La faja máfica-ultramáfica de Precordillera occidental en el área del cordón del Peñasco, provincia de Mendoza

BOEDO, FLORENCIA L.; VUJOVICH, GRACIELA I.; BARREDO, SILVIA P.

Neuquén

Congreso; XVIII Congreso Geológico Argentino; 2011

A lo largo de la Precordillera occidental, aflora de manera discontinua una faja de rocas máficas y ultramáficas asociada a metasedimentitas de ambiente marino de edad paleozoica inferior. En general, se ha observado que en las localidades septentrionales donde aflora dicha faja (Jagüé, Rodeo, Calingasta –Fig. 1), predominan los términos superiores de una secuencia ofiolítica tales como complejos de diques y lavas almohadilladas (Quartino et al., 1971; Ramos et al., 2000; Fauqué y Villar, 2003). En cambio, en las localidades australes (cordón del Peñasco, sierra de las Cortaderas, cordón de Bonilla –Fig. 1) predominan términos inferiores como rocas ultramáficas, gabros cumulares y gabros homogéneos (Harrington, 1971; Cortés et al., 1999; Davis et al., 1999; Ramos et al., 2000; Boedo, 2010 y otros allí mencionados). La zona de estudio del presente trabajo es el cordón del Peñasco y se localiza en el norte de la provincia de Mendoza. Allí, predominan pizarras, filitas y metareniscas de edad eopaleozoica, con metamorfismo de bajo a muy bajo grado, de ambiente de pie de talud y fondo oceánico, en contacto tectónico con rocas metaígneas de alto grado metamórfico con evidencias de retrogradación o de bajo grado de metamorfismo. En este sector, las rocas máficas y ultramáficas afloran en dos láminas de corrimiento de rumbo norte-sur (Fig. 2). La lámina occidental está compuesta por rocas máficas tales como gabros homogéneos que constituyen diques o sills, metabasaltos amigdaloides y metahialoclastitas. Dichos cuerpos presentan metamorfismo en facies de esquistos verdes. Con respecto a la lámina oriental, la misma se compone de cuerpos de rocas ultramáficas y máficas, algunos de los cuales han sido descriptos de forma parcial previamente (Harrington, 1971; Cortés et al., 1999). Las ultramafititas (probables dunitas y harzburgitas) presentan serpentinización avanzada, mientras que las rocas máficas están representadas por granulitas con granate y clinopiroxeno, derivadas probablemente de gabros cumulares. Estas unidades han estado sometidas a condiciones de metamorfismo de alto grado en facies granulita y a una posterior retrogradación a facies de esquistos verdes, acorde a la mineralogía y texturas microscópicas tales como coronas de reacción en granates, venillas de crisotilo-lizardita-talco que disectan una malla de antigorita, entre otros. Al igual que en otras localidades de la Precordillera occidental, el metamorfismo regional de bajo grado, datado por Davis et al. (1999) en 384 ± 0,5 Ma (método Ar-Ar en mica blanca), ha reemplazado parcialmente a las asociaciones minerales ígneas y de alta temperatura. Así, distintos autores han podido estimar condiciones PT de metamorfismo. En la zona de Calingasta, Rubinstein et al. (1998) realizaron estudios de termometría sobre cloritas en lavas almohadilladas y diques, obteniendo temperaturas entre 239-304ºC. En metabasitas de Rodeo y Calingasta, Robinson et al. (2005) establecieron condiciones P-T de 250-350°C y 2-3 Kbar. Sin embargo, en granates de granulitas máficas de la región de Cortaderas, Davis et al. (1999) estimaron condiciones de 850-1000°C y una presión mínima de 9 Kbar. Condiciones de temperatura similares a las registradas en la sierra de las Cortaderas, se han obtenido en granates de granulitas máficas del cordón del Peñasco (Boedo et al., en prep.). Análisis geoquímicos realizados por diversos autores determinaron que la faja presenta una signatura de tipo E-MORB (Haller y Ramos, 1984; Kay et al., 1984; Cortés y Kay, 1994; Fauqué y Villar, 2003), con valores positivos de GNd (+6 a +9,3) que confirman su carácter primitivo y oceánico (Kay et al., 2005). Algunos autores proponen que el ambiente de formación de la faja máfica-ultramáfica sería el de una dorsal oceánica enriquecida que habría sido subducida por debajo del terreno Cuyania, en donde las irregularidades del fondo oceánico fueron obductadas e incorporadas al complejo de subducción durante el proceso de convergencia que provocó la colisión del terreno Chilenia (Haller y Ramos, 1984, 1993). Siguiendo esta hipótesis, se propone que la cinemática de un canal de subducción podría explicar la deformación con vergencia al este y al oeste registrada por distintos autores a lo largo de la Precordillera occidental (Ramos et al.1984, Cortés et al., 1999; Davis et al., 1999; von Gosen, 1997) ya que es posible encontrar vergencias de deformación opuestas debido a que las rocas pueden experimentar sentidos de cizalla diferentes a medida que subducen y son exhumadas (O’Brien y Rötzler, 2003; Agard et al., 2009, entre otros). El contacto tectónico de rocas de alto y bajo grado metamórfico y las evidencias de metamorfismo retrógrado también podrían ser interpretados como producto de dicho mecanismo ya que el material que es llevado a profundidad puede desacoplarse y ser acrecionado en el complejo de subducción, experimentando un reequilibrio en su mineralogía al pasar de condiciones de mayor a menor temperatura y presión (Agard et al., 2009).