Análise Estrutural e Petrografia

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Universidad de la República – Facultad de Ciencias 
 
2018 
ANÁLISIS 
ESTRUCTURAL Y 
PETROGRAFÍA DE LOS 
MÁRMOLES DE 
POLANCO, URUGUAY 
Trabajo final de Licenciatura en Geología 
Orientador: Dr. Enrique Masquelin 
Estudiante: Hernán Silva Lara 
 
Trabajo Final Licenciatura en Geología | 2018 Hernán Silva 
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ÍNDICE 
 
 
Página 
Agradecimientos……………………………………………………….……..5 
Resumen…………………………………………………………………….…..6 
Capitulo 1: Introducción…………………………………………………...7 
1.1Objetivos………………………….…………………………………………………………………………7 
1.2 Localización del área de estudio………………………………………………………………8 
Capitulo 2: Materiales y métodos……………………………………….9 
2.1 Etapas del trabajo…………………………………………………………………………………….9 
2.2 Materiales y métodos……………………………………………………………………….…….10 
Capitulo 3: Marco Teórico……………………………………………….13 
3.1 Deformación de Calcita y Dolomita……………………………………………………….13 
 3.1.1 Mecanismos primarios de deformación intracristalina…………….14 
 3.1.1.1 Maclas de deformación………………………………………………..14 
 3.1.2 Mecanismos secundarios de deformación intracristalina…………15 
 3.1.2.1 Sistemas de deslizamiento………………………………………….15 
 3.1.2.2 Deslizamiento de borde de grano……………………………….16 
 3.1.3 Recuperación y recristalización…………………………………………………16 
 3.1.3.1 Recristalización por rotación de subgranos…………………17 
 3.1.3.2 Recristalización por migración de borde de grano ……17 
3.2 Metamorfismo de rocas carbonáticas…………………………………………………….18 
 3.2.1 Minerales y composición química general…………………………………18 
 3.2.2 Metamorfismo orogénico de dolomías y calizas……………………….19 
 3.2.4 Metamorfismo de contacto de dolomías y calizas……………………19 
 3.2.7 Presencia de Potasio en el sistema CMS-HC…………………………….23 
 3.2.8 Presencia de Sodio en el sistema CMS-HC………………………………23 
Capitulo 4: Geología Regional……………………………………….…25 
4.1 El basamento cristalino uruguayo………………………………………………………….25 
4.2 El Cinturón Dom Feliciano……………………………………………………………………….26 
 4.2.1 Región Polanco-Manguera Azul…………………………………………………28 
 4.2.1.1 Rocas de Basamento……………………………………………………28 
 4.2.1.2 Rocas supracorticales del CDF……………………………………28 
 4.2.1.3 Granitos Brasilianos…………………………………………………….30 
 4.2.1.4 Metamorfismo de contacto y colgajos…………………………31 
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 4.2.1.5 Zonas de Cizalla…………………………………………………………..32 
 4.2.1.6 Magmatismo Mesozoico……………………………………………….32 
Capitulo 5: Geología del Área…………………………………………..33 
Capitulo 6: Resultados……………………………………………………35 
6.1 Generalidades y mapa geológico……………………………………………………………35 
6.2 Estructuras mesoscópicas principales…………………………………………………….38 
 6.2.1 Estructuras de deformación………………………………………………………38 
 6.2.1.1 Bandeado (Sb) y Foliación (Sb+1)…………………………………38 
 6.2.1.2 Plegamiento…………………………………………………………………39 
 6.2.1.3 Boudinage…………………………………………………………………….41 
6.2.1.4 Estructuras frágil-dúctiles y frágiles……………………………42 
 6.2.4 Estructuras primarias………………………………………………………………..43 
 6.2.7 Estereogramas…………………………………………………………………………..45 
6.3 Petrografía……………………………………………………………………………………………….47 
 6.3.1 Mármoles de grano fino…………………………………………………………….47 
 6.3.2 Calcoesquistos……………………………………………………………………………48 
 6.3.3 Boudin……………………………………………………………………………………….49 
 6.3.4 Estromatolitos……………………………………………………………………………50 
 6.3.5 Corneanas………………………………………………………………………………….50 
6.4 Microestructuras………………………………………………………………………………………52 
 6.4.1 Bandeado (Sb) y Foliación (Sb+1)………………………………………………53 
 6.4.2 Maclado………………………………………………………………………………………53 
6.4.3 Migración de borde de grano y subgranos…………………………..….54 
 6.4.4 Sombras de presión………………………………………………………………….56 
 6.4.5 Pinning, ribbons y boudins……………………………………………………….57 
 6.4.6 Recuperación……………………………………………………………………………..58 
 6.4.7 Cataclasis…………………………………………………………………………………..58 
 6.4.8 Otras estructuras……………………………………………………………………….58 
6.5 Microscopía electrónica de barrido…………………………………………………………60 
 6.5.1 Imágenes SE……………………………………………………………………………..60 
 6.5.2 Mapas composicionales…………………………………………………………….60 
 6.5.3 Análisis puntuales………………………………………………………………………63 
Capitulo 7: Discusión………………………………………………………65 
Capitulo 8: Conclusiones………………………………………………...79 
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 8.1 Deformación de la unidad…………………………………………………..79 
 8.2 Metamorfismo de la unidad………………………………………………..79 
Bibliografía……………………………………………………………………81 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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AGRADECIMIENTOS 
 
“La verdad no es tuya ni mía, para que pueda ser tuya y mía” 
-Agustín de Hipona- 
 
Gracias a todos los que han colaborado en el desarrollo de mi espíritu 
crítico y el gusto por la investigación durante el transcurso de la 
licenciatura. Estas líneas son escritas con la alegría que revistieron para mí 
estos años de formación, así como con la expectativa de los que están por 
venir. 
 
Quiero agradecer especialmente en este espacio a mi tutor, el Dr. 
Enrique Masquelin por todo lo compartido y enseñado, tanto académica 
como humanamente, las risas y discusiones eternas, tantas salidas de 
campo con sus avatares y descubrimientos, su siempre generosa 
disponibilidad, nuevamente ¡gracias! También quiero agradecer a la Dra. 
Elena Peel, por todos sus consejos, ánimo y apoyo logístico durante esta 
tesis, así como por lo compartido durante el trabajo y las comisiones. Al Dr. 
César Goso, el primero en invitarme a acercarme y hacer algo en el 
instituto, y con quien he descubierto toda otra dimensión del conocimiento 
científico, que es, nada más ni nada menos, el darlo a conocer a la gente. Al 
Dr. Pedro Oyhantçabal, por los siempre ricos intercambios de ideas, por su 
generosidad con compartir el conocimiento y disposición ante las consultas. 
 
 Agradezco también a Belén Viera, mi eterna compañera, con quien 
transitamos juntos toda la carrera, trabajos, informes y demás, pero muy 
especialmente agradezco por su amistad en las buenas y malas, y por todo 
lo vivido. ¡Gracias Belu! También a Lucía Vivanco, por su amistad y apoyo 
en todo momento, y por toda la locura compartida, ¡Gracias Lu! A Anaclara 
Novo qué no sé cómo hubiera sobrevivido sin ella y su responsabilidad 
durante tantos cursos, por salvarme tantas veces y por tu amistad ¡Gracias 
Anita! A Sofía Pascual por acompañarme al campo, por su apoyo, sus 
consejos, sinceridad y amistad, y por todo lo que significo en este proceso, 
¡Gracias Sofi!, no hubiera sido lo mismo sin vos. A tantos otros compañeros 
que han sido importantes durante estos años, Ivana, Analia, Anahí, 
Agostina, Cecily, Pedro, Martín R y G, Fio, ¡gracias a todos! A mis amigos de 
la vida, por todo lo compartido en esta y otras etapas, Dany, Maru, Jose y 
Andrés, ¡Gracias! 
 
 Y por último gracias a mi familia, que sin nunca haber entendido que 
estudiaba, siempre me alentó a seguir en mis estudios, muy especialmente 
a mi Madre Rossana, quien sin nada de esto hubiera sido posible, ¡Gracias 
Mama! 
 
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RESUMEN 
 
Los mármoles que afloran extensamente entre la región Manguera Azul – 
Polanco han sido objeto de diferentes aportes académicos en la historia de 
la geología del Uruguay, siendo especialmente variadas las conclusiones 
sobre su estratigrafía, estructura y metamorfismo. Este trabajo aborda 
aspectos estructurales de la unidad, tratando de entender las estructuras y 
las relaciones entre ellas, así como el metamorfismo de estas rocas. Estos 
mármoles presentan dos geometrías de plegamiento superpuestas una 
intrafoliar isoclinal recumbente y otra en pliegues abiertos a cerrados con 
plano axial N70/80SE. La asamblea mineral determinada para los niveles 
más esquistosos de las rocas estudiadas fue Ab+Tr+Phl+Cal+Qtz+Op la 
cual es indicativa de condiciones de facies esquistoverde superior. Las 
relaciones estructurales con los granitos que recortan la secuencia así como 
las características de la aureola de contacto son indicativas de un sistema 
intrusión dúctil – encajante frágil. Dicha relación acota la deformación dúctil 
y metamorfismo de estas rocas por debajo de los 610Ma y señala que la 
zona se encontraba operando como un dominio de baja deformación al 
momento de esta magmatogenésis durante la orogénesis brasiliana. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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CAPITULO 1 
INTRODUCCIÓN 
 
El presente trabajo final surge se enmarca dentro del proyecto CSIC 
I+D ―Análisis estructural del Terreno Nico Pérez (Uruguay Central) a través 
de Geofísica aplicada y datación de granitoides‖, representando una 
contribución a la temática geología dentro del mismo. Las rocas a estudiar 
son basamento de la Fm. Barriga Negra así como del magmatismo 
brasiliano y mesozoico. Comprender mejor el metamorfismo y deformación 
de estas rocas es de especial interés para su correlación con otras unidades 
de rocas supracorticales aflorantes en la zona, así como un abordaje 
diferente al realizado con las mismas en los últimos tiempos 
(reconstrucciones estratigráficas y paleosedimentológicas). 
 
