Procesos geológicos
El metasomatismo o metasomatosis es un proceso geológico que corresponde la sustracción o adición de componentes químicos a una roca mediantes fluidos acuosos con el requisito de que la roca debe mantenerse en el estado sólido.1 2 Se considera un tipo demetamorfismo.1 Los dos tipos principales de metasomatismo son el infiltracional y el difusional.2 El primero ocurre cuando el fluido se encuentra en movimiento penetrando la roca y el segundo cuando el fluido esta estancado.2
Paralelamente se pueden distinguir tipos de metasomatismo por su situación geológica:2
- Autometasomatismo: ocurre en rocas ígneas a comienzo de la etapa postmagmatica trás su solidificación.
- Metasomatismo de borde: ocurre en zonas de contacto entre dos rocas solidas
- Metasomatismo de contacto: ocurre en una roca solida que esta en contacto con uncuerpo ígneo y puede ocurrir en varios de los estados de evolución (enfriamiento y solidificación) de un cuerpo ígneo
- Bimetasomatismo: es un subtipo de metasomatismo de contacto en donde hay procesos de difusión y metasomatismo a ambos lados del contacto entre ambas rocas.
- Metasomatismo próximo a vetas: consiste de metasomatismo difusional simetrico a ambos lados de una veta o relleno de veta.
Los xenolitos ultramáficos son fragmentos de manto incorporados accidentalmente por magmas principalmente basálticos y kimberlíticos, erupcionados rápidamente. Por tanto, ofrecen la invaluable oportunidad de estudiar en forma directa las características petrográficas, texturales, químicas e isotópicas del manto superior a fin de comprender los complejos procesos que en el mismo se producen. Dichos procesos incluyen fusión, enriquecimiento metasomático y reemplazo de litosfera por astenósfera, entre otros (Frey y Green 1974, Frey y Prinz 1978, Erlank et al. 1987, Dawson 1984, 2002, Nielson y Noller 1987, McDonough y Frey 1989, O'Reilly y Griffin 1988, 1996, Yaxley y Kamenetsky 1999). La identificación de los procesos que actuaron en la porción de manto representada por cada xenolito no es simple debido a la amplia cantidad de variables a considerar. Afortunadamente, a medida que los avances tecnológicos han posibilitado la detección de elementos presentes en concentraciones muy bajas -tanto a nivel de roca total como de minerales- la geoquímica ha permitido formular modelos de evolución y así, integrando la información obtenida de los xenolitos con los datos de geofísica de un área, se obtiene un "mapeo 4D" de la litosfera (O'Reilly y Griffin 1996).
Uno de los aspectos más importantes es el estado de hidratación y contenido de volátiles en el manto. Kempton (1987) notó que la fusión de una peridotita anhidra no es suficiente para la generación de basaltos alcalinos debido a su deficiencia en K2O, Na2O, Ti2O, H2O y elementos traza. Sobre esta base se empezó a considerar que la presencia de fundidos y/o fluidos portadores de volátiles, agua y elementos traza puede modificar al menos localmente la composición del manto. El hallazgo de xenolitos con minerales hidratados (anfíboles y/o micas) y/o vidrio (representando un fundido) es actualmente conocido en muchas regiones del mundo. La presencia de estas fases se refleja además en la geoquímica mostrando, en los diagramas de elementos incompatibles normalizados a Manto Primitivo (MP) (Sun y McDonough 1989) o Condrita (C1) (Sun y McDonough 1989), enriquecimiento de elementos incompatibles en la mineralogía típica del manto. Este tipo de enriquecimiento relacionado con la presencia de "fases adicionales a las comúnmente observadas en peridotitas" se conoce como "metasomatismo modal" (Erlank et al. 1987), quienes denominan "metasomatismo críptico" al proceso que deja evidencias geoquímicas pero no petrográficas. La distinción entre estos tipos de metasomatismo es extremadamente delicada ya que, como mencionan Erlank et al. (1987), un evento de metasomatismo modal podría incorporar, por ejemplo, clinopiroxenos portadores de elementos incompatibles y micas a la mineralogía "normal" del manto y luego las micas ser removidas por deshidratación y recristalización, quedando sólo el clinopiroxeno como evidencia del metasomatismo previo.
Las primeras contribuciones sobre xenolitos del manto superior de Patagonia fueron realizadas por Villar (1975), Gelós y Hayase (1979), Gelós y Labudía (1981), Labudía et al. (1984, 1989), Skewes y Stern (1979), Stern (1989), Stern et al. (1986, 1990), Bjerg et al. (1991, 1995) y Varela et al. (1995, 1997). En los últimos años, Barbieri (1998), Stern et al. (1999), Kilian et al. (1998a, 1998b, 2002), Ntaflos et al. (1998, 1999, 2000, 2001, 2002), Barbieri et al. (1999), Laurora et al. (1999, 2001), Dobosi et al. (1999) Bjerg et al. (1999a, 1999b, 2000, 2002), Gorring et al. (1997), Gorring y Kay (2000), Vannucci et al. (2002), Mazzucchelli et al. (2002) y Rivalenti et al. (2002) han aportado nuevos datos para la comprensión de la petrología y geoquímica del manto superior, especialmente de los procesos metasomáticos que allí tuvieron y aún tienen lugar, y el origen de los fundidos/fluidos responsables de dichos procesos.
