Capítulo 6. Discusión y conclusiones
6.3 Condiciones metamórficas y relaciones de deformación en el Complejo Iglesias
Como se mencionó en el Capítulo 3 (sección 3.5), las texturas, asociaciones mineralógicas, la inestabilidad de la muscovita para romperse formando feldespato-K y sillimanita y la presencia de cuarzo azul (rico en Ti y exsoluciones de rutilo), sugiere que el basamento metamórfico de Los Andes de Mérida alcanzó presiones medias y temperaturas de unos ~700 °C en la facies de la anfibolita superior. Durante este metamorfismo de tipo Barroviano (evento M1) posiblemente se formaron las foliaciones S1 y S2 en
paragneises. La foliación S1 se define por biotita-muscovita, que aparece alternadas con plagioclasa,
feldespato-K y cuarzo que tienen bordes lobulados a amoeboides. Esta foliación S1 comúnmente aparece
crenulada como una foliación S2. Los porfidoblastos de granate son posiblemente sin a post-tectónicos,
mientras que la cianita es post-tectónica. Dado que de manera ocasional ocurre cordierita, se puede suponer que, durante su evolución metamórfica, estas rocas primero estuvieron sometidas a un incremento en la temperatura, alcanzando presiones medias en las fases finales de un evento de deformación, marcado por la blástesis de cianita post-tectónica y luego, ocurrió un descenso en la presión y la temperatura, con rompimiento parcial del granate y la biotita para formar cordierita. Estos procesos pueden representar un levantamiento bajo condiciones en la facies de la anfibolita superior, que pudo generar la fusión parcial o anatexis de las rocas.
La fusión del basamento durante el pico metamórfico en M1 a ~467 Ma por deshidratación de muscovita o biotita en ausencia de fluidos no es razonable, debido a que fases peritécticas como granate y cordierita
que son producto de las reacciones de fusión (p. ej., Clemens y Vielzeuf, 1987; Powell y Downes, 1990) no fueron identificadas en los neosomas del Complejo Iglesias. En cambio, la fusión probablemente fue facilitada por la infiltración de H2O a partir de la cristalización de intrusiones sin-orogénicas o se derivó de
reacciones subsólidas de deshidratación en pelitas de bajo grado (Yardley y Barber, 1991) en las adyacencias. Se infieren condiciones de fusión parcial similares para los ortogneises máficos en el evento M2 a ~450 Ma. Sólo fue identificado granate de <2mm de diámetro y diseminado en un leucosoma del gneis bandeado de La Mitisús. Estos porfidoblastos de granate asociados comúnmente con biotita son posiblemente post-tectónicos a M1, ya que no deforman la foliación de la roca, y se especula que pudieron formarse durante la fase progradante de M2 como producto de la reacción de clorita (¿fase de retrogresión de M1?) y cuarzo (Spear, 1993). El crecimiento de este granate pudo ser relativamente simultáneo con los porfidoblastos de granate en los ortogneises de hornblenda a ~450 Ma.
El piroxeno en los lentes anfibolíticos (Figura 23a-c) en paragneises se considera como recristalizado de un protolito con composición basáltica (¿fragmento lítico?). La formación de piroxeno como un producto de reacciones de fusión en ausencia de fluidos, o incluso fusión mediante la adición de una fase fluida externa, quizás puede descartarse, debido a que estas reacciones requieren temperaturas superiores a ~800 °C (p. ej., Aranovich et al., 2014). Tales condiciones de temperatura no son consistentes con las observaciones petrográficas en el basamento metamórfico de Los Andes de Mérida.
Las texturas de rompimiento en los feldespatos (mirmequitas, simplectitas) en gneises y anfibolitas que tienen edades U-Pb en zircón silúricas (LA-ICPMS), sugieren condiciones de retrogresión y fusión por descompresión durante la exhumación, en el evento M3. En este evento tectono-termal, posibles reacciones de fusión por deshidratación de muscovita produjeron sillimanita y feldespato-K peritécticos (p. ej., Spear et al., 1999). La retrogresión conllevó a la formación de texturas simplectíticas como mirmequita, reemplazando al feldespato-K y cuarzo, y parte de la sillimanita peritéctica está reemplazada por muscovita discordante respecto a la foliación S2 en paragneises. La textura simplectítica entre cuarzo
y muscovita, asociada con mirmequitas también refleja retrogresión (p. ej., Peterman y Grove, 2010; Anenburg y Katzir, 2014), posiblemente durante el Silúrico.
6.3.2 Permo-Triásico
La foliación S3,definida por micas reorientadas que son sub-paralelas al plegamiento axial de S2, podría
representar una fase de deformación en el Mesozoico Temprano. Además, las edades de enfriamiento Rb- Sr obtenidas en este trabajo (268 ± 15 Ma y 246.5 ± 6.0 Ma para muscovita; 207.6 ± 4.7 Ma de muscovita
y biotita) en conjunto con la recristalización y/o crecimiento de zircon metamórfico a ~250-240 Ma (fechamientos e isótopos de oxígeno por SIMS) sugieren que el basamento metamórfico de Los Andes de Mérida alcanzó condiciones en la facies de esquistos verdes superior a ~250 Ma en el Pérmico Tardío- Triásico Temprano, y se enfrió desde 500 (±50) °C a 300 (±50) °C durante el Triásico, hasta unos 208 Ma, a una tasa de aproximadamente 4-5 °C/Ma (p. ej., van de Lelij et al., 2016b). Otras evidencias que corrroboran el evento tectono-termal del Permo-Triásico son:
(1) Foliación concordante en unidades del Paleozoico Temprano y Carbonífero-Pérmico (p. ej., Shagam, 1972; Kovisars, 1971, 1972; Grauch, 1975; González de Juana et al., 1980; Maréchal, 