1.1 Objetivos 
 
General: 
 
Describir la estructura general del área de estudio y establecer un 
rango aproximado de condiciones metamórficas para las litologías 
estudiadas, basados en las asociaciones minerales y las microestructuras 
observadas. 
 
Específicos: 
 
- Análisis estructural mesoscópico de la zona de estudio, determinación 
de la superficie de referencia, colecta y selección de muestras para 
estudios petrográficos. 
- Descripción petrográfica detallada de los litotipos, con énfasis en las 
asociaciones minerales y microestructuras, interpertando mecanismos 
de deformación. 
- Estudio de los minerales metamórficos mediante microscopia 
electrónica de barrido y análisis cualitativos de química mineral (EDS) 
para precisar las observaciones petrográficas 
 
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1.2 Área de estudio 
 
La zona de estudio se encuentra al NE de la localidad de Polanco en 
un cuadrilátero delimitado por los vértices de coordenadas 
NO=(33°49'55.84"S; 55° 8'21.58"O) y SE=(33°51'48.22"S ; 55° 
8'21.58"O), siendo las dimensiones del mismo 3,5*4km y 14 km2. La 
principal ruta de acceso es la RN40, al E de la cual se centrarán los 
esfuerzos de este estudio. (Fig. 1) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1: a) Localización del área de estudio; b) Imagén satelital con coordenadas del 
área de estudio Tomada de Google Earth® 2018 CNES/Airbus. 
 
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CAPITULO 2 
MATERIALES Y MÉTODOS 
 
2.1 Etapas del trabajo 
 
La metodología propuesta para alcanzar el objetivo del proyecto se 
divide en trabajos de campo, laboratorio y gabinete, los cuales se 
cumplieron en las etapas que se detallan a continuación: 
 
1- Definición de objetivos generales y específicos. 
2- Revisión y análisis de antecedentes bibliográficos regionales, 
locales y sobre metamorfismo y deformación de rocas 
carbonáticas. Dicha revisión sentó las bases para las siguientes 
etapas. 
3- Delimitación del área de estudio. 
4- Fotointerpretación y fotolectura del área a través de imágenes 
Google Earth y fotografías aéreas monocromáticas a escala 1:20 
000 del servicio geográfico militar, para el reconocimiento de los 
principales lineamientos estructurales del área. 
5- Planificación de las salidas de campo. 
6- Ejecución de las salidas de campo, las cuales incluyeron: 
reconocimiento de las principales estructuras de deformación a 
escala de afloramiento, colecta de datos estructurales, muestreo 
para análisis petrográficos y georreferenciación de todas las 
muestras, mediciones y observaciones. 
7- Tareas de laboratorio: procesamiento de datos estructurales 
mediante software adecuado y confección de material para 
estudios petrográficos (láminas delgadas y secciones pulidas para 
microscopia electrónica de barrido). 
8- Análisis e integración de los datos obtenidos. 
9- Redacción del presente trabajo. 
 
 
 
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2.2 Materiales y métodos 
 
 Para la realización de las etapas descriptas en la sección anterior se 
dispuso de los siguientes equipos y materiales 
 
a) Las láminas delgadas y secciones pulidas fueron confeccionadas 
en el Laboratorio de Corte y molienda del Instituto de Ciencias 
Geológicas de la Facultad de Ciencias (Universidad de la República), 
siguiendo los protocolos correspondientes para cada una de las 
técnicas. Una vez culminadas, las mismas fueron descriptas utilizando 
un microscopio óptico Nikon-Eclipse 5iPoL con cámara fotográfica 
acoplada Nikon Ds-Fi-1, adquirido por PEDECIBA Geociencias. El 
software de visualización utilizado fue el NIS-Elements F3.0. 
 
b) Los estudios petrográficos de detalle fueron llevados a cabo 
utilizando el Microscopio Electrónico de Barrido (MEB) de la sección 
de Microscopía Electrónica de la Facultad de Ciencias (Universidad de 
la República), modelo Jeol 5900-Low Vacuum con espectrómetro de 
energía dispersiva acoplado. Dichos estudios fueron llevados a cabo 
en secciones pulidas de las muestras. Se describen a continuación de 
manera sucinta los fundamentos de este análisis: La Microscopía 
Electrónica de Barrido (SEM, del inglés Scanning Electron Microscopy) 
agrupa un conjunto de técnicas que permiten la caracterización 
morfológica, estructural y de composición de superficies en 
materiales heterogéneos con resolución a escala micrométrica. El 
Microscopio Electrónico de Barrido (MEB) surge para resolver el 
problema de resolución (capacidad de distinguir dos puntos como 
objetos individuales separados) que tiene la microscopía óptica, la 
cual es aproximadamente igual a la mitad de la longitud de onda de 
la fuente de iluminación y queda limitada en el orden de 0,2 mm. 
 
La base teórica del MEB fue aportada por Antoine de Broglie en 
1924 con la ―Teoría de la naturaleza de ondas de los electrones‖ y 
Hermann Busch, también en 1924, que trabajo sobre campos 
magnéticos axiales que refractan electrones. En 1935 Max Knoll 
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aporta la teoría para el desarrollo de un microscopio electrónico de 
barrido y finalmente en 1938 se construye el primer microscopico 
electrónico de barrido a cargo de Von Ardenne, un año más tarde 
Ruska y Von Borries construyen el primer microscopio electrónico 
producido comercialmente bajo la licencia de Siemens. 
 
El principio de funcionamiento del MEB consta de un haz de 
electrones generado en el cañón de electrones por un filamento de 
Tungsteno, la trayectoria del mismo es dirigida por lentes 
electromagnéticas hasta alcanzar la superficie de la muestra donde 
realiza un barrido de la misma generando interacciones materia-
electrón (Fig. 2a). Esta interacción da lugar a la emisión 
de electrones secundarios, electrones retrodispersados, rayos X 
característicos, electrones Auger y fotones de varias energías 
(Fig.2b). Todo el sistema debe permanecer en vacío para evitar la 
interacción del haz con partículas no deseadas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2: a) Microscopio Electrónico de Barrido equipado con Espectrómetro de Energía 
Dispersiva (Severin, 2004); b) Emisiones resultantes de la interacción del haz electrónico 
con la muestra 
 
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Las emisiones de partículas (electrones o fotones) que pueden 
ser analizadas en el SEM de Facultad de Ciencias son: 
 
 Electrones secundarios (SE),son extraídos de la muestra por el haz de 
electrones incidente y permiten obtener imágenes topográficas que 
ofrecen información sobre la morfología superficial de la muestra 
 Electrones retrodispersados (BSE), son reflejados elásticamente por los 
átomos de la muestra y permiten la visualización de imágenes en tonos 
de grises, según el peso atómico de los elementos, brindando 
información sobre la distribución de elementos químicos 
 Energía Dispersiva de Rayos X (EDS) que mide la energía de la radiación 
producida por el retorno a su estado de equilibrio de átomos 
previamente excitados por un haz de electrones muy energético. Esta 
técnica permite realizar análisis puntuales, o bien una serie de análisis a 
través de una transecta donde se puede detectar variaciones 
composicionales y generación de mapas composicionales de la muestra 
donde los distintos elementos se ven en diferentes colores. Dado que 
actualmente no se cuenta con patrones de minerales para valorar los 
datos obtenidos el análisis que se realiza es semi-cuantitativo 
 
c) El análisis geométrico-estadístico de estructuras (superficie de 
bandeado), se realizó utilizando la proyección estereográfica. El 
procedimiento consistió en la recolección y sistematización de datos, 
tanto en campo como de antecedentes. Estos datos fueron tratados 
estadísticamente con el software Orient, programado con código 
abierto por el Dr. Frederick M. Vollmer (State University of New York), 
para la generación de estereogramas con y sin curvas de distribución. 
Así mismo se realizó un análisis microtectónico, el cual consiste en el 
reconocimiento de microestructuras diagnósticas de mecanismos de 
deformación particulares en lámina delgada. Este análisis permite, 
entre otras cosas, estudiar la superposición de microestructuras que 
caracterizan un posible retrabajamiento parcial de la trama, posterior 
a la recristalización de pico térmico. 
 
 
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CAPITULO 3 
MARCO TEÓRICO 
 
La metodología elaborada para el abordaje de los mármoles de 
Polanco consta de dos partes: (i) Microtectónica y (ii) Petrología 
metamórfica. A modo de dar un marco conceptual al presente trabajo, se 
expone a continuación una síntesis de los principales mecanismos de 
deformación de los carbonatos (calcita, dolomita) y de las asociaciones 
minerales y reacciones metamórficas típicas ocurridas en estas rocas con la 
variación de la presión, la temperatura y la concentración de fluidos. 
 
3.1 Deformación de calcita y dolomita 
 
Esta sección consiste en una adaptación al español y resumen del 
inventario microestructural realizado por la Universidad de Otago (Dunedin, 
Nueva Zelanda) en su emprendimiento on-line ―Structural Database‖ y los 
trabajos citados en el mismo. La calcita es el polimorfo más común del 
carbonato de calcio, siendo el constituyente primario de calizas y de 
mármoles. Forma parte del sistema cristalino trigonal (romboédrico) con 
ejes cristalográficos iguales a1 = a2 = a3 ≠ c. Los ejes a se cortan a 120 °, 
los cuales están todos contenidos en un plano a 90o del eje c (Fig. 3, Klein 
& Dutrow, 2007). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 3: Ejes cristalográficos de la calcita. Izquierda: Vista oblicua; Derecha: Vista ortogonal al 
eje c. 
 
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Los estudios más antiguos sobre la calcita eran referidos a ensayos 
de compresión uniaxial (Adams & Nicolson 1900) y en sus propiedades 
ópticas (Gifford, 1902). Griggs (1938) llevó a cabo experimentos de 
deformación uniaxial en cristales individuales y agregados de calcita, 
mostrando que la resistencia a la deformación aumentaba con la presión, 
siendo menos dúctiles los cristales individuales que los agregados 
cristalinos. Esto sería indicativo de que una cantidad significativa de 
deformación se acomoda mediante el movimiento entre granos. 
 