El origen de los fundidos presentes en los xenolitos de manto es un tema de investigación que en la actualidad despierta gran interés, como lo demuestra el gran número de publicaciones al respecto. Existen numerosas propuestas para explicar el origen de los fundidos; la más simple es que se trate de infiltraciones del magma hospedante. Algunos autores sugieren que los vidrios presentes en los xenolitos representan un fundido en equilibrio con los minerales de manto. Otros consideran que los vidrios son el resultado de eventos metasomáticos en los que fluidos o fundidos exóticos hidratados reaccionan con ortopiroxeno (Zinngrebe y Foley 1995) o con clinopiroxeno y espinelo (Ionov et al. 1994). Por otra parte, los fundidos pueden generarse in situ por fusión parcial de anfíbol o clinopiroxeno (± mica) tanto en un sistema cerrado, como sería el caso de la reacción con un fluido metasomático (Chazot et al. 1996, Yaxleyet al. 1997, 1999, Varela et al. 1999) o durante el ascenso en el seno del magma hospedante debido a la fusión por descompresión de los minerales antes mencionados (Frey y Green 1974). Sin embargo, lo más frecuente es hallar combinaciones entre las alternativas anteriores.
En la Estancia Poklepovic (48° 34' S, 70° 10' W), ubicada aproximadamente 20 km al NNE de la localidad de Gobernador Gregores, provincia de Santa Cruz (Fig. 1), se recolectaron más de 300 xenolitos asignados a rocas de manto en base a las texturas y minerales identificados. Previa clasificación de los mismos, se efectuó un estudio petrográfico detallado a fin de establecer las variedades petrológicas y texturales allí presentes. Esto fue complementado con análisis geoquímicos (elementos mayoritarios y traza) tanto de roca total como de minerales. Los objetivos fueron vincular las distintas variedades de xenolitos con los fenómenos de metasomatismo críptico y modal y avanzar en la determinación del número de eventos responsables de éste último y su posible origen. Al mismo tiempo se efectuó un estudio petrográfico y químico de los bolsillos de fundido (BF) que presentan estos nódulos, fenómeno poco frecuente entre la población de xenolitos que han sido reportados en el área de Patagonia, con el propósito de caracterizar sus fases minerales, en particular las generadas en estrecha relación con la formación de dichos bolsillos de fundido. Finalmente se reconocieron evidencias que indican que parte del carbonato asociado a los bolsillos de fundido no sería de origen magmático.
Figura 1: Mapa de ubicación de la Estancia Poklepovic, provincia de Santa Cruz.
Marco Geológico
La zona de trabajo se encuentra dentro de los límites de la Hoja-4769-I Gobernador Gregores, ubicada en el sector suroccidental de la provincia geológica conocida como Macizo o Nesocratón del Deseado. Los rasgos estructurales de esta provincia están íntimamente ligados al desarrollo del orógeno de la Cordillera Patagónica Austral conjuntamente con la evolución de la dorsal meso-atlántica durante gran parte del Mesozoico y Cenozoico.
Las rocas aflorantes más antiguas, de acuerdo a Panza et al. (1998), son basaltos, andesitas y aglomerados volcánicos de la Formación Bajo Pobre, del Dogger inferior. A continuación se dispone el complejo piroclástico-lávico representado por el Grupo Bahía Laura, asignado al lapso Dogger superior-Malm inferior. El desarrollo de una estructura en bloques por fracturación de la secuencia volcánica jurásica dio lugar a cuencas en las que se registran episodios de sedimentación continental en el Jurásico más alto y Cretácico inferior, representados por piroclastitas y sedimentitas de Formación Bajo Grande y Formación Baqueró.
La efusión de lavas basálticas está registrada por el Basalto Cerro del Doce (Eoceno) y el Basalto Alma Gaucha (Oligoceno inferior a medio). Las sedimentitas marinas de la Formación Monte León (Oligoceno superior) se apoyan en discordancia sobre algunas de las unidades geológicas antes mencionadas y son cubiertas concordantemente por las sedimentitas y piroclastitas continentales de la Formación Santa Cruz (Mioceno inferior).
Durante todo el Neógeno se reconocen varios ciclos de lavas basálticas y sucesivos niveles de gravas aterrazadas. Entre los primeros se encuentran Basaltos Gregores (Mioceno medio), Strobel (Mioceno superior) y Cerro Tejedor (Plioceno inferior). El primer nivel de gravas corresponde a la Formación La Ensenada (Mioceno superior) seguido por las Formaciones Pampa de la Compañía, Grava la Flora y Alta Vista (también en el Mioceno superior), Mata Grande y La Avenida (Plioceno inferior). El último episodio basáltico es correspondiente al Basalto La Angelita (Plioceno superior a Pleistoceno bajo).
