode margen continental activa, exhumado, erosionadoy compartimentado por fallas transcurrentes(Fernandes et al. 1995; Koester et al. 2002). En fun-ción de diferencias en las edades modelo TDM Sm /Nd, también se lo considera como un ‘terrenoalóctono’ de basamento prebrasiliano acrecionadoal Cratón Río de la Plata durante la OrogénesisBrasiliana (Basei et al. 2001).

La SMCh está recortada por una serie de rocasmagmáticas intrusivas: (i) metagranitoidescatazonales, aún no datados (Suite Intrusiva Ce-rro Bori), y (ii) granitoides potásicos de intrusiónepizonal, de los cuales el granito Rocha presentóuna edad Rb-Sr (RT) de 678±14 Ma, el granitoGarzón, una edad Rb-Sr (RT) de 601±20 Ma(Preciozzi et al. 1993), el granito El Pintor, unaedad U-Pb en circón convencional de 546±69 Ma(Masquelin 2002). El granito Cerro Áspero, el másisótropo de la zona, aún no fue datado.

Los metagranitoides catazonales se presentanen forma de apófisis transformadas en cuerposlenticulares (¿pods de charnoenderbitas?). Estosse inyectaron en la secuencia paraderivada a lolargo de zonas de cizalla dúctiles (Figura Nº 2).

La hipótesis de emplazamiento sugerida es lade que un magma tonalítico, formado a corta dis-tancia, habría sido canalizado, ascendiendo a lolargo de zonas de cizalla discretas de orientaciónN-S a N160º, que recortan el bandeado gnéisicode orientación E-O a N120º. En consecuencia,habría formado apófisis de ortogneises máficosde tamaño métrico a decamétrico. Esta relaciónde campo entre granitoides máficos y paragneisesse confirma en muchos afloramientos y sería se-mejante a la de otras secuencias de alto gradobrasilianas, como la reconocida en Juiz de Fora(e.g. Duarte et al. 2000).

La composición de esos metagranitoidescatazonales máficos es variable. Los más alcalinoscontienen Opx, Bt, Pl (An

42), Mic y Qtz. Los más

cálcicos contienen Opx, Bt, Pl (An55

) y Qtz. Comoaccesorios se encuentran: circón, apatito, ilmenita,monacita, sulfuros y rutilo.

Una lineación de estiramiento espiralada fueobservada en algunos cuerpos lenticularesdecimétricos de ortogneises máficos. Se interpre-tó como el resultado de una deformación con tor-sión durante el emplazamiento del magma.

En algunos casos, la textura de estosmetagranitoides es ‘casi’ granuda, aunque con cier-ta deformación dúctil. Cuando en estas rocas sedesarrolla una deformación más intensa, se pro-duce una trama protomilonítica con plieguesisoclinales que afectan al bandeado. Esta es in-yectada por venas tardías. Con elretrometamorfismo y la deformación de baja tem-peratura, los ortogneises se empobrecen progresi-vamente en ortopiroxeno y enriquecen en tremolita(seudomorfos).

La discordancia estructural entre losmetagranitoides máficos y la secuenciaparaderivada, por contacto intrusivo, podría resul-tar del proceso de anatexis de las propiassemipelitas, como fuera propuesto para una aso-ciación de rocas muy similar en el Macizo de Bo-hemia (cf. Dolejs 1998).

La edad 147Sm/144Nd del metamorfismo (M1) fueestablecida para la paragénesis de pico térmico demetapelitas de esa Suite (par granate-roca total)en ca. 600±24 Ma (Gross et al. 2005). Los grana-tes utilizados para datar el metamorfismo conser-van el registro de pico térmico (ca. 800ºC) y larecristalización asociada, lo que indica tempera-turas corticales de facies Granulita.

Los resultados radimétricos, junto con la exis-tencia de estructuras sedimentarias preservadas,en Várzea do Capivarita (Silva et al. 2002), per-mitieron sugerir que ambas secuenciasparaderivadas (i.e. Várzea do Capivarita yChafalote) habrían constituido una misma cuenca

Figura Nº 2 - Relación de contacto intrusivo entre metagranitoidestonalíticos y secuencia paraderivada, con foliación E-O.