3.1.1 Mecanismos primarios de deformación intracristalina 
 
3.1.1.1 Maclas de deformación 
 
En la calcita, buena parte de las maclas son maclas de deformación y 
pueden distinguirse de las maclas de crecimiento por su tendencia a 
acuñarse o hacerse más tenues hacia el límite del grano (Passchier & 
Trouw, 2005). 
 
Burkhard et al. (1993) señalan que las maclas son un importante 
mecanismo de deformación intracristalina cuando el esfuerzo de cizalla 
crítico resuelto es bajo y que las mismas no poseen prácticamente 
dependencia de la temperatura. A diferencia de otros mecanismos de 
deformación intracristalina el maclado puede operar a bajas temperaturas y 
presiones de confinamiento. La presencia de maclas produce un 
cizallamiento discontinuo en los cristales lo que da lugar a importantes 
incompatibilidades de deformación en los bordes de grano, lo que 
consecuentemente conduce a un strain hardening. El maclado puede 
acomodar solo una porción menor de la deformación, aunque su 
contribución a la deformación total es considerada importante hasta el 
facies esquistos verdes medio. La apariencia de las maclas de deformación 
cambia sistemáticamente con el incremento de la temperatura (Fig. 4). A 
temperaturas mayores a los 250ºC las maclas se ven afectadas por 
recristalización y migración de borde de grano. Estos autores entienden que 
el aspecto del maclado es un geotermómetro aproximado en ambientes de 
baja temperatura. 
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3.1.2 Mecanismos secundarios de deformación intracristalina 
 
3.1.2.1 Sistemas de deslizamiento 
 
 En los cristales de calcita, la deformación se produce por el reptaje 
de dislocaciones a través de la red cristalina. Los principales sistemas de 
deslizamiento intracristalino y maclado son mostrados en la Fig. 5, junto 
con el esfuerzo crítico resuelto requerido en el plano de deslizamiento 
individual considerado a una temperatura dada para que se produzca la 
translación. De este diagrama se desprende que existen dos regímenes de 
deslizamiento intracristalino en función de la temperatura: 
 
 - Régimen de deslizamiento de baja temperatura: de 0 a 400 
ºC, se activan los sistemas de deslizamiento f y r, así como maclado en 
planos de la familia <e>. 
 
 - Régimen de deslizamiento de alta temperatura: activo entre 
los 400 y ≈900 ̊C. Planos f principalmente 
 
 
 
 
 
 
Figura 4: Clasificación de maclas de tomada de Burkhard et al. (1993) donde se relacionan sus 
geometrías con temperaturas de deformación 
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3.1.2.2 Deslizamiento de borde de grano 
 
El deslizamiento de borde de grano es un proceso de recristalización 
con deformación que ocurre en la calcita. La eficacia del mismo depende 
principalmente del tamaño de grano, siendo los agregados finos más 
susceptibles a este mecanismo. Los distintos mecanismos de migración de 
dislocaciones acomodan este mecanismo, como un efecto acoplado para 
llenar los vacíos que quedan entre granos (Passchier & Trouw, 2005Farver & 
Yund 1996). Este efecto acoplado ha demostrado producir una orientación 
preferencial del retículo cristalino con sólo pequeñas cantidades de 
deslizamiento (Warren & Hirth, 2006; Piane et al. 2009). 
 
3.1.3 Recuperación y Recristalización 
 
La recuperación es un proceso en el que las dislocaciones se mueven 
para reducir la energía de deformación global de un grano y pueden 
acumularse para formar bordes de subgranos (límites). La recristalización 
opera en dos mecanismos principales, a saber: 
 
Figura 5: Diagrama simplificado mostrando la dependencia térmica del esfuerzo de cizallamiento 
resuelto crítico (critical resolved shear stresses, CRSS’s) de los principales sistemas de deslizamiento y 
maclado de la calcita para los rangosde stress 2x10-4- 2x10 -5s-1.Modificado de De Bresser & Spiers 
(1997). 
 
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3.1.3.1 Recristalización por rotación de subgranos 
 
La rotación de subgranos en calcita forma nuevos granos en bordes 
de maclas y en antiguos bordes de grano (p.e. Vernon, 1981). Esto ocurre 
por el progresivo aumento de la cantidad de dislocaciones moviéndose hacia 
el borde del subgrano a medida que el strain aumenta, incrementando el 
ángulo entre dos subgranos. Un borde de grano se formará una vez se 
llegue al ángulo crítico, el cual es desconocido para la calcita (Valcke et al. 
2006). Este proceso resulta en una disminución global del tamaño de grano 
(p.e. Hirth & Tullis, 1992; Barnhoorn et al. 2004) y conduce al 
debilitamiento del strain (strain weakening, p.e. Pieri et al. 2001; de 
Bresser et al. 2001). 
 
3.1.3.2 Recristalización por migración de borde de grano 
 
La calcita sufre migración de borde de grano y en bordes de macla 
(p.e. Barnhoorn, 2004; Burkhard, 1993). La migración ocurre por la 
diferencia relativa en las densidades de dislocaciones entre los granos 
vecinos y la necesidad de disminuir la energía global de strain del grano. 
Los granos de menor densidad de dislocaciones migran hacia los de mayor 
densidad generando bordes abultados o aserrados, en la calcita esto 
también ocurre en las maclas (Fig. 6). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 6: Fotomicrografía de mármol asociado la Zona de Cizalla de Sierra de Sosa. Con flecha blanca 
se indica un grano de calcita con efectos de migración de borde de grano en maclas y bordes. Nótese la 
inequigranularidad de los granos de calcita y sus contactos usualmente lobados 
https://structuredatabase.wordpress.com/glossary/#strainweakening
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Se distinguen dos régimen de migración de borde de grano en la 
calcita con diferentes evidencias microestructurales: 
 
- Régimen de alta temperatura (400-900ºC): los granos son 
lobados, con tamaño de grano variable (Passhier & Trouw, 2005) 
Las maclas muestran disolución parcial de las mismas en los 
bordes de grano o terminaciones de macla antes del borde grano 
(Passchier & Trouw, 2005). 
- Régimen de baja temperatura (250-400ºC): se presenta 
como bordes localmente aserrados o con bulging y granos muy 
finos recristalizados (Vernon, 1981; Rutter, 1995). Necesita de 
alto strain para ocurrir 
 
3.2 Metamorfismo de rocas carbonáticas 
 
En esta sección se presenta una adaptación al español y resumen de 
los modelos de reacciones metamórficas para rocas carbonáticas 
(dolomíticas y calcíticas) descriptos en Bucher & Grapes (2011). Existen 
varios modelos para las mismas, a saber Spear (1990); Ferry (1983); 
Bucher & Frey (1994), entre otros. Es importante tener en cuenta que todos 
los modelos parten de diferentes composiciones teóricas de los protolitos. 
Las abreviaturas minerales en adelante siguen la consigna de Kretz (1983). 
 
3.2.1 Minerales y composición química general 
 
La mineralogía de las rocas sedimentarias carbonáticas (dolomía, 
calcita y cuarzo), define un sistema composicional químico simple. Para 
discutir las relaciones de fases de los mármoles, el H2O debe ser anexado al 
sistema Cal, Dol, Qtz, así como también el CO2, quedando integrado un 
sistema de cinco componentes para los carbonatos impuros: 
 
CaO–MgO–SiO2–H2O–CO2 (sistema CMS-HC) 
 
Los carbonatos impuros son generalmente pobres en hierro, y los 
minerales ferromagnesianos en esas rocas poseen composiciones de xMg> 
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0,95% o inclusive > 0.99%, como consecuencia la tremolita blanca, el 
diópsido y la forsterita incoloras son minerales comunes en los mármoles. 
La tabla I lista todas las reacciones estables entre los minerales que ocurren 
en el sistema CMS-HC. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
3.2.2 Metamorfismo orogénico de dolomías y calizas 
 
Las relaciones P–T–XCO2 para mármoles dolomíticos y calcíticos en 
cinturones orogénicos se muestran en la Fig. 7, la cual está construida para 
un gradiente barroviano y una composición modelo de los protolitos de 40% 
Tabla I: lista de reacciones estables entre los minerales que ocurren en el sistema CMS-HC. Modificado 
de Bucher & Grapes (2011) 
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Dol, 20% Cal, 40% Qtz (dolomíticos) y 25% Dol, 12.5% Cal y 62.5% Qtz 
(calcíticos). Estos componentes reaccionaran para formar Tlc, Tr o Di de 
acuerdo a las reacciones (I.1), (I.2), y (I.3). En la mayoría de los casos, el 
fluido inicialmente presente en los poros es rico en H2O. 
 
El talco se formará a T<470oC en presencia de fluidos ricos en H2O. 
Sin embargo, los mármoles con talco en cinturones orogénicos están 
asociados a actividad hidrotermal tardía o a metamorfismo retrógrado. Por 
lo tanto la Tr es usualmente el primer mineral metamórfico reconocible en 
mármoles. 
 
La tremolita comienza a ocurrir en el punto invariante [1] 
involucrando Qtz+Tlc+Tr (+Dol+Cal) alrededor de los 470ºC y 500MPa en 
composiciones dolomíticas. El comienzo de la ocurrencia de la tremolita 
representa una isograda excelentemente mapeable en el campo y coincide 
aproximadamente con el comienzo del facies anfibolita. (tremolite-in 
isograd). El campo de estabilidad de la tremolita en composiciones calcíticas 
es algo menor que en composiciones dolomíticas y su temperatura de 
aparición algo menor (≈450ºC) 
 
El diópsido se forma en mármoles dolomíticos a partir de las 
reacciones (I.3) y (I.5), y por la reacción en el punto invariante [2]. La 
primera ocurrencia del diópsido representa un límite distinguible y mapeable 
en el campo (diopside-in isograd) y es indicativo de una temperatura 
aproximada de 650ºC. El diópsido puede aparecer en mármoles 
calcosilicatados a una temperatura más baja que en los mármoles 
dolomíticos (~ 600ºC). 
 