Al Pleistoceno y Holoceno se asignan depósitos de terrazas fluviales, de antiguas playas y cordones litorales lacustres, de planicies y conos aluviales, eólicos, de bajos sin salida y productos de remoción en masa (Panza et al. 1998).
Al este de los Andes el vulcanismo neógeno del sur de Patagonia, entre los 46,5º y 49,5º S de latitud, comprende grandes volúmenes de lavas toleíticas correspondientes al Mioceno tardío – Plioceno temprano y, en menor proporción, lavas alcalinas miocenas a plio-pleistocenas portadoras de xenolitos. Se han propuesto tres hipótesis para el origen del volcanismo: (a) las lavas fueron erupcionadas bajo en un régimen extensional en ambiente de back-arc (Stern et al. 1990). Ramos y Kay (1992) se manifestaron en contra de esta hipótesis al no hallar evidencias de una extensión neógena significativa. (b) las lavas están relacionadas a la actividad de plumas de manto (Bjerg et al. 2004) y (c) las lavas están relacionadas a slab windows en las placas subducidas (Cande y Leslie 1986, Ramos y Kay 1992, Gorring et al. 1997). La slab window postulada tiene una extensión de aproximadamente 300 km y se encuentra entre la parte sur de la Zona Volcánica Sur (SVZ) y la parte norte de la Zona Volcánica Austral (AVZ) (DeLong et al. 1979). Dicha ventana podría ser el resultado de la convergencia de las placas Antártica y Nazca con la Sudamericana (Cande y Leslie 1986). Las lavas plateau más importantes son las correspondientes a la Meseta Buenos Aires, Meseta de la Muerte y Meseta Central.
Basaltos alcalinos y conos cineríticos portadores de xenolitos están presentes en varias áreas de las provincias de Río Negro, Chubut y Santa Cruz.
Metodología
Las proporciones de los minerales se determinaron mediante el conteo de puntos realizado sobre una imagen digitalizada de los cortes delgados, sobre la cual se superpuso una grilla especialmente diseñada con el programa CorelDRAW. El espaciado entre las líneas de la grilla es de 0,6 mm, permitiendo contar un promedio de 2500 puntos por muestra, cantidad suficiente puesto que se realizaron pruebas duplicando el número de puntos sin observarse variaciones significativas en los resultados obtenidos. El área de cada una de las muestras estudiadas varía entre 8 y 10 cm2. Para el registro de los puntos contabilizados se utilizó una tabla Microsoft Excel asignando a cada celda un número según la fase observada (olivino = 1, ortopiroxeno = 2, etc.) en la intersección de las líneas de la grilla en el archivo gráfico. El documento Excel posee además una hoja en la que se presentan los resultados: el número total de puntos y cantidad de puntos y proporciones correspondientes a cada fase, ofreciendo la posibilidad de efectuar los cálculos adicionales que sean requeridos.
La identificación de los minerales y la petrografía de detalle se realizaron bajo lupa binocular Nikon (type104), microscopio petrográfico Leitz Wetzlar y estereomicroscopio Leitz. Los análisis de elementos mayoritarios y trazas fueron llevados a cabo por espectrometría de fluorescencia de rayos X (FRX) con un equipo Philips 2400. Dichas determinaciones se realizaron sobre discos de vidrio fundido preparados usando como fundente Li2B4O7 en proporciones 1:5 (1,2 g de muestra y 6 g de fundente). Las mezclas se fundieron empleando un equipo automático Philips Perl´X3, bajo condiciones controladas, en crisol de oro-platino y vertidas en un plato de oro-platino. Para la corrección por matriz se utilizó el software SuperQ dePhillips. Las determinaciones de elementos traza se efectuaron sobre pelets de polvo prensado, habiéndose efectuado las correcciones por background, absorción de masa e interferencia, con el programa Traces escrito por el Dr. K. Petrakakis del Institute of Geological Sciences de la University of Vienna. La comparación de estos datos con un conjunto de estándares geoquímicos de referencia (GSR-1 a GSR-6) sugiere incertidumbres de 5 a 10% para los elementos mayoritarios y trazas.