Figure 2 – Intrusive relationship between tonalitic metagranitoids andparaderived sequence with E-W foliation trending


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marginal, anterior a la colisión entre los cratonesKalahari y Río de la Plata (Gross et al. 2005).

Los granitoides epizonales post-metamórficos tie-nen una relación de contacto neto con los orto yparagneises. Por ejemplo, el granito Rocha es ungranito leucócrato a dos micas, emplazado en formade N-S, de 15-20 km de largo y 1 km de ancho (arre-glo de Riedel dextral). Su emplazamiento debió pro-ducirse durante un evento tectónico controlado porun esfuerzo máximo principal orientado groseramen-te N-S (Masquelin 1995).

RELACIONES DE CAMPODurante el metamorfismo progrado, la

recristalización completa tiende a oscurecer lasestructuras del protolito sedimentario. Lasmetapelitas, al ser más reactivas, tienden arecristalizar activamente, borrando toda estructu-ra primaria. En cambio, algunas metapsamitas,poco reactivas, pueden conservar laminaciones yestratificación gradada bajo ciertas condiciones:(i) corta duración del metamorfismo, (ii) baja de-formación, y (iii) presencia en pequeños granosdispersos de un mineral no reactivo o estable (cf.Vernon 1996). La estratificación gradada inversase hace evidente con el cambio de composición.Se pueden establecer criterios metasedimentariospara distinguir los protolitos de litotipos contiguos,en una secuencia siliciclástica (Banks &Winchester 2004; Tabla Nº I).

Tabla Nº I - Cuadro de nombres metasedimentarios y protolitos para rocas metamórficas paraderivadas de alto grado, sin Ms+Qtz. P=pelita; Q=cuarzo;F=feldespato (adaptado de Banks & Winchester 2004).

Table I - High-grade paraderived metamorphic rocks correlated with their metasedimentary and protolith names. (P=pelite; Q=quartz; F=feldspar;adapted from Banks & Winchester 2004).

LitotiposLas rocas metasedimentarias de la zona de

Cerro Áspero presentan cinco variedadescomposicionales principales: (i) gneisesleucócratos de grano fino (semipelitas I), (ii)gneises leucócratos de grano grueso (semipelitasII), (iii) cuarcitas puras (cuarzo-arenitas), (iv)gneises ‘veteados’ mesócratos (semipelitas III), y(v) gneises a Grt + Bt equigranulares (semipelitasIV).

Los metasedimentos carbonáticos desarrollanvarios litotipos calcosilicatados y máficos, y noserán tratados en detalle.

EstructurasLa estructura definida por el bandeado gnéisico

compuesto (Sb) puede subdividirse en: (i) zonas

de alta deformación, y (ii) zonas de baja deforma-ción.

Las zonas de baja deformación encierran plie-gues de una fase anterior y pueden constituir domi-nios lenticulares, conteniendo al bandeado inicial (S

0

/ S1). Este bandeado preserva probables estructuras

primarias de protolito sedimentario. Por ejemplo, enel afloramiento 285, se reconoce una alternancia entregneises leucócratos de grano grueso y fino(semipelitas I y II). El bandeado definido parece serla estratificación (S

0), por dos razones: (i) la transi-

ción desde bandas de grano fino a grueso sugiere lapreservación de estratificación gradada inversa, y (ii)


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la lineación de porfiroblastos máficos en la zonainterna del gneis de grano fino está a 30º respectode la superficie del bandeado paralelo, pudiendointerpretarse como una estratificación cruzada(Figura Nº 3A).

Las zonas de alta deformación se reconocen porla presencia de tramas achatadas y plieguesisoclinales. Se observa una alternancia, entre finasbandas de gneises veteados mesócratos (ancho < 10cm) y gneises leucócratos de grano grueso (FiguraNº 3B). El contacto entre ambas bandas está marca-do por segregaciones de composición granítica. Lospliegues isoclinales más precoces afectando a la su-perficie más antigua reconocida (S0 / S1), resultan deuna deformación según un comportamiento dúctilde alta temperatura. Estos pueden ser de dos tipos:(i) clase 1B (Ramsay 1967), con charnelas romas,afectando a bandas cuarcíticas, y (ii) clase 1C, concharnelas espesadas, afectando a capas de semipelitasveteadas. Estos últimos presentan un plano axialparalelo a S2 (eje 22º al 110º y PA N 85º E / 80º;Figura Nº 3C).