La Forsterita se forma solo en composiciones dolomíticas. La misma 
no se formará durante el metamorfismo regional a lo largo de la trayectoria 
P-T de la Fig. 7. A presiones en el rango de 500-800 MPa (metamorfismo en 
grado de silimanita), la forsterita se puede formar en condiciones de facies 
de granulita (T> 800ºC / 800 MPa, o T> 700ºC / 500 MPa). 
 
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La wollastonita se forma sólo a partir de composiciones calcíticas. 
La misma no se forma en metamorfismo regional bajo condiciones de 
sistema cerrado. Incluso en condiciones de facies de granulita, la asociación 
Cal + Qtz se mantiene estable. La wollastonita solo puede formarse a partir 
de la reacción (I.16) por interacción del mármol con un fluido rico en H2O. 
Dichos fluidos pueden percolar en los mármoles a lo largo de fracturas o 
zonas de cizalla 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
3.2.4 Metamorfismo de contacto de dolomías y calizas 
 
La Fig. 8 modela el metamorfismo progresivo de dolomías y calizas 
en una típica aureola de contacto alrededor de una intrusión granítica a una 
profundidad de 3-4km (100MPa) para las mismas composiciones de la Fig. 
7. El espesor de las diferentes zonas minerales de la aureola de contacto 
depende del tamaño, composición y temperatura del magma del cuerpo 
intrusivo. Típicamente, los efectos del metamorfismo de contacto en niveles 
corticales someros pueden ser reconocidos en la roca caja desde unos pocos 
cientos de metros hasta 1-3km de distancia. 
 
El talco se forma por debajo de los 410ºC, caracterizando la zona 
más externa de la aureola en mármoles calcíticos y dolomíticos. 
Figura 7: a) Diagrama de P-T-xCO2 que muestra equilibrios de fase para la composición 5Qtz-2Dol-
1Cal. El eje vertical representa una geotermia orogénica característica del metamorfismoregional en los 
cinturones de colisión. b) Diagrama P-T-xCO2 que muestra el equilibrio de fases para la composición 
2Qtz-2Dol-1Cal . El eje vertical representa una característica geotérmica orogénica de metamorfismo 
regional en cinturones de colisión. Modificado de Bucher & Grapes (2011) 
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La tremolita se desarrollara a partir del límite térmico superior del 
talco (~410ºC). Toda la tremolita será subsecuentemente removida de los 
mármoles dolomíticos mediante las reacciones (I.5) y (I.6) y la máxima 
temperatura de la tremolita es dada por la posición del punto invariable [4] 
alrededor de los 540ºC. En composiciones calcíticas la tremolita posee una 
temperatura máxima de ocurrencia menor que en las rocas ricas en 
dolomita, siendo reemplazada por diópsido mediante la reacción (I.15) 
aproximadamente a los 490ºC. 
 
La forsterita aparece en mármoles dolomíticos en cantidades 
importantes alrededor de los 540ºC, caracterizando asociaciones cercanas 
al contacto ígneo. 
 
El diópsido, si se presenta en rocas ricas en dolomita, está 
restringido a un intervalo de T muy estrecho cerca de los 540ºC. El mismo 
se formará a través de la reacción (I.5) o en el punto invariante [4]. El 
diópsido será removido del mármol a través de la reacción (I.9) en el 
intervalo térmico 540–570ºC. La primera aparición del diópsido en 
composiciones calcíticas es más lejana al contacto ígneo que en 
composiciones dolomíticas. 
 
La wollastonita se formará a partir de composiciones calcíticas en el 
metamorfismo de contacto inclusive en condiciones de sistema cerrado. La 
wollastonita se formara en cantidades pequeñas pero petrográficamente 
detectables a temperaturas tan bajas como 500ºC si el fluido es rico en 
H2O. 
 
Mármoles a periclasa o brucita ocurren próximos al contacto ígneo, 
en xenolitos de mármol o roof pendants de la intrusión. 
 
 
 
 
 
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3.2.7 Presencia de Potasio en el sistema CMS-HC 
 
El potasio está presente en el protolito en forma de minerales 
detríticos, como ser minerales arcillosos, muscovita o feldespato potásico 
(este último detrítico o autigénico). Estos minerales son los primeros en ser 
removidos de la asociación mineral sedimentaria con el metamorfismo 
porgrado. La reacción que consume feldespato potásico para formar 
flogopita 3Dol + Kfs + H2O = Phl + 2Cal + 3CO2. Las rocas que 
experimentan esta reacción potencialmente se desviarán del campo de 
estabilidad de talco y este no se formará en los mármoles con flogopita. La 
flogopita se mantiene estable en rocas con Dol y Cal en exceso hasta grados 
muy altos. La temperatura de aparición de la flogopita (Phl-in) es alrededor 
de los 400–425ºC, pero su primera aparición puede ser no determinable en 
el campo dado su tamaño de grano muy fino (0.1 mm) 
 
3.2.8 Presencia de Sodio en el sistema CMS-HC 
 
El sodio puede estar presente en forma de NaCl en el fluido 
metamórfico (la albita es rara en mármoles dolomíticos en bajo grado). Su 
Figura 8: a) Diagrama T-xCO2 que muestra el equilibrio de fases para la composición 2Qtz-2Dol-1Cal 
a una presión constante de 100 MPa típica de aureolas de contacto de niveles superficiales. El 
metamorfismo progresivo a sistema cerrado de rocas de la composición elegida seguiría el camino 
indicado con línea punteada; b) Diagrama de P-T-xCO2 que muestra equilibrios de fases para la 
composición 5Qtz-2Dol-1Cal. El eje vertical representa una geotermia orogénica característica del 
metamorfismo regional en los cinturones de colisión. Modificado de Bucher & Grapes (2011) 
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presencia complica las relaciones de fase en mármoles dolomíticos con 
presencia de Al, ya que modifica constantemente la composición de la 
tremolita a medida que aumenta la temperatura. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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CAPITULO 4 
GEOLOGÍA REGIONAL 
 
4.1 El basamento cristalino uruguayo 
 
Las rocas ígneas y metamórficas que subyacen a las cuencas 
sedimentarias Fanerozoicas de Uruguay son agrupadas de forma general en 
lo llamado de modo genérico ―basamento cristalino‖. Dicho basamento es 
conocido con diferentes nombres en la literatura, como por ejemplo Escudo 
Uruguayo (Caorsi & Goñi 1958; Masquelin 2006), Zócalo Cristalino 
(Preciozzi et al. 1979), Escudo Precámbrico, Predevónico o Predevoniano 
(Bossi et al. 1965). Estas rocas han sido objeto de diferentes propuestas de 
separación y evolución tectónica, siendo los principales abordajes el 
tectonoestratigráfico y el de cratón y faja móvil. En el primer modelo el 
basamento se encontraría compuesto por una serie de terrenos de grado 
medio a alto con diferente estratigrafía interna y edad, a saber a) Terreno 
Nico Pérez (TNP; 3,4 a 1,7Ga), b) Terreno Piedra alta (TPA; 2,2-2,0Ga) y c) 
Terreno Cuchilla Dionisio (TCD; 1,0 a 0,7 Ga). Estos terrenos presentan 
sucesiones supracorticales de variable grado metamórfico propias de ellos, 
están recortados por plutones graníticos y se encuentran superpuestos uno 
al otro por grandes zonas de cizalla transcurrentes (Bossi & Gaucher, 2014). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 9: Modelos tectónicos para el Uruguay; a) Modelo según Preciozzi et al. (1999), Sánchez Betucci 
et al. (2010), Oyhantçabal et al. (2010), Masquelin et al. (2012); b) Modelo según Bossi & Gaucher 
(2014). Tomado de Núñez Demarco (2014) 
 
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En el modelo de cratón y faja móvil encontramos al Cratón del Rio de 
la Plata (CRP, Almeida et al. 1978), al Citurón Dom Feliciano (Fragoso Cesar 
1980) y al Terreno Punta del Este (Preciozzi et al.. 1999). En cuanto al CRP 
encontramos diferencias entre los autores con respecto a su conformación, 
siendo dos las principales interpretaciones: a) El CRP conformado por el TNP 
y el TPA (Sánchez Betucci et al. 2010) y b) El CRP conformado por el TPA 
(Oyhantçabal et al. 2011. 2018). Un resumen gráfico de las propuestas 
puede encontrarse en la Fig. 9. 
 
4.2 El Cinturón Dom Feliciano 
 
El Cinturón Dom Feliciano (CDF) es separado del Cratón del Río de la 
plata y definido por Fragoso Cesar (1980); Fragoso Cesar et al. (1987), 
como un conjunto de rocas que representaría el producto final de la 
actividad tectónica del ―Ciclo Orogénico Brasiliano‖. Tectónicamente, se lo 
clasifica como un ―cinturón móvil‖, intensamente fallado, y yuxtapuesto con 
el Cinturón Ribeira (Fragoso Cesar, 1986). Los modelos de evolución 
tectónica posteriormente propuestos comienzan a diferir en relación a la 
edad del clímax de la colisión, del desarrollo de los arcos magmáticos y la 
polaridad de la subducción. 
 