Las determinaciones de Ta, Th, U, Hf, Ir, Au y REE se efectuaron por activación neutrónica (INAA). Las muestras fueron empaquetadas junto con monitores de flujo y estándares e irradiadas en el reactor ASTRA del Atomic Institute de la Technical University of Vienna durante 4 h a 3,3 x 1012 cm-2 s-1. El conteo se efectuó varias veces en un detector coaxial en el Institute of Geological Sciences de la University of Vienna. El procesamiento de los espectros incluyó ajustes múltiples de background empleando diferentes grados polinómicos. La incertidumbre para la mayoría de los elementos fue del orden del 5 al 15%. Los análisis de elementos mayoritarios de minerales y vidrio se realizaron con una microsonda electrónica Cameca SX100 del Institute of Geological Sciences de la University of Vienna. Las condiciones de operación fueron 15 kV y 20 nA. En el caso de los vidrios y a fin de minimizar la migración de los álcalis se empleó un haz desenfocado con un diámetro de 5-10 µm a 15 kV y 10 nA. El error para todos los elementos es menor al 5% y sólo para Na está en el rango de 10%. Los datos fueron corregidos con el programa PAP (Pouchou y Pichoir 1991) y se emplearon estándares naturales y sintéticos bien definidos para la calibración. Los elementos traza y algunos mayoritarios en minerales y vidrio se analizaron con una microsonda iónica Cameca IMS 4f en la University of Edinburgh.
Las composiciones modales de los bolsillos de fundido fueron determinadas en base a la composición de las fases constituyentes obtenidas con microsonda electrónica y la composición global de los bolsillos determinada por FRX.
Petrografía
Los xenolitos recolectados en la Estancia Poklepovic, provincia de Santa Cruz, Argentina (Fig. 1), son generalmente elipsoidales a discoidales, con un eje mayor que varía entre 10 y 40 cm, y no presentan alteración significativa. Según Gorring et al. (1997) y Gorring y Kay (2000), en el área de la Estancia Poklepovic afloran lavas toleiticas de edad miocena (~10-18 Ma) y una secuencia de lavas alcalinas de edad pliocena (~3,5 Ma). Según Labudía et al. (2002) en Gobernador Gregores afloran andesitas basálticas de edad miocena y en el área de la Estancia 1° de Abril (al este de la Estancia Poklepovic), traquibasaltos y traquiandesitas basálticas de edad plio-pleistocena. Los xenolitos estudiados se encuentran alojados en conos cineríticos, aunque xenolitos similares de hasta 1 cm han sido reconocidos en las lavas basálticas alcalinas.
Sobre la base de la descripción macroscópica de aproximadamente 300 xenolitos se efectuó la clasificación de los mismos según tipo de roca, textura y presencia de fases hidratadas y/o fundido. El total de las muestras corresponde a peridotitas que clasifican como lherzolitas (63%), harzburgitas (23%) y wehrlitas (14%). En cuanto a las texturas (basadas en la clasificación de Mercier y Nicolas 1975), se observa un claro predominio de los tipos deformados. En orden de abundancia decreciente se encuentran: porfiroclástica a equigranular (28,4 %), protogranular a porfiroclástica (27,2 %), protogranular (15,6 %), porfiroclástica (14,8 %), equigranular mosaico (12,4 %) y equigranular tabular (1,6 %). Del total de los nódulos estudiados, el 48 % contiene bolsillos de fundido (melt pockets) ± venillas de vidrio, mientras que el 9% incluye fases minerales hidratadas (anfíbol y/o mica).
En los apartados siguientes se describen los rasgos principales que surgen del estudio de cortes delgados de las muestras seleccionadas. Los resultados del análisis modal realizado sobre los mismos se sintetizan en el Cuadro 1. Es importante aclarar que para la denominación de la roca los porcentajes de olivino, ortopiroxeno y clinopiroxeno fueron recalculados al 100 %. Las abreviaturas utilizadas para los minerales en este trabajo son las sugeridas por Kretz (1983). Además, se califica como "secundarios" o "de segunda generación" y se agrega el número 2 a aquellos minerales que desarrollan individuos idiomórficos a subidiomórficos pequeños (de hasta 50 mm), que se encuentran inmersos en vidrio.
Cuadro 1: Composición modal de xenolitos de Estancia Poklepovic.
Harzburgitas
Representan el 35 % de las muestras seleccionadas. Contienen 64,3 a 86,7 % de olivino, 10,4 a 30,6 % de ortopiroxeno, 0,1 a 4,7 % de clinopiroxeno y hasta 1,7 % de espinelo (sensu lato) modales primarios. Olivino y ortopiroxeno desarrollan principalmente cristales grandes (hasta 1,5 cm) de bordes lobulados entre los que se ubican en forma intersticial las fases restantes. La mayoría de estas rocas son además portadoras de anfíbol, BF y venillas conteniendo esencialmente vidrio. Las texturas ampliamente dominantes son protogranular y protogranular en transición a porfiroclástica, aunque también se encuentran representadas las variedades porfiroclástica y porfiroclástica en transición a equigranular mosaico.