Finalmente, los pliegues tardíos afectando albandeado (S

b) presentan plano axial S60ºE, 70ºSO y

eje 50º hacia el SE, así como zonas de alta deforma-ción N20ºE y generan una nueva alternancia de do-minios de alta y baja deformación, en esa posición.

Por ejemplo, el afloramiento 251 muestra elbandeado regional E-O (S

b) recortado por una zona

de alta deformación N20ºE (Figura Nº 4). En esanueva orientación, se inyectan venas de cuarzo ylas cuarcitas están afectadas por milonitización debaja temperatura.

Las estructuras observadas en foto aérea esca-la 1:20.000 (Figura Nº 4A) muestran el desarrollode un intrincado patrón de interferencia de plie-gues, en particular entre un tren de onda de planoaxial NE y un tren de onda de orientación E-O. Lamayor o menor incidencia de cada uno genera geo-metrías variables.

En el afloramiento 251 (Figura Nº 4B), predo-mina un bandeado con foliación marcada por laorientación paralela de las ‘bandillas negras’milimétricas (dominios máficos), la biotita y lasbandas de cuarzo límpido en una dirección N20ºE,con buzamientos altos (70º-90º). La trama N20ºE

Figura Nº 3 - Relaciones de contacto entre rocas del afloramiento 285:A. Alternancia de gneises leucócratos de grano grueso (1) y ‘estratos’

metapsamíticos (2). B. Banda semipelítica máfica(2) entre dos bandasmetapsamíticas(1); nótese la vena granítica (3) en el contacto. C. Plie-gue isoclinal (clase 1C de Ramsay 1967) afectando a una banda máficade semipelita (2) en contacto con gneis leucócrato de grano grueso (1).

Figure 3 - Boundary relationships between metapelitic rocks fromCor285 locality: A. Leucocratic coarse-grained gneisses alternating

with metapsamitic layers. B. Mafic pelitic pod (2) between twometapsamitic layers (1); note the granitic vein between mafic and

quartz-feldspathic layers. C. Class 1C isoclinal fold, affecting a maficsemipelitic layer in the contact with leucocratic coarse-grained gneiss.


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(S3) no borra completamente la trama anterior (Sb),de la que pueden observarse pliegues abiertos aapretados y se reconocen: (i) gneises veteados(metapelita cordierítica), (ii) una alternancia en-tre gneises veteados y gneises leucócratos, y (iii)gneis máfico (¿calcosilicatado?) a ortopiroxeno ybiotita (Figura Nº 4C). Los pliegues son cortados

Figura Nº 4 – Ubicación del afloramiento 251: A. Foto aérea 1:20.000de los alrededores del afloramiento 251. B. Esquema geológico del

afloramiento 251. C. Mapa detallado en la esquina NE del afloramientomostrando el bandeado (S

b).

Figure 4 – Structural location of the outcrop nº251 in: A. Aerial pho-tography (1:20.000) overview in the neighbouring of the outcrop. B.

Geological sketch of the outcrop nº251. C. Detailed mapping at the NEcorner of the outcrop showing Sb banding.

por filones del Granito Cerro Áspero (microgranitoa biotita, de 30 cm de ancho).

Por último, un evento de baja temperaturaretoma el bandeado E-O (Sb), generando plieguesderechos tardíos con esquistosidad de plano axialN70ºE (S4), en condiciones de menor temperatu-ra. Esta foliación contiene lentes semipelíticos nofoliados que preservan el bandeado crenulado dealto grado.

PETROGRAFÍA

Afloramiento 285Las semipelitas del afloramiento 285 compren-

den diversos litotipos: (i) gneis leucócrato de gra-no fino, (ii) gneis leucócrato de grano grueso, (iii)gneis mesócrato veteado. Las abreviaciones deminerales fueron realizadas según Kretz (1994).