Hasta la fecha, sigue sin existir consenso sobre los límites del CDF. 
Según la propuesta de Sánchez Bettucci et al. (2010). Los límites del 
cinturón son: Sur: Rio de la Plata, Este: Océano Atlántico, N-NE: secuencias 
Paleozoicas de la cuenca Paraná hacia el N-NE, Oeste: Zonas de Cizalla 
Sarandí del Yí y Fraile Muerto-María Albina. Particularmente el límite oeste 
del cinturón y la extensión del Cratón del Rio de la Plata son discutidos. 
Fragoso Cesar (1980) subdividió al CDF en tres ―bandas paralelas lito-
estructurales separadas por fracturas profundas‖, que luego fueron 
modificadas, en Río Grande do Sul, por Fernandes et al. (1995b), a través 
del reconocimiento de discontinuidades geofísicas principales y redefinidas 
en dominios (Fig. 10), a saber: 
 
a) Dominio Oeste: aflora solamente en el sur de Brasil, siendo 
representado por rocas magmáticas de edades juveniles de 
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Pág. 27 
 
entre 750 - 700 Ma (Babinski et al. 1996; Chemale Jr., 2000). 
Se encuentra intercalado por remanentes de corteza oceánica 
de 1000 Ma (Leite et al. 2000), asociación que representaría 
un arco magmático intraocéanico y un margen activo. 
b) Dominio Central: aflora en el sur de Brasil y en Uruguay, y 
comprende una ―faja de esquistos‖ (Basei et al. 2001) en la 
que se reconocen rocas supracorticales de bajo grado 
metamórfico, pertenecientes a los grupos Porongos en Brasil y 
Lavalleja en Uruguay. También se reconocen en esta área, 
gneises retrabajados paleoproterozoicos que constituyen el 
basamento de este dominio, tales como los ―Gneises 
Encantadas‖ en Brasil (Jost, 1981; Lusa et al. 2010). 
c) Dominio Este: aflora en el sur de Brasil y en Uruguay como 
un conjunto de granitoides neoproterozoicos con edades 
consistentes entre 630 y 570 Ma (Philipp et al. 2002). 
Masquelin (2006) unifica las terminologías locales ―Faja 
Granítica Central‖ (Preciozzi et al. 1999) y ―Batolito Pelotas‖ 
(Soliani Jr., 1986) como ―Batolito Aiguá-Pelotas‖. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 10: Mapa de la distribución areal de los Dominios del Cinturón Dom Feliciano en Uruguay y sur 
de Brasil (modificado de Chemale Jr., (2000) ) 
 
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El CDF ha sido correlacionado con estructuras equivalentes del 
Cinturón Kaoko en Namibia (Basei et al. 2001, 2005; Goscombe & Gray, 
2007). Lenz (2010) divide el dominio este en una porción norte y otra sur, 
poniendo como límite la Zona de Cizalla de Otazo (Gómez Rifas, 1995), con 
dirección NE y luego E-O. En la porción norte definida por la autora aflora 
un conjunto de rocas ultramáficas perteneciente al Complejo Paso del 
Dragón, que junto con las rocas ultramáficas de la localidad de Arroio 
Grande (Rio Grande do Sul) conforman un alineamiento que permitió 
postular la ocurrencia de una sutura conteniendo restos de rocas oceánicas 
de tipo ofiolítico. Para algunos autores (Bossi & Gaucher, 2004; Basei et al. 
2005, 2011; Frimmel & Basei, 2006; Gaucher et al. 2008) el Dominio Este 
representa la colisión de bloques alóctonos, considerados ―de afinidad 
africana‖, que fueron acrecionados durante el Cámbrico al Cratón del Río de 
la Plata. 
 
4.2.1 Región Polanco-Manguera Azul 
 
La región de Polanco-Manguera Azul, comprendida en el CDF y dentro 
de la cual se localiza la zona de estudio, es geológicamente diversa. Los 
antecedentes cartográficos para la zona son a distintas escalas, y abordan 
completa o parcialmente su área, por lo que se presenta aquí un esquema 
geológico de esta región, resultado del compendio cartográfico y de las 
observaciones geológicas realizadas durante las campañas de campo del 
proyecto CSIC I+D ―Análisis estructural del Terreno Nico Pérez (Uruguay 
Central) a través de Geofísica aplicada y datación de granitoides‖. En esta 
región encontramos un complejo gneísico basal con una sucesión 
supracortical superpuesta, ambos intruidos por granitoides brasilianos y 
afectados por zonas de cizalla transcurrentes brasilianas, así como por 
fallamiento y magmatismo mesozoicos (Fig. 11). En las siguientes secciones 
se describen brevemente las características geológicas más relevantes de 
las unidades identificadas 
 
4.2.1.1 Rocas de Basamento 
 
 El complejo gneísico aflorante en la región de estudio es denominado 
Trabajo Final Licenciatura en Geología | 2018 Hernán Silva 
Pág. 29 
 
Complejo La China (Hartmann et al. 2001) y está constituido por una serie 
de gneises cuarzo-feldespáticos y anfibólicos (metatonalitas, anfibolitas) de 
edad arqueana (>3,0Ga), con un importante retrabajo paleoproterozoico. 
Las intercalaciones de gneises anfibólicos en los gneises félsicos es de 
potencia variable, pudiendo ser desde un bandeado composicional, a 
intercalaciones métricas o discretas. Se constata que en la región donde se 
enmarca el área de estudio los gneises dominantes son félsicos, siendo 
discretas y ocasionales las intercalaciones de gneises anfibólicos. En esta 
región dominan los buzamientos intermedios a bajos y de tendencia E-O, 
siendo la foliación principal de características miloníticas. 
 
4.2.1.2 Rocas supracorticales del CDF 
 
La secuencia de rocas supracorticales aflorante en esta región forma 
parte de la faja de rocas metamórficas de rumbo general NNE que ha 
recibido diferentes denominaciones y propuestas estratigráficas, la cual es 
parte del cinturón orogénico neoproterozoico conocido como ―Dom 
Feliciano‖ (Fragoso César et al. 1980; Preciozzi et al. 1985; Fragoso César 
et al. 1987; Fernandes et al. 1992; Basei et al. 2000). Si bien la zona está 
constituida esencialmente por mármoles y calcoesquistos, también incluye 
intercalaciones menores de cuarcitas, cuarcitas ferríferas, 
metaconglomerados, micaesquistos y filitas carbonosas. 
 
No se conoce con precisión la edad de depositación de estas rocas, 
pero las relaciones de intrusión con los cuerpos graníticos del área permiten 
situarlas por debajo de los 610 Ma, edad más antigua encontrada para uno 
de estos cuerpos (granito Lavaderos, Cabrera et al. 2014). Relaciones 
isotópicas de estroncio y carbono en los mármoles indican una edad 
paleoproterozoica para los mismos (Cabrera et al. 2014). Estas litologías a 
su vez conforman el basamento de la formación Barriga Negra de edad 
ediacárica (Masquelin et al. 2017; Oriolo et al. 2016; entre otros) 
 
Las rocas de la región tienen una larga y compleja historia cuyas 
primeras observaciones se remontan a los exploradores del siglo XIX, 
quienes las mencionaban por ser usadas para la fabricación de cal (cf. 
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Masquelin et al. 2016). Walther (1927) relaciona las calizas “semicristalinas” 
de Polanco con sus homólogas, aflorantes en la ciudad de Minas. Más 
adelante, Caorsi & Goñi (1958) llaman a estas rocas ―calizas marmóreas 
(...) más o menos cristalinas”, mencionando la presencia de cuarzo (Qtz), 
óxidos, mica y tremolita. Goñi & Hoffstetter (1964) definen entonces la 
formación Polanco, aunque incluyen en ella otras rocas carbonáticas que no 
pertenecen a la faja neoproterozoica. Preciozzi et al. (1985) describen a la 
formación Polanco como formada por ―calizas grises de grano fino (...) con 
cierta esquistosidad”. Díaz et al. (1990), en la memoria del mapa Cerro 
Partido, describen a esta unidad como ―esquistos de bajo y muy bajo grado 
metamórfico‖. En la misma zona clásica de afloramiento de la formación 
Polanco, Cabrera et al. (2014) separan a la formación Manguera Azul y 
afirman que ―Si la secuencia fue afectada por metamorfismo regional, 
posiblemente fue en condiciones de muy bajo grado metamórfico‖. Dichos 
autores exponen aspectos petrográficos, tales como presencia de clorita 
(Cl), muscovita (Ms) y sericita, uniones triples de los cuarzos, bordes 
difusos de los mismos, clivaje de crenulación, presencia de S0 y S1, juntas 
estilolíticas, etc. Más recientemente estas rocas son mapeadas por 
Oyhantçabal et al. (2018) como parte del Complejo Las Tetas (Hartman et 
al. 2002) 
 
4.2.1.3 Granitos Brasilianos 
 
 La región se encuentra recortada por una serie de granitos agrupados 
dentro del ―Complejo Polanco‖ (Gallardo, 2015), así como por el granito 
Lavaderos (Cabrera et al. 2014). Los cuerpos graníticos no presentan 
indicadores de deformación dúctil, presentan geometrías de redondeadas a 
circunscriptas y contactos a bordes netos con la secuencia supracortical. 
 
Los granitos del Complejo Polanco presentan varias facies, 
variaciones químicas y texturales (Gallardo, 2015). La edad disponible para 
este complejo es de 586 ± 11Ma U-Pb SHRIMP en circón (com. pers Basei 
2010 in Gaucher et al. 2014). También es conocida una edad para el granito 
Lavaderos de 610 ± 3Ma U-Pb LA-ICP-MSen circón (Cabrera et al. 2014). 
 
Trabajo Final Licenciatura en Geología | 2018 Hernán Silva 
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4.2.1.4 Metamorfismo de contacto y colgajos 
 
 Los granitos descritos en la sección anterior generan aureolas de 
metamorfismo de contacto de escaso espesor aparente. Este hecho ya ha 
sido reseñado en la literatura, por ejemplo: Caorsi & Goñi (1958) 
interpretan la existencia de exo y endo-metamorfismo originados por la 
intrusión granítica causando (sic) “…una mineralización de hornblenda, 
epidoto, mica potásica, granate, serpentina y talco”. Bossi & Navarro (1989) 
señalan la presencia de metamorfismo de contacto, con la presencia de 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 11: Esquema geológico de la región Polanco-Manguera Azul, donde se aprecia la distribución 
general de las unidades de rocas reconocidas en la misma. Se señala con un recuadro negro el área de 
estudio en detalle del presente trabajo. 
 