Lherzolitas
Representan el 41 % de las muestras seleccionadas. Contienen 53,3 a 79,1 % de olivino, 5 a 37,6 % de ortopiroxeno, 4,8 a 10,4 % de clinopiroxeno y hasta 1,8 % de espinelo (sensu lato) modales primarios. Olivino y ortopiroxeno conforman los cristales de mayor tamaño entre los que se ubican las fases restantes, pero en este caso el clinopiroxeno puede desarrollar individuos de hasta 3 mm. La mayoría de las muestras contiene anfíbol y bolsillos de fundido sin que la presencia de uno implique la del otro. El vidrio se encuentra en bolsillos de dimensiones y abundancia variables y/o formando venillas. A este grupo pertenecen también las únicas dos muestras estudiadas que no contienen vidrio (DUB1G y DUB30). No se observa mica excepto en dos muestras (DUB175 y DUB195) en las que forma cristales anhedrales menores a 100mm (2 y 3 cristales, respectivamente). La gran mayoría de las lherzolitas presenta textura porfiroclástica en transición a equigranular mosaico, no obstante se hallan ejemplos de protogranular y protogranular en transición a porfiroclástica.
Wehrlitas
Representan el 24 % de las muestras seleccionadas. Contienen 62,9 a 82,8 % de olivino, 0,1 a 1,1 % de ortopiroxeno, 10,8 a 19,7 % de clinopiroxeno y hasta 0,1 % de espinelo (sensu lato) modales primarios. El olivino representa más del 75 % de la moda (excepto en DUB209), encontrándose la forma y el tamaño de sus cristales supeditados a la textura de cada roca. La distribución de los clinopiroxenos es poco homogénea y el tamaño de los individuos variable, alcanzando un máximo de 5,3 mm en DUB209. La totalidad de las wehrlitas contiene bolsillos de fundido, venillas con vidrio y además fases minerales hidratadas. Cabe destacar que la mayoría de las muestras presentan anfíbol y mica, a diferencia de lo que se observa en harzburgitas y lherzolitas en las que la presencia de ambas fases en un mismo corte no ha sido identificada. Además, a este grupo pertenece la muestra con los cristales de anfíbol de mayor desarrollo, llegando a 9,5 mm según la dimensión mayor en DUB209. En cuanto a texturas, se hallan en proporciones semejantes los tipos protogranular, protogranular en transición a porfiroclástica y equigranular. Sólo en este grupo de rocas se hallaron dos muestras con textura equigranular tabular.
Vidrio
Se lo ha identificado en todas excepto dos muestras y se halla en los bolsillos de fundido, contactos entre cristales y con menor frecuencia en fracturas, en contacto neto con las fases primarias. El vidrio que conforma las venillas y los bolsillos de fundido es de tipo vesicular amarillento al que en muchos casos se suma carbonato. En algunos cortes constituye venillas que interconectan los bolsillos de fundido.
Por último, la presencia y características de venillas de vidrio y bolsillos de fundido son independientes de la textura y tipo de roca, así como de la existencia de fases minerales hidratadas.
Bolsillos de fundido (BF)
Se identifican de esta manera bolsillos (pockets) de hasta 7 mm x 3,5 mm y venillas que excepcionalmente alcanzan 400 µm de ancho, compuestos básicamente por pequeños cristales de neoformación de clinopiroxeno, olivino y espinelo, euhedrales a subhedrales, inmersos en vidrio. Además es común observar relictos de cristales, ya sean estos de olivino, piroxeno, anfíbol y/o mica y glóbulos de carbonato (Fig. 2a). El vidrio es amarillento a incoloro y generalmente presenta vesículas; a menudo los cristales de clinopiroxeno (y menos comúnmente los de olivino) se muestran en continuidad óptica y orientados según su dimensión mayor. El espinelo se encuentra con frecuencia incluido también en las otras dos neofases minerales y en algunos casos forma dendritas en el vidrio (esto último da al bolsillo un aspecto general "sucio").
Figura 2: a) Bolsillo de fundido constituido por vidrio vesicular, clinopiroxeno, olivino y espinelo de segunda generación, glóbulos de carbonato y anfíbol relíctico. Se señala además el borde esponjoso del clinopiroxeno (spongy rim); b) Detalle de a); c) Fases de neoformación alineadas según dirección de clivaje del anfíbol; d) Anfíbol incluyendo neoblastos de olivino; e) Flogopita intersticial;f) Venilla de carbonato atravesando fases primarias, bolsillo de fundido y anfíbol relíctico. ol1: olivino primario; ol2: olivino de segunda generación; cpx1: clinopiroxeno primario; cpx2: clinopiroxeno de segunda generación; spi2: espinelo de segunda generación; amph: anfíbol; cb: carbonato.
Los BF representan hasta un 10% de la superficie de los cortes estudiados y se alojan principalmente en intersticios entre las fases primarias. En la mayoría de las muestras los BF están asociados a piroxenos y/o anfíbol, aunque pueden también encontrarse completamente rodeados por uno o varios individuos de olivino. El anfíbol, a diferencia de la mica, se encuentra casi siempre rodeado por una asociación constituida por olivino, clinopiroxeno y espinelo de neoformación, vidrio y glóbulos de carbonato. En algunos cortes, esta última asociación aparece incluida en cristales de piroxeno (en especial ortopiroxeno) y/o anfíbol. DUB110 y DUB209 muestran un caso particular de esto último: las fases de neoformación cristalizan según direcciones de debilidad del anfíbol (clivaje) y formando trenes cuyo eje central está constituido por pequeños cristales de espinelo secundario, que se hallan a su vez incluidos en cristales de neoformación de clinopiroxeno u olivino con vidrio intersticial (Fig. 2c).