Gneis leucócrato de grano finoEl gneis leucócrato de grano fino es rico en

cuarzo. Las bandas paralelas contienen un mineralmáfico en porfiroblastos alargados que resultó serortopiroxeno (Opx) (Figura Nº 5A). El Opx sepreserva en relictos intersticiales, cuya extincióncomún permite reconstruir los porfiroblastosoriginales, anteriores a la recristalización pasivade pico térmico (Figura Nº 5B). Muchos de losgranos se encuentran sustituidos por bastita perootros están bien preservados, indicando extinciónparalela común. Se reconoce la asociación mineralQtz + Opx + Grt + Pl, siendo ésta la primeraocurrencia documentada de Opx en semipelitasde la secuencia Chafalote. Los contactos entreortopiroxeno y cuarzo (Qtz) son lobados (FiguraNº 5C). Los cuarzos son límpidos y la migraciónde borde de grano en el cuarzo produce bulgingdentro de la plagioclasa (Pl) (An

43). Pese a no

encontrarse en contacto, el granate (Grt) apareceen granos pequeños sin inclusiones muy cerca delOpx (Figura Nº 5D).

Gneis leucócrato de grano gruesoEl gneis leucócrato de grano grueso presenta

una mineralogía diferente (Figura Nº 5E). La rocatiene dominios máficos alargados, pero se destacapor la casi ausencia de filosilicatos. Esta rocacontiene una mineralogía reactiva, aún encondiciones retrógradas y desarrolla tramas quepodrían ser el resultado de reacciones con fusiónparcial.

Los dominios máficos presentan una textura


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granoblástica interlobada, y están compuestos porabundante cordierita (Crd), granate (Grt), espinelohercinítico (Hc80), biotita (Bt) y a veces sillimanita(Sil). La Crd es el mineral dominante y desarrollaagregados de textura poligonal alrededor deporfiroblastos subidioblásticos de Grt. Tambiénse observan granos de Crd idioblásticos (FiguraNº 5F). La Crd presenta, a veces, coronas depinnita, sobre la que a veces recristaliza muscovita(Ms) con textura decusada. Esta Ms se estabilizaen condiciones de bajo grado durante elmetamorfismo retrógrado. La Bt es titanífera sepresenta en dos variedades: (i) cristales marronescorroídos aislados en el Qtz (Bt1), y (ii) hojas rojasintercrecidas con Crd (Bt2). El Grt contienenumerosas inclusiones de Crd, Bt2, Qtz y fibrolita(Sil). Es sudidiomorfo a xenomorfo, ya que estáafectado por engolfamiento debido a la migraciónde borde de grano de la Crd. El intercrecimientoespinelo-ilmenita (Spl-Ilm) presenta texturasimplectítica en contacto con la Crd.

Los agregados poligonales de Crd rodean acristales esqueletales de Hc (hercinita) e Ilm(ilmenita), así como a escasos cristales de Sil(Figura Nº 5G). En luz analizada, los mismospresentan típicas maclas polisintéticas acuñadasy cortadas a 60º (maclas hexagonales), así comoclivajes e inclusiones de cuarzo con contactospleocroicos (Figura Nº 5H). Las inclusiones demonacita en Crd son abundantes y presentan unacorona metamicta.

Los dominios félsicos contienenprincipalmente feldespato alcalino (Kfs),plagioclasa (Pl), cuarzo (Qtz), granate (Grt) y pocabiotita (Bt

1). El Kfs se presenta en agregados con

textura granoblástica interlobada a poligonal, convértices a 120º. En contacto con los dominiosmáficos (restita), el Kfs desarrolla típicassimplectitas de reacción. Las simplectitasocurridas en el contacto de las ortosas con lacordierita, así como delicadas mirmequitas en elborde de las ortosas indican que el feldespatoalcalino pertenece a la misma asociación mineralque los minerales máficos (Grt, Crd, Spl, Hc).

El Qtz puede desarrollar bandas alargadas congranos límpidos. La plagioclasa está afectada porengolfamiento de Qtz.