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corneanas marmóreas, presentando grandes cristales de actinolita, así 
como endometamorfismo en el granito adyacente, y rumbos medios de las 
capas de N60°-70°O con buzamientos moderados hacia el NE. Núñez 
Demarco (2014) señala que la corneana generada directamente en el 
contacto con el Complejo Polanco está compuesta por hornblenda, epidoto, 
apatito, cuarzo, granate y esfeno. Además es frecuente encontrar relictos 
(colgajos) de mármol blanco granoblástico entre los granitos de la zona. 
 
4.2.1.5 Zonas de Cizalla 
 
 La región es afectada por la zona de cizalla de Sierra de Sosa la cual 
afecta a las rocas de basamento y a las rocas supracorticales, siendo común 
encontrar bandas de mármol decamétricas entre las milonitas. Esta cizalla 
fue estudiada por Oriolo et al. (2016), quien señala una cinemática sinestral 
para la misma y una edad neoproterozoica de 598 ± 2,2Ma. 
 
4.2.1.6 Magmatismo Mesozoico 
 
La región está afectada por un magmatismo básico filoniano y efusivo 
(Silva Lara et al. 2016, Masquelin et al. 2017). Los diques básicos de 
presunta edad mesozoica se encuentran en dos rumbos dominantes: N 20º 
y N 110º. Los términos efusivos corresponden a relictos de erosión de 
coladas de basalto profusamente amigdaloide en los alrededores de la 
localidad de Los Ladrillos. Las direcciones estructurales de los diques 
corresponden con las direcciones principales de fallamiento y fracturación 
frágiles de la zona. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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CAPITULO 5 
GEOLOGÍA DEL ÁREA 
 
 La unidades presentes en el área estudiada con mayor detalle en el 
presente trabajo fueron descriptas sucintamente en el capitulo anterior. En 
la Fig. 13 es posible apreciar que son tres las unidades representadas en el 
área, a saber: los granitos brasilianos, las rocas supracorticales del CDF y el 
magmatismo mesozoico. 
 
 Las rocas supracorticales del CFD afloran extensamente en el área, 
donde se encuentran integradas prácticamente en su totalidad por 
mármoles y calcoesquistos. Estas litologías generan relieves suaves, escaso 
desarrollo de suelo y han sido señaladas como parte de un acuífero kárstico 
(González, 2016). La descripción detallada sobre estas rocas será llevada 
adelante durante el transcurso del presente trabajo. 
 
 Las supracorticales se encuentran recortadas por granitos brasilianos 
pertenecientes al Complejo Polanco y diques asociados a los mismos. Según 
Gallardo (2014) las facies graníticas del complejo que intruyen en el área de 
trabajo son las hornblendo-biotíticas, y son descritas como equigranulares 
de grano medio, estando las rocas compuestas por plagioclasa, ortosa, 
hornblenda y biotita, con apatito, esfeno, circón, epidoto y turmalina como 
principales accesorios. Estos granitos desarrollan una aureola de contacto 
conformada por distintas corneanas, que serán tratadas en mayor detalle en 
el siguiente capítulo. El dique granítico que aflora dentro del área de estudio 
es parte del facies horblendo-biotítico. Dicho dique presenta una potencia 
métrica y con una exposición de varias decenas de metros. El mismo posee 
textura porfíritica, con fenocristales de biotita parcialmente cloritizada y 
hornblenda, en una matríz fina de feldespato alcalino, con muscovita como 
principal accesorio. 
 
 El magmatismo mesozoico en la zona se encuentra presente como 
diques de microgabro de potencias variables (0,5-5 metros) de rumbo 
N20º. Los mismos presentan un estado de meteorización variable, 
Trabajo Final Licenciatura en Geología | 2018 Hernán Silva 
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importante diaclasamiento o disyunción columnar según el caso. 
Petrográficamente poseen texturas intersertales o porfiroides y se 
encuentran compuestos por plagioclasa, clinopiroxeno, opacos y vidrio. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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CAPITULO 6 
RESULTADOS 
 
En este capítulo se presentan de una manera descriptiva los datos 
recabados y las observaciones realizadas durante el presente trabajo, 
organizadas desde las escalas de menor a las de mayor detalle. 
 
6. 1 Generalidades y Mapa Geológico 
 
 Basándose en el trabajo de campo realizado, la fotointerpretación y 
fotolectura de fotografías aéreas monocromáticas 1:20000 del Servicio 
Geográfico Militar y de las imágenes satelitales Google Earth se confeccionó 
un mapa geológico de la zona de estudio (Fig. 12), donde además de las 
principales litologías del lugar se colocan algunas interpretaciones 
estructurales de las trazas de foliación. 
 
En la fotointerpretación se observa que la traza general de la foliación 
es de tendencia E-O, la misma muestra grandes pliegues con planos axiales 
aproximadamente E-O, los cuales son afectados por estructuras de inflexión 
asímetrica, interpretadas a su vez como zonas de cizalla y, por último, fallas 
frágiles recortando todas las estructuras con rechazos métricos. 
 
Se puede observar además una red de drenaje subdendrítica 
rectangular, sugiriendo un control estructural de la misma en direcciones 
coherentes con las observadas en campo para las fallas frágiles, las cuales 
muestran una conjugación entre N 20º y N 110º. 
 
A escala de afloramiento, las rocas fueron descriptas como mármoles 
de grano fino y calcoesquistos, según la abundancia relativa de minerales 
generadores de una foliación notoria a esta escala de observación. Estas 
dos litologías se encuentran intercaladas, siendo ampliamente dominantes 
los mármoles de grano fino sobre los calcoesquistos en esta sucesión. 
Dichas rocas presentan un bandeado en tonos grises y azulados. 
 
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Los mármoles y calcoesquistos son recortados por dos diferentes 
magmatismos, el brasiliano y el mesozoico respectivamente. Las rocas 
magmáticas resultantes de ambos eventos muestran contactos netos y 
discordantes con la estructura de la unidad. En la zona más interna de la 
aureola afloran corneanas bandeadas de coloraciones verdes, verdes claras 
y ocres, de textura granoblástica de grano medio (Fig. 13a), como fuera 
señalado por Bossi & Navarro (1989). En una posición media de la aureola 
Figura 12: Mapa geológico del área de estudio donde se aprecian los principales elementos geográficos 
del lugar, litologías del área, trazas de foliación, símbolos e interpretaciones estructurales así como 
principales puntos de muestreo 
 
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(aproximadamente a 250m del contacto con el granito) aflora un mármol 
blanco granóblastico de grano medio, el cual fue sujeto de explotación como 
roca ornamental(Fig. 13b). En la zona más externa de la aureola se 
constata la aparición ocasional de minerales micáceos de textura decusada 
(Fig. 13c). Los efectos más lejanos de las intrusiones (a distancias de ca. 1 
km) son la formación ocasional de tremolitas con texturas decusadas en 
planos de diaclasa (Fig.13d). Se constata que la actitud del bandeado en 
posiciones cercanas al Complejo Granítico Polanco es coherente con el del 
resto de la unidad (N60-70), con buzamientos intermedios al NE como fuera 
señalado por Bossi & Navarro (1989), pero también al S, como indica 
Masquelin et al. (2017) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 13: a) Corneana bandeada proxima al contacto con los granitos; b) Mármol blanco 
granoblástico explotado como roca ornamental en las canteras de la localidad de Polanco (posición 
intermedia de la aureola); c) Micas con textura decusada en mármol de grano fino en la porción más 
externa de la aureola (pequeños brillos en la foto); d) Diaclasa rellena con tremolitas de textura 
decusada, efectos más lejanos de las intrusiones graníticas. 
 
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6.2 Estructuras mesoscópicas principales 
 
 A escala de afloramiento se reconocieron una importante diversidad 
de estructuras de deformación así como restos de estructuras primarias. En 
esta sección se presenta un compendio y descripción de dichas estructuras, 
separando aquellas que constituyen caracteres primarios de aquellas que 
son producto de la deformación de la unidad 
 
6.2.1 Estructuras de deformación 
 
6.2.1.1 Bandeado (Sb) y foliación (Sb+1) 
 
La superficie de bandeado (Sb) es la superficie principal de las 
litologías estudiadas, la misma viene dada por la alternancia de coloración 
entre capas (Fig. 14a, b y c). Esta alternancia se da entre coloraciones gris 
claro y gris oscuro, con tonalidades azuladas. La alternancia puede ser 
desde milimétrica a decimétrica (Fig. 14b y c), existiendo ocasionalmente 
bancos potentes (métricos) de coloración homogénea. Esta variación de 
coloración es debida a diferencias composicionales entre las bandas, como 
fuera señalado por otros autores (Cabrera et al. 2014) y como es 
constatado en el presente trabajo. La actitud estructural de Sb es variable, 
pero tiende a ángulos bajos o intermedios. 
 
Dicha superficie es afectada por una foliación (Sb+1), la cual es 
paralela o está en bajo ángulo con respecto a Sb (Fig. 14d). La foliación 
genera pliegues intrafoliares que afectan la Sb y transpone niveles 
competentes discordantes con el bandeado (posiblemente antiguas venillas) 
generando lentes (Fig. 14d y f). La foliación es recta y paralela, de 
espaciada a penetrativa. En muestra de mano se reconoce como formada 
por minerales blanquecinos de grano fino a muy fino, hábito micáceo o 
fibroso, estos últimos formando una lineación en este plano (Fig. 14e). 
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6.2.1.2 Plegamiento 
 
 Se reconocieron distintos tipos de pliegues afectando a la unidad, 
principalmente a la Sb, aunque también a venillas. Los mismos pueden 
dividirse en dos grandes tipos: pliegues intrafoliares y pliegues tardios. 
 