Los BF pueden presentar apófisis y los contornos son en general suavemente redondeados pese a que en detalle presentan marcadas irregularidades originadas por los bordes corroídos de fases primarias y las caras euhedrales de las neofases que cristalizan en sus márgenes. En contacto con los bolsillos de fundido, el olivino primario exhibe casi siempre una zona de reacción en la que se observa un tren de minúsculos espinelos euhedrales de neoformación subparalelo al borde original del cristal y, en la interfase con el fundido, un conjunto de relictos de olivino redondeados englobados por vidrio. El ortopiroxeno primario en contacto con BF presenta -en unas pocas muestras- un agregado de clinopiroxeno y olivino o de pequeños cristales no determinables al microscopio, mientras el clinopiroxeno muestra a lo sumo una profundización de la textura esponjosa de borde (spongy rim) en la zona de contacto. El anfíbol, en cambio, presenta siempre bordes corroídos.
Mineralogía
Olivino
El olivino conforma dos poblaciones cuyas proporciones dependen de la textura de la roca. Una población abarca a los porfiroclastos, caracterizados por contornos lobulados y gran desarrollo de cristales (hasta 1 cm), presencia de lamelas de deformación y frecuente oxidación incipiente. La otra población está formada por los neoblastos, individuos de menor tamaño con extinción uniforme y bordes rectos, producto de la recristalización.
Ortopiroxeno
El ortopiroxeno es pardo claro (en corte delgado) y desarrolla cristales anhedrales de hasta 1 cm. En muestras con textura protogranular y protogranular en transición a porfiroclástica muestra contornos lobulados y en algunos casos contiene exsoluciones de clinopiroxeno y/o espinelo.
Clinopiroxeno
El clinopiroxeno es verde claro (en corte delgado) y forma individuos anhedrales que generalmente no superan los 3 mm. Los cristales presentan zonas con textura esponjosa (spongy) conformadas por pequeños cristales anhedrales (50 a 60 µm) de clinopiroxeno con inclusiones de vidrio o bien rodeados por delgadas películas de esta última fase. Los cristales que constituyen esta particular textura, se encuentran en continuidad óptica con el resto del cristal mayor y se ubican principalmente en los contornos. Según Carpenter et al. (2002) la textura esponjosa se produce por fusión parcial del clinopiroxeno, proceso desencadenado por la infiltración de un fluido de baja densidad. Este fenómeno se observa en todas las muestras, a excepción de algunas harzburgitas.
Por otra parte, sobre todo en muestras con texturas protogranular y protogranular en transición a porfiroclástica, el clinopiroxeno puede encontrarse asociado a ortopiroxeno y contener exsoluciones de ortopiroxeno y/o espinelo.
Espinelo (sensu lato)
El espinelo es pardo oscuro o negro (en corte delgado) y conforma cristales subhedrales o vermiculares intersticiales. En algunos casos puede observarse, con luz transmitida, una corona exterior negra rodeando un núcleo pardo. Este rasgo no se asocia a un tipo de roca o textura en particular pero vale notar que las muestras en que se observa no contienen ninguna fase mineral hidratada.
Anfíbol
El anfíbol presenta pleocroismo de pardo amarillento a verdoso y puede aparecer de diferentes maneras, la más común es como pequeños cristales relícticos generalmente menores a 1 mm, de contornos irregulares incluidos en BF (Fig. 2a-b).
En otros casos desarrolla cristales grandes (hasta 9,8 mm) de contornos redondeados rodeados y penetrados por la asociación de fases de los bolsillos de fundido (vidrio + cpx2 + ol2 + spi2 ± carbonato?). Este conjunto incluye los ejemplos en que las neofases se alinean siguiendo planos de debilidad del anfíbol (DUB110 y DUB209, Fig. 2c).
La tercera variedad consiste en pequeños cristales anhedrales incluidos en individuos grandes de clinopiroxeno y ortopiroxeno (en contacto directo) y en la cuarta, observada sólo en DUB195, el anfíbol aparece asociado de manera inequívoca a zonas de recristalización, incluyendo poiquilíticamente neoblastos de olivino y/o clinopiroxeno (Fig. 2d).
Finalmente, cabe destacar que en ningún corte delgado se observa anfíbol en contacto directo con olivino y que sólo en DUB64 se observa un ejemplo de contacto directo anfíbol-ortopiroxeno y otro de anfíbol-clinopiroxeno entre cristales de dimensiones similares.