Gneis mesócrata veteadoEl gneis veteado mesócrata de grano fino

(afloramiento 285), ocurre en forma de bandasrectilíneas de metapelita dentro de gneises

leucócratos gruesos cuarzo-feldespáticos. La tramamuestra una concentración inusual de dominioslenticulares milimétricos ricos en pinnita (clorita+ muscovita), derivada de Crd, junto con Spl-Ilmy escasa Bt titanífera. A diferencia de las bandascon fusión parcial más clara, estas no poseenmucho Grt. Esta estructura parece sugerir laexistencia de dos procesos diferentes de fusiónparcial, pero en realidad se puede interpretar comodos etapas del mismo único proceso (cf. Dolejs1998).

La trama de los gneises veteados mesócratas enel afloramiento 251 presenta una alternancia de‘bandillas negras’ y otras más claras. Ese término decampo fue útil para reconocer este litotiporegionalmente. Las ‘bandillas negras’ presentan untono verde oscuro a negro, se alternan con dominiosricos en sílice (tono gris-verdoso claro), conagregados de pequeños granates (rosados) y elconjunto es cortado por venas cuarzo-feldespáticasde grano grueso (Figura Nº 6A). Estos gneisesveteados cordieríticos presentan bandas másalargadas sugiriendo mayor deformación. Losdominios restíticos constituyen el 40% de la trama(Figura Nº 6B).

Gneis a granate y biotitaOtra variedad de semipelita consiste en un gneis

a granate y biotita de textura equigranular (FiguraNº 6C). Los granates desarrollan porfiroblastos detamaño centimétrico, dejando una corona sinbiotita alrededor de los mismos (Figura Nº 6D).Allí puede reconocerse una biotita magnesiana(melanosoma), la corona leucócrata (leucosoma)y luego el gneis a Bt y Grt sin fusión parcial.

Cuarcita feldespáticaEl siguiente litotipo es un gneis de grano fino que

grada a una cuarcita feldespática sin mica. Las bandasricas en cuarzo se comportan dúctilmente,acomodando con mayor facilidad la deformación dealta temperatura y desarrollando un bandeadorectilíneo (Figura Nº 6E). Debido a su bajareactividad, las bandas cuarcíticas se comportancomo resisters frente a la fusión parcial. El leucosomase concentra en las bandas más leucócratas.

CuarcitaAlgunas bandas psamíticas son tan ricas en

cuarzo que se tornan una verdadera cuarcita. Laroca presenta color azul-celeste y texturagranoblástica poligonal. No posee estructuras pri-marias ya que su protolito debió ser una cuarzo-arenita, de recristalización sencilla. Estas rocas


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Figura Nº 5 - Metapelitas del afloramiento 285: A. Semipelita con posible estratificación gradada y lineación mineral de Opx. B. Asociación Opx-Qtz-Pl-Bt-Grt. C. Contactos lobados entre Opx, Pl y Qtz. D. Opx en contacto con Grt. E. Gneis pelítico de grano grueso con dominios máficos de Crd + Spl+ Ilm + Bt

2. F. Crd prismática en contacto con Bt

2 y Grt. G. Crd policristalina en contacto con Spl (Hc) e Ilm. H. Banda de Crd policristalina maclada.

EG = Estratificación gradada.

Figure 5 - Metapelites from outcrop nº285: A. Semipelite with graded bedding and Opx mineral lineation. B. Opx – Qtz – Pl – Bt - Grt mineral assem-blage. C. Lobate boundaries between Opx, Pl & Qtz. D. Opx-in contact with Grt. E. Coarse-grained pelitic gneiss with Crd-Spl-Ilm-Bt2 mafic domains.F. Prismatic idiomorphic Crd in contact with Bt2 & Grt. G. Polycrystalline Crd pods in contact with Spl (Hc) - Ilm. H. Polycrystalline twinned Crd. EG

= Graded bedding.


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ricas en cuarzo se deforman dúctilmente en el altogrado. Sin embargo, éstas son refractarias frente alas reacciones de fusión parcial con deshidrata-ción. En la muestra de este litotipo (Figura Nº 6F)se interpreta una estratificación gradada invertidadesde una semipelita (gneis a Bt-Grt) hasta una‘cuarzo-arenita’ (cuarcita) sin registrosedimentario.