Figura 14: a) Vista general de los afloramientos, donde se aprecia la estructura bandeada de la unidad 
(vista hacia el O); b) Afloramiento donde se puede observar una Sb decimétrica de buzamiento en ángulo 
intermedio(escala 8cm, vista en corte mirando al O); c) Afloramiento con Sb centimétrica siendo 
afectada por diaclasas y venillas extensionales (escala 5cm, vista en corte mirando al O); d) Vista de 
afloramiento donde la Sb y la foliación (Sb+1) se encuentran en bajo ángulo entre sí, nótese como la 
foliación produce el plegamiento de niveles competentes dentro de la roca (escala 8cm, vista en corte 
mirando al E) e) Plano de foliación recubierto por minerales micáceos y fibrosos generando una 
lineación, indicada con una línea verde y la letra L; f) Detalle del afloramiento anterior donde se aprecia 
la generación de lentes de transposición de capas competentes de la Sb (indicados con la flecha verde, 
vista en corte mirando al E) 
 
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 Los pliegues intrafoliares se reconocen como pliegues isoclinales 
con charnelas engrosadas y plano axial paralelo a la foliación (Fig. 15a, b). 
Estos pliegues afectan principalmente al bandeado, particularmente a sus 
niveles más competentes. Cuando afectan a estos últimos es común que los 
pliegues no tengan raíz. La presencia de estos pliegues sugiere un 
importante aplastamiento general de la Sb (Fig. 15a, b). En campo se 
presentan de reclinados a recumbentes (Fig 15a, b), con vergencia variable. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 15: a) Pliegue intrafoliar reclinado en calcoesquistos (escala 8cm, vista en corte mirando al 
NO); b) Detalle de un afloramiento de un pliegue intrafoliar afectando a la Sb; nótese como su plano 
axial es paralelo a Sb+1 y su charnela se presenta engrosada (vista en corte mirando al NO); c) Pliegues 
abiertos armónicos con ejes levemente reclinados (escala 30cm, vista en planta mirando al NE); d) 
Pliegues isoclinales sin raíz replegados por pliegue cerrado (vista en corte mirando al SO) ; e) Pliegues 
en chevrón en calcoesquistos (escala 8cm, vista en corte mirando al SO); f) Pliegues disármonicos de 
niveles cuarzosos de la Sb en mármoles (escala 8cm, vista en planta, mirando al N). 
 
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Los pliegues tardíos son de escala métrica en afloramiento, 
presentan geometrías de abiertas a cerradas (Fig. 15c, d), con ejes 
derechos a levemente inmersos 10 a 15º al E (Fig. 15c), afectando al 
bandeado y por tanto a los pliegues intrafoliares, generando un patrón de 
interferencia (Fig. 15d). No se reconoció la generación de una foliación o 
clivaje asociada a estos pliegues. Así mismo se observaron ocasionalmente 
otras geometrías de plegamiento tardío: Pliegues centimétricos tipo chevron 
fueron reconocidos en calcoesquistos con cierta frecuencia, los mismos 
poseen actitud variable según el afloramiento considerado (Fig. 15e). En 
mármoles fueron reconocidos pliegues disármonicos en capas competentes 
(cuarzosas) alojadas en estos (Fig. 15f). 
 
6.2.1.3 Boudinage 
 
 El boudinage es otra estructura conspicua en las litologías estudiadas. 
Este afecta niveles competentes de la Sb y evidencia distintas reologías 
entre las capas de la misma. Tres tipos principales de boudinage fueron 
reconocidos: rectangulares, lenticulares y tipo pinch-and-swell (Cf. 
Goscombe et al. 2004) 
 
 Los boudins rectangulares son unicapa, rasgados y no suelen 
presentar oblicuidad (tipo torn, Goscombe et al. 2004). Dichos boudins 
desarrollan scar folds y necks rellenos de calcita (Fig. 16a). Este tipo de 
boudins son los que denotan mayor contraste reológico. Los boudins 
lenticulares (Fig. 16b) y pinch-and-swell (Fig. 16c) son también unicapa, no 
generan necks y presentan buenos scar folds. Los mismos denotan 
contrastes reológicos medios y bajos respectivamente. La composición de 
los boudins es analizada en la sección petrografía. 
 
Los boudins ocasionalmente aparecen afectados por pliegues (Fig. 
16d) o rotados (especialmente los lenticulares), indicando sentidos de 
cizalla tanto sinestrales como dextrales (Fig. 16 f y e). 
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6.2.1.4 Estructuras frágil-dúctiles y frágiles 
 
 Se observarón también varias estructuras frágiles y frágil dúctiles, 
como ser diaclasas extensionales escalonadas, con venas sigmoides (Fig. 
17a), venillas extensionales rectas (Fig 17b), fallas frágiles, a veces 
suturadas, diaclasamientointenso (Fig. 17c) y cataclasis de las rocas (Fig. 
17d). Las direcciones dominantes de las fallas frágiles son N 20º y N 110º.
Figura 16: a) Boudins rectangulares (tipo bowtie) de la Sb entre bandas con laminación estromatolítica, 
es posible observar necks rellenos de calcita y scar-folds (vista en corte mirando al N); b) Boudins 
lenticulares de la Sb (tipo drawn, vista en corte mirando al N); c) Boudinage tipo pinch-and-swell de la Sb 
(vista en corte mirando al S); d) Pliegues tipo S en boudins lenticulares (vista en planta mirando al N); e) 
Boudins lenticulares rotados generando indicador cinemático sinestral (vista en corte mirando al S); f) 
Boudines lenticulares rotados indicando cizalla paralela al bandeado y un sentido de cizalla sinestral 
(vista en corte mirando al S). 
 
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6.2.2 Estructuras primarias 
 
 Se reconoció en distintos afloramientos estructuras dómicas 
laminadas asignables a bioconstrucciones estromatolíticas. Las mismas 
aparecen con grado de deformación dúctil variable, estando varias de ellas 
relativamente bien preservadas (Fig. 18 a-d). Estos objetos funcionan como 
marcadores de la deformación, registrando: a) grados variables de 
transposición o distorsión de la estructura (Fig. 18e y f); b) boudinage; c) 
diaclasamiento intenso. 
 
Cuando los individuos se hallan bien preservados se dispone entre 
ellos un material síliceo en forma de muescas con tres puntas (Fig. 18 a y 
b), lo que facilita su individualización. La concavidad de los estromatolitos 
indica que los mismos se encuentran invertidos (Fig. 18 c y d).
Figura 17: a) Venillas escalonadas sigmoidales indicando un sentido de cizalla sinestral (vista en planta 
mirando al S); b) Venillas extensionales rectas rellenas con material calcáreo (vista en corte mirando al 
N); c) Fuerte diaclasamiento subvertical de rumbo N 20º afectando Sb de actitud N80/20NO; d) 
Afloramiento con importante cataclasamiento sobreimpuesto (vista en corte mirando al N). 
 
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También fue posible observar restos de laminaciones entrecruzadas 
de tipo hummocky (Fig. 19a y b), generalmente con importantes signos de 
deformación (Fig. 19d) y pérdida de continuidad lateral, las mismas 
indicarían polaridades tanto normales como inversas. También se 
observaron en los mármoles niveles con estructuras subcirculares 
centímetricas, las cuales son visibles por contraste de erosión entre estas y 
el mármol de grano fino, las mismas podrían corresponder a pisolitos o 
pequeñas concreciones (Fig. 19c). 
Figura 18: a) Vista en planta de estromatolitos dómicos, observese la estructura concentríca de los 
mismos y las muescas triples entre los diferentes individuos (escala 8cm); b) Ídem (a); c) Vista en corte 
mirando al E de estromatolitos dómicos, nótese como la concavidad de la estructura sugiere que los 
mismos se hayan invertidos con respecto a la posición de vida (escala 10cm); d) Otra vista del mismo 
afloramiento (escala 3cm); e) Estromatolitos siendo parcialmente transpuestos por la foliación de bajo 
ángulo (vista en corte mirando al E); f) Estromatolitos fuertemente distorsionados por la foliación de 
bajo ángulo (vista en corte mirando al E). 
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6.2.3 Análisis estadístico 
 
 A efectos de un estudio estadístico de la estructura del área se midió 
la Sb de las rocas, dado que la misma es la superficie principal de las 
mismas, y en general es coincidente con la foliación (Sb+1). Además de los 
resultados del presente trabajo (Fig. 20a), se muestran los resultados 
obtenidos por Masquelin et al. (2017) para la misma área (Fig. 20b) y los 
resultados obtenidos por Núñez Demarco (2014) para áreas adyacentes de 
la misma unidad (Fig. 20c), donde se incluyen los datos de MacMillan 
(1931) para la región (Fig. 20d). Se obtuvieron un total de 53 medidas 
estructurales, que sumadas a las 32 de Masquelin et al. 2017, a las nueve 
de Nuñez Demarco (2014) y las 18 de MacMillan totalizan 112 medidas 
consideradas, siendo este número aún insuficiente para caracterizar 
correctamente el plegamiento de la unidad. 
 
 De los datos considerados se puede observar que la Sb tiene 
tendencia a una actitud N70-60o con buzamientos de intermedios a bajos 
Figura 19: a) Estructuras entrecruzadas indicando polaridad normal (vista en corte mirando al N); b) 
Estructuras entrecruzadas (tipo hummocky) indicando polaridad inversa (vista en corte mirando al S); c) 
Estructuras subcirculares, posiblemente pisolitos o pequeñas concreciones, d) Estructuras entrecruzadas 
deformadas (vista en corte mirando al E). 
 
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tanto hacia el norte como el sur. Si se consideran los datos de Sb como 
alineados en una guirnalda que representa un plano π, dicho plano 
presentaría una actitud aproximada N70º/80SE. La guirnalda indica pliegues 
abiertos a cerrados, o quizás del tipo domos y cubetas, como fuera 
propuesto anteriormente por otros autores (Preciozzi et al. 1985; Masquelin 
et al. 2017), siendo necesaria una mayor cantidad de datos para probar 
esta última idea. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
En cuanto a las diaclasas y fallas medidas, las mismas muestran una 
actitud subvertical dominante, con dos familias principales marcadas, una 
SW-NE (N 20º) y otra NO-SE (N 110º, Fig. 21). Asociadas a estas 
Figura 20: a) Datos de Sb obtenidos para el presente trabajo, isolíneas calculadas como N/10; b) Datos 
tomados de Masquelin et al. (2017), S1=Sb del presente trabajo; c) Datos de Sb tomados de Nuñez 
Demarco (2014); d) Datos de Sb de MacMillan (1931) tomados de Núñez Demarco (2014). Nota: 
Medidas declinadas 11º al W. 
 