Mica
La mica exhibe fuerte pleocroísmo de pardo a amarillo pálido y se encuentra principalmente formando pequeños cristales -generalmente menores a 500 mm- subhedrales o anhedrales, intersticiales, en contacto directo con espinelo, piroxeno u olivino (Fig. 2e), o rodeados por la asociación de fases de los BF (vidrio + cpx2 + ol2 + spi2 ± carbonato?). Existen algunos ejemplos de cristales de mica completamente englobados por individuos de ortopiroxeno o clinopiroxeno. En una sola muestra (DUB56) se halla un cristal relativamente grande (1,5 mm) de contorno muy irregular rodeado y penetrado por la asociación de fases de los BF.
Carbonatos
El carbonato presenta fuerte cambio de relieve y, en corte delgado, es incoloro con luz paralela y gris de alto orden con nicoles cruzados. Se asocia fundamentalmente a bolsillos de fundido y venillas con vidrio donde se encuentra en agregados finos o bien como cristales subidiomórficos de hasta 200 mm formando glóbulos rodeados por vidrio. Sin embargo, en varias muestras se han identificado venillas constituidas únicamente por carbonato, localizadas principalmente en fracturas en olivino, siendo posible en algunos casos reconstruir la forma original del cristal hospedante fracturado. En DUB56 se observa un ejemplo muy particular: una venilla continua de carbonato aparece atravesando olivino, clinopiroxeno con borde esponjoso y un BF, incluyendo un cristal de anfíbol relíctico (Fig. 2f). El carbonato puede aparecer además en los intersticios y en el interior de las fases silicáticas primarias.
Química de roca total
Las composiciones químicas de los xenolitos con y sin vidrio se presentan en el Cuadro 2. La muestra DUB30 tiene la mayor concentración de SiO2 (46,55 %) de todas las muestras analizadas. El #mg en las lherzolitas espinélicas varía de 90,2 a 91,1 y en las wehrlitas de 86,7 a 88,8. En las peridotitas espinélicas (lherzolitas y harzburgitas) las concentraciones de CaO y Al2O3 son bajas (0,93 a 2,91 y 0,94 a 2,65 % en peso, respectivamente). La baja concentración de clinopiroxenos en las wehrlitas analizadas se ve reflejada en las concentraciones relativamente bajas de CaO y Al2O3 en esas rocas (CaO de 3,15 a 4,3 y Al2O3 de 1,33 a 1,37 % en peso). DUB24 muestra la mayor concentración de P2O5 de todas las muestras estudiadas. El bolsillo de fundido de DUB3G, separado a mano y analizado con INAA, presenta altos contenidos de Na2O, K2O, CaO y Cr (DUB3GBF, Cuadro 2). Las concentraciones de K, Sr y Ba (LILE) y de Nb, Ta y Zr (HFSE) son elevadas en todas las muestras con bolsillos de fundido (Cuadro 2); los análisis de tierras raras (REE) se presentan en el Cuadro 2. Los patrones normalizados a C1, Fig. 3a, evidencian fuerte enriquecimiento de tierras raras livianas (LREE), siendo el bolsillo de fundido el que presenta mayor contenido de REE y marcado enriquecimiento de las LREE, como lo indica la relación (La/Yb)N = 6,7.
Cuadro 2: Concentraciones de elementos mayoritarios en xenolitos de Estancia Poklepovic y en un bolsillo de fundido (DUB3GBF, separado manualmente).
Figura 3: a) Concentraciones de tierras raras (REE) en roca total y bolsillo de fundido normalizadas a condrita; b) Concentraciones de tierras raras (REE) en clinopiroxenos (cpx) de primera y segunda generación normalizadas a condrita; c) Concentraciones de elementos incompatibles en clinopiroxenos (cpx) de primera y segunda generación normalizadas a manto primitivo; d)Concentraciones de tierras raras (REE) en vidrio, anfíbol y bolsillo de fundido normalizadas a Condrita; e) Concentraciones de elementos incompatibles en anfíbol y mica normalizados a Manto Primitivo; f) Diagrama de variación mostrando la correlación negativa entre las concentraciones de SiO2 y Al2O3 en los vidrios analizados; g) Concentraciones de elementos incompatibles en vidrios normalizados a manto primitivo. Normalización a manto primitivo y a condrita C1 según Sun y McDonough (1989).
Química mineral: elementos mayoritarios
Olivino
Los olivinos primarios (Cuadro 3) presentan un rango composicional de Fo91.5 a Fo87, siendo más forsteríticos en las lherzolitas espinélicas que en las wehrlitas. En ambos tipos de roca, los olivinos secundarios son más ricos en Mg que los primarios y presentan zonación composicional con Fo variando de Fo92.9 en el núcleo a Fo90.0 en el borde. El contenido de MgO de los núcleos de los olivinos de segunda generación varía en un pequeño rango, entre Fo92 y Fo92.9. Estos últimos se caracterizan por tener concentraciones de CaO más altas (hasta 0,42 % en peso) que los primarios (hasta 0,07 % en peso).