Gneis máfico piroxénicoSe reconocieron cuerpos tabulares de gneis

máfico a clinopiroxeno (Cpx) y biotita (Bt). Estelitotipo presenta bandeado rectilíneo y foliaciónde Bt y se intercala con los gneises pelíticos. Lamuestra estudiada contiene Cpx, Bt, Pl y posiblebrucita (Figura Nº 6G).

Pese a la inyección de venas cuarzo-feldespáticas de grano grueso que recortan la roca,la trama de pico térmico está preservada de lafusión parcial (Figura Nº 6H).

Gneises leucócratos de grano gruesoEn lámina delgada, los dominios ricos en Crd

se presentan como claras asociaciones mineralesrestíticas frente a la cristalización de cuarzo yfeldespato (Figura Nº 7A). Una foliación previade Bt alargada y algo alterada (¿S

1?) puede ser

sugerida pese a la sobreimposición de las bandasde leucosoma (S

2). Los dominios restíticos máficos

presentan texturas típicas de pico térmico,generadas mediante la reacción Fe-Crd = Spl (Hc)+ Qtz + H

2O (Holdaway & Lee 1977). Los

porfiroblastos de Grt son rodeados por dominiospolicristalinos grano-blásticos de Crd y a su vez laCrd policristalina contiene guirnaldas deporfiroblastos de Hc e Ilm que nunca están encontacto con el Grt (Figura Nº 7B). El Kfs presentasimplectitas de reacción en contacto con la Crd, asícomo mirmequitas de borde más pequeñas (FiguraNº 7C).

Los dominios máficos contienen Crdpolicristalina con pequeñas inclusiones de biotita(Bt

3), porfiroblastos de Hc y agregados de

sillimanita prismática mostrando su sección (001)con clivaje diagonal (Figura Nº 7D). Las maclaspolisintéticas de la Crd, indican una orientaciónpreferente de la trama (Figura Nº 7E). La mismapresenta inclusiones de Qtz y Bt titanífera (Bt

2)

con bordes pleocroicos (Figura Nº 7F).A diferencia del gneis veteado mesócrata, en

donde la Crd se encuentra casi siempre sustituidaparcial o totalmente por un agregado de pinnita(Chl+Ms), en los gneises cuarzo-feldespáticos de

grano grueso la misma se conserva intacta. Lamuestra de ese litotipo fue tomada dentro de unode esos ‘estratos’ melanócratas (Figura Nº 4C).En la misma se observan agregados de granateidiomorfo sin inclusiones, asociados a las bandasrestíticas (Figura Nº 7G). En los dominiosrestíticos se observa la presencia de hercinita (Hc)en una textura simplectítica de reacción con Ilm,bordeada por un agregado granoblástico de Crd(Figura Nº 7H).

CONDICIONES P-T

Las condiciones de metamorfismo regional(M1) de la SMCh alcanzaron el facies granulita entodas las litologías (Masquelin et al. 2001; Grosset al. 2005).

Para las metapelitas, el campo de estabilidadde la asociación mineral Crd – Grt – Bt – Sil – Kfs– Pl – Qtz (bandas ricas en sílice) o de la asociaciónmineral Grt – Crd – Bt –Spl – Sil – Kfs – Pl (bandaspobres en sílice) indica un rango de presiones entre2 y 5 kbar y temperaturas por debajo de la reacciónde deshidratación de Bt + Pl + Qtz (< 800-820ºCa 2-5 kbar; Spear et al. 1999). El Opx no ocurreen metapelitas comunes pero quedó preservadoen las semipelitas ricas en cuarzo.

En metapelitas ricas en Sil, la estabilidad de laasociación mineral de pico metamórfico (sinmuscovita), Grt – Bt – Sil – Kfs – Qtz – Ilm – Rut,así como la ausencia de fracción fundida, indicantemperaturas arriba de la reacción de deshidrata-ción de Ms + Qtz = Sil + Kfs + H

2O, y debajo de la

reacción Kfs + Sil + Qtz + H2O = líquido. Esto

restringe el campo de estabilidad a 0-6 kbar y 530º-900ºC. En semipelitas ricas en cuarzo, la estabili-dad de la asociación mineral Grt – Opx – Bt – Pl –Qtz indica que se alcanzaron las condiciones defusión parcial en ausencia de fluidos, por encimade la formación de Opx, con un rango de 875º-900ºC de temperatura, a 10 kbar (Nair & Chacko2002).

En los gneises máficos a dos piroxenos (no tra-tados en detalle), las asociaciones minerales Opx– Cpx – Hbl – Bt – Pl – Qtz y Opx – Grt – Cpx – Hbl– Bt – Pl – Qtz indican un campo de estabilidad debaja a media presión (700º-850ºC a 5-7 kbar;Green & Ringwood 1972).

La asociación mineral Cpx-Hbl-Pl enanfibolitas puede ocurrir en un rango de 400º a700ºC para 1-20 kbar (a

H2O=1.0, Grt

Grs=0.4 y


85

Figura Nº 6 - Litotipos del afloramiento 251: A. Gneis pelítico (semipelita I) con bandeado orientado NE-SO. B. Microestructura de metapelita‘veteada’ con ‘bandillas negras’ típicas. C. Gneis a biotita y granate (semipelita II). D. Porfiroblasto de Grt rodeado por melanosoma y leucosoma. E.Metapsamita muy rica en cuarzo, no reactiva, con bandeado paralelo a S

0. a subconcordantes. F. Posible estratificación gradada en metapsamita. G.

sector de baja deformación presentando gneis máfico a Cpx+Bt. H. Bandeado del gneis máfico a Cpx-Bt.

Figure 6 – Lithotypes from outcrop nº251: A. Pelitic gneiss (semipelite I) with NE-SW gneissic layering. B. Striped microstructure in metapelite withtypical ‘black veinlets’. C. Bt - Grt gneiss (semipelite II). D. Melanosome and leucosome rim around Grt porphyroblast. E. Qtz-rich unreactive

metapsamite with S0 parallel banding. F. Possible graded bedding in metapsamite. G. Low strain pod within Cpx-Bt mafic gneiss. H. Cpx-Bt maficgneissic layering.


86

Figura Nº 7 - Petrografía de los gneises pelíticos: A. Crd y Grt en gneis leucócrato (luz polarizada). B. Croquis mostrando la microestructura de undominio textural máfico. C. Kfs con simplectitas de borde (luz analizada). D. Agregado policristalino de Crd con hercinita y agregados de sillimanita(luz polarizada). E. Agregado de Crd (luz analizada) con hercinita. F. Cordierita (luz) con inclusiones de cuarzo. G. Agregados de granate en bandas

pobres en sílice de semipelita. H. Textura simplectítica entre Crd, Spl e Ilm, coexistiendo con Grt.

Figure 7 – Petrography from pelitic gneisses: A. Leucocratic gneis with Crd & Grt (natural light). B. Mafic pelitic pod microstructure sketch. C. Kfsboundary reaction symplectite (crossed Nichols). D. Polycrystalline cordierite aggregate with hercynite and sillimanite aggregate (natural light). E. Crdaggregate with hercynite. F. Qtz-bearing cordierite (crossed Nichols). G. Grt aggregate in poor silica semipelite bands. H. Crd – Spl – Ilm symplectite,

coexisting with Grt.


87

AnPl=0.5; Pattison 2003). En anfibolitas a grana-

te, la estabilidad de la asociación mineral Cpx-Grt-Pl-Qtz indica un rango de estabilidad de 400º-700ºC para 3-13 kbar (a

H2O=1.0, Grs

0.25 y An

0.35).

SECUENCIA DE EVENTOS

Se postulan dos eventos de deformación prin-cipales (D

1 y D

2). El evento D

1 conduce al desa-

Figura Nº 8 - Relaciones metamorfismo vs. deformación: A. Foliación S4 en gneis pelítico pobre en Crd. B. Micropliegue sin-S

4, en metapelita a Sil,

deformada en baja temperatura. C. Detalle de B mostrando anillo fino de Crd alrededor de Sil y Spl-Ilm. D. Metapelita con S2 crenulada, dentro de lente

de baja deformación en S4. E. Foliación S

2 muestra alternancia de bandas ricas y pobres en SiO

2 y venas cuarzo-feldespáticas inyectadas gruesas. F.

Deformación heterogénea en metapelitas miloníticas ricas en Al2O

3.

Figure 8 – Deformation vs. Metamorphism relationships: A. Crd-poor pelitic gneiss reworked by S4 foliation (thin rim around sillimanite). B. Syn-S4 microfold in Sil-rich metapelite, deformed in low temperature. C. Detail of B showing a thin rim around Sil and Spl-Ilm. D. Crenulated S2

metapelite within low strain lenses in S4. E. S2 foliation shows SiO2-rich and SiO2-poor alternating bands and quartz-feldspathic injected thickveins. F. Heterogeneous deformation in mylonitic Al2O3-rich metapelites.

rrollo del bandeado compuesto Sb (S

0 / S

1 / S

2).

Ese bandeado presenta ‘bandillas negras’ pobresen SiO

2 (cordieríticas) y ricas en SiO

2. La orienta-

ción marcada de las bandillas sugiere una intensadeformación dúctil por achatamiento.

El bandeado acomoda la deformación por flu-jo dúctil de alta temperatura, generando gneises‘veteados’ (striped gneisses). Luego, en el trans-curso de la deformación progresiva se produce una


88

foliación de baja temperatura (S4) que afecta a losgneises cuarzo-feldespáticos ricos en Bt, deriva-dos de semipelitas. Esa deformación debió ocu-rrir ya en condiciones retrógradas demetamorfismo. La foliación resultante se produ-ce junto con pliegues derechos apretados de pla-no axial N70ºE (Figura Nº 8A).

La textura parece estar causada por unretrabajamiento por deformación de relativamentebaja temperatura (Figura Nº 8B). Se puedereconocer un pliegue afectando a venas inyectadasde leucogranito durante el desarrollo del bandeadoanterior (Sb).

Además, el afloramiento contiene lentes derocas no afectadas por la nueva foliación (S4). Sinembargo, estos lentes presentan una intensacrenulación del bandeado de alto grado que alternabandillas ricas (claras) y pobres en SiO2 (negras)(Figura Nº 8D). Las bandas con granates alargadosmiméticos están plegadas (cristalizaciónsimultánea al pliegue). La foliación S4 contrastabien con el bandeado Sb de alta temperatura(Figura Nº 8E).

Por otra parte, se observan gneises ricos ensillimanita dentro de algunas zonas de altadeformación NE-SO. Podría tratarse demetapelitas miloníticas con porfiroclastos degranate con colas de cuarzo, biotita, opacos yfeldespato alcalino, en una matriz de fibrolita(sillimanita) sometidas a deformación heterogénea(cf. Vernon 1987; Figura Nº 8F).

CONSIDERACIONES FINALES

El estudio de las tramas en gneises pelíticos de lasecuencia paraderivada Chafalote indicó que: (i) Sepreservaron microestructuras documentando la en-trada en el facies granulita previa al pico térmico(Opx in), (ii) dicha isógrada Opx in se presenta ensemipelitas con baja deformación que preservan partedel registro sedimentario, (iii) las semipelitas estánafectadas por una foliación NO-SE (S2), la cuál a suvez está afectada por zonas de alta deformación NE-SO (S3) sin modificar las asociaciones minerales dealto grado, (iv) una foliación tardía (S4) retrabaja latrama principal en condiciones retrógradas, (v) elreconocimiento de la ‘S0’ es el punto de partida paraestablecer la secuencia de estructuras de deforma-ción, y (vi) la depositación de la secuenciametamórfica Chafalote, es más vieja que los grani-tos potásicos epizonales (tipo Rocha, 678 Ma) y quelos ortogneises máficos de emplazamiento catazonal.

AgradecimientosAgradezco la amable revisión de los correcto-

res Doctores José Carlos Nogueira de la UFC yJorge Bossi de la Facultad de Agronomía de Mon-tevideo. Este trabajo fue parcialmente financiadopor el CNPq de Brasil en la UFRGS y el proyectoCSIC C25-1999 de la Facultad de Ciencias –UdelaR, Uruguay.

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