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direcciones frágiles es frecuente encontrar magmatismo filoniano básico de 
posible edad mesozoica. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
6.3 Petrografía 
 
De las muestras recolectadas en campo se seleccionaron y 
prepararon para petrografía un total de 21 ejemplares, a saber: ocho 
calcoesquistos, diez mármoles impuros, un boudin, unestromatolito y una 
corneana. 
 
6.3.1 Mármoles de grano fino 
 
 Estas rocas son el litotipo dominante de la unidad, siendo 
relativamente monótonas en sus atributos microscópicos. Las mismas 
presentan una textura granoblástica de grano fino, y están compuestas 
esencialmente por calcita (>95%), y cantidades menores (<5%) de cuarzo, 
con tremolita, micas, óxidos y epidoto como accesorios ocasionales. La 
calcita presenta típica variación del relieve y tonos de interferencia 
anómalos. El cuarzo suele acompañar el arreglo granoblástico de la calcita 
(Fig. 22a). Los óxidos, micas y tremolitas ocasionales suelen presentarse 
Figura 21: Rosa de los vientos mostrando rumbos de fallamiento/diaclasado medidos. Nota: Medidas 
declinadas 11º al W. 
 
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como cristales aislados de pequeño tamaño (Fig. 24b). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
6.3.2 Calcoesquistos 
 
 Son rocas con dominios granoblásticos y granonematolepidoblasticos. 
Globalmente están compuestas por calcita, cuarzo, albita, tremolita, 
flogopita, epidoto y opacos (Fig. 23 a y c). En los dominios grano- 
nematolepidoblasticos la tremolita siempre es fibrosa, presentándose 
incolora o con pleocroísmos muy débiles de tonos verdes, y con colores de 
interferencia dentro del segundo orden (azules, verdes, naranjas, rosados). 
La flogopita aparece asociada a la tremolita y es en general de pequeño 
tamaño, aunque en ocasiones aparece asociada a óxidos generando 
cristales mejor desarrolladosy de mayor tamaño, incoloros a débilmente 
pleocroicos en tonos pardos y con colores de interferencia en tonos rosa y 
verde (Fig. 23c). Las albitas se presentan como cristales de gran tamaño 
con respecto a la matriz (Fig. 23a), las mismas son de tendencia automorfa 
aunque en ocasiones presentan bordes irregulares de aspecto corroído (Fig. 
23d). Desarrollan maclas polisínteticas, simples o compuestas. Los cristales 
generalmente presentan una importante cantidad de inclusiones de epidoto 
y calcita (Fig. 23d), principalmente en su núcleo. El cuarzo acompaña el 
arreglo textural de los carbonatos, y ambos tienen un carácter xenomorfo 
con cierta inequigranularidad. Los opacos se presentan como cristales 
automorfos prismáticos (cuadrados o rectangulares). Dentro de los 
Figura 22: Fotomicrografías en nicoles cruzados: a) Mármol granoblástico de grano fino con pequeñas 
impurezas de cuarzo y leve orientación de forma de granos; b) Mármol de grano fino con impurezas de 
epidoto, cuarzo y algunas micas y tremolitas de pequeño tamaño Nota: abreviaciones minerales para la 
presente y las siguientes figuras según Kretz (1993) 
 
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dominios granonematolepidoblásticos existen variaciones composicionales 
que marcan bandas, siendo la principal variación la presencia de Albita (Fig. 
23b). Los dominios granoblásticos suelen presentar geometrías tipo boudins 
o generar figuras plegadas discordantes con el bandeado de la roca. Estos 
dominios están compuestos esencialmente por calcita granoblástica, con 
algo de cuarzo asociado. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
6.3.3 Boudin 
 
 Se muestreo para su análisis un boudin del tipo rectangular, ya que 
son los que indican mayor contraste reológico. Los mismos son rocas 
granoblásticas compuestas escencialmente por cuarzo y calcita. Las 
proporciones de uno y otro mineral son variables según la sección 
considerada (Fig. 24 a y b), pero tiende a dominar el cuarzo sobre la calcita. 
Figura 23: Fotomicrografías en nicoles cruzados: a) Vista general de un calcoesquisto, donde se señala 
la mineralogía del mismo, nótese el importante tamaño relativo de los cristales de albita con respecto a 
la matriz y sus maclas; b) Dominios composicionales marcados principalmente por la presencia o no de 
albita, el límite entre ambos se señala en línea punteada; c) Agregado de cristales de flogopita y opacos, 
nótese como los cristales de flogopita poseen un mayor tamaño con respecto a los cristales de tremolita; 
d) Albita con bordes irregulares e inclusiones de epidoto. 
 
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No se detectaron cantidades apreciables de tremolita, flogopita o epidoto. 
 
6.3.4 Estromatolitos 
 
 Estas rocas presentan una laminación composicional rítmica, donde 
se alternan bandas de carbonato y de cuarzo, ambas granoblásticas, siendo 
las capas cuarzosas considerablemente más finas que las carbonáticas (Fig. 
24 c y d). En el contacto entre las bandas se desarrollan algunas micas, así 
como un clivaje estilolítico (Fig. 24d). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
6.3.5 Corneanas 
 
 Se muestreó para su análisis una corneana bandeada correspondiente 
a la posición más interna de la aureola. Dicha roca es granoblástica y está 
compuesta por tremolita, cuarzo y calcita. Presenta un bandeado 
Figura 24: Fotomicrografías en nicoles cruzados: a) Arreglo granoblástico dominantemente cuarzoso de 
nivel boudinado en mármoles; b) Vista de otra sección del mismo boudin pero con proporciones similares 
de cuarzo y carbonato; c) Contacto entre banda cuarzosa y banda carbonática en estromatolito, ambas 
granoblásticas. Con la flecha se señala algunas de las micas que se desarrollan en el contacto entre los 
niveles; d) Banda cuarzosa delgada. Con la flecha se señala algunas micas que se desarrollan en el 
contacto entre niveles y un clivaje estilolítico que se desarrolla entre estos 
 
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composicional determinado por la presencia o no de tremolita. En las 
bandas que esta se genera la misma se presenta en dos generaciones, una 
de pequeño tamaño, fibrosa y que se presenta como cristales aislados y 
otra de gran tamaño, donde se desarrollan importantes cristales de 
tendencia automorfa y carácter poiquilítico, siendo la inclusión dominante la 
calcita (Fig. 25a). La tremolita es incolora y presenta típicos colores de 
interferencia dentro del segundo orden. En las bandas que no se desarrolla 
la tremolita, la calcita se presenta granoblástica, en grandes cristales, 
quedando el cuarzo inmerso entre estas como cristales de menor tamaño y 
en baja proporción en la roca en general (Fig. 25b). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 25: Fotomicrografías en nicoles cruzados: a) Banda con desarrollo de tremolita, con flechas se 
señalan cristales de las dos diferentes generaciones de este mineral. Se destacan una sección longitudinal 
y otra basal, ambas poiquiliticas, de la generación de mayor tamaño, y cristales longitudinales de la 
generación de menor tamaño; b) Banda sin desarrollo de tremolita, en la misma predominan los grandes 
cristales de calcita, entre los que quedan encerrados algunos cristales menores de cuarzo. 
 
 
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6.4 Microestructuras 
 
 Se presenta a continuación un resumen de las microestructuras 
observadas en las diferentes muestras de roca estudiadas. Las mismas se 
individualizan y se describen una a una para facilitar su visualización. 
 
6.4.1 Bandeado (Sb) y Foliación (Sb+1) 
 
 La foliación se desarrolla particularmente en los calcoesquistos, 
aunque en ocasiones también se desarrolla en los mármoles. En estos 
últimos esta viene dada por la orientación preferencial de forma de los 
cristales de calcita, asistidos por cantidades menores de mica (Fig. 26b). 
Cuando no hay mica presente la foliación que se observa en lámina es 
estrictamente una lineación de calcita (Fig. 26c). 
 
La foliación en los calcoesquistos es generada por la tremolita fibrosa 
y la flogopita, así como la orientación preferencial de forma de los 
carbonatos (Fig. 26a). Esta foliación es dominantemente recta y paralela, 
ocasionalmente anastomosada, y penetrativa. Cuando se analiza la roca con 
lámina compensadora queda denotado que cristales de tremolita comparten 
la orientación cristalográfica (Fig. 26f). Sb y foliación suelen coincidir 
también a nivel petrográfico (Fig. 26d), aunque también es posible observar 
a la foliación en bajo ángulo con la Sb (Fig. 26e), o recortándola como en el 
caso de pliegues. 
 
Como ya fue mencionado en la descripción de los calcoesquistos, la 
Sb viene dada por variaciones composicionales, estas variaciones son más 
difíciles de apreciar en los mármoles, expresándose en estos últimos como 
variaciones de tamaño de grano o de contenido de impurezas. 
 
 
 
 
 
 
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6.4.2 Maclado 
 
 Diversos tipos de maclas y deformaciones de estas fueron detectadas 
en los cristales de calcita en las rocas. La gran mayoría de las maclas 
reconocidas eran maclas de deformación. En los mármoles y en los 
Figura 26: a) Foliación penetrativa recta y paralela en calcoesquistos, la misma es generada 
dominantemente por tremolita y orientación preferencial de calcitas; b) Foliación penetrativa recta y 
paralela en mármol impuro, dada principalmente por la orientación preferencial de calcitas y en menor 
medida por flogopitas; c) Lineación en mármol dada por orientación preferencial de calcitas, vista en 
plano paralelo a la foliación;