Cuadro 3: Análisis representativos de olivino en xenolitos de Estancia Poklepovic.
Ortopiroxeno
La composición del ortopiroxeno varía de En86.3Fs12.0Wo1.7 a En91.0Fs8.1Wo0.9. Los granos individuales son composicionalmente homogéneos (Cuadro 4). Sólo los ortopiroxenos de DUB30 muestran una débil zonación en Al2O3 con una concentración que varía de 4,1% en peso en el núcleo a 3,6 % en peso en el borde. En general, los ortopiroxenos en las wehrlitas presentan contenidos menores de Al2O3 y mayores de FeO que en las lherzolitas espinélicas.
Cuadro 4: Análisis representativos de ortopiroxeno en xenolitos de Estancia Poklepovic.
Clinopiroxeno
El clinopiroxeno primario es diópsido portador de cromo cuya composición varía entre En50.0Fs5.0Wo45.0 y En48.1Fs3.2Wo48.7 (Cuadro 5). Los clinopiroxenos primarios de las peridotitas hidratadas tienen en promedio mayor contenido de Na2O (aproximadamente 2,5 % en peso) que los correspondientes a las anhidras (<1 bolsillos="" bordes="" clinopiroxenos="" de="" en="" esponjosos="" fundido="" generaci="" i="" los="" n="" peso="" segunda="" y="">spongy rims
Cuadro 5: Análisis representativos de clinopiroxeno primario y secundario en xenolitos de Estancia Poklepovic.
En la wehrlita DUB3G, los clinopiroxenos secundarios contienen hasta 8,9 % en peso de Al2O3. Los clinopiroxenos de segunda generación tienen composiciones altamente variables. Los núcleos son homogéneos y presentan contenidos de Na2O, Cr2O3 y TiO2 similares a los de los primarios, mientras los bordes irregulares e inhomogéneos exhiben tenores muy variables de estos elementos (por ejemplo, las concentraciones de Cr2O3 y Na2O varían desde 3,35 hasta 1,31 % y desde 1,56 hasta 0,60 % en peso respectivamente).
Espinelo
El espinelo primario no está presente en las wehrlitas analizadas. El #cr de los espinelos primarios de las peridotitas analizadas varía entre 0,322 en DUB1G y 0,158 en DUB30; los espinelos de segunda generación muestran un rango composicional más amplio (Cuadro 6) y presentan zonación oscilatoria con #cr de 0,3 en el núcleo que decrece a 0,270 y vuelve a crecer hasta 0,395 en dirección al borde. En general, los espinelos secundarios contienen mayores concentraciones de TiO2 que los primarios.
Cuadro 6: Análisis representativos de espinelo primario y secundario en xenolitos de Estancia Poklepovic.
Anfíbol, mica y carbonatos
Los anfíboles son pargasitas y hornblendas pargasíticas. Las primeras fueron identificadas en la harzburgita espinélica DUB24 y las últimas en la wehrlita DUB2G. Las pargasitas son ricas en TiO2 (3,5 % en peso) y K2O (1,69 % en peso), mientras las hornblendas pargasíticas son ricas en Cr2O3 (1,96 % en peso) y Na2O (4,3 % en peso) (Cuadro 7).
La mica analizada es flogopita y pertenece a la wehrlita DUB3G. Los análisis de microsonda no muestran variaciones composicionales significativas (Cuadro 7). El #mg promedio es 86,9, el contenido en TiO2 es 2,8 % en peso, Cr2O3 es 1,78 % en peso, BaO 0,27 % en peso y F 0,35 % en peso. Además, la flogopita contiene cantidades significativas de NiO (0,16 % en peso).
Los carbonatos analizados en todas las muestras son calcitas con bajos contenidos en Mg (1,55 a 2,20 % en peso de MgO). La concentración de FeO varía entre 0,08 y 0,13 % en peso; todos los elementos restantes se encuentran por debajo del límite de detección.
Cuadro 7: Análisis representativos de anfíbol y mica en xenolitos de Estancia Poklepovic.
Sulfuros
Todas las muestras analizadas contienen cantidades menores de sulfuros en granos de muy pequeño tamaño. Sin embargo, en DUB24 los sulfuros son abundantes y lo suficientemente grandes para ser analizados. Comprenden solución sólida monosulfuro (SSM), pentlandita, pirrotina y una fase rica en Cu. La composición química de la SSM es similar a la de la pirrotina tipo Fe9S10 (Cuadro 8). La concentración de Cu en pentlandita varía desde el límite de detección (0,02 % en peso) hasta 4,1 % en peso, mientras el contenido en Co varía entre 0,20 y 0,44 % en peso y el de Ni entre 24,5 y 38,4 % en peso.
Cuadro 8: Análisis representativos de sulfuro en la lherzolita DUB 24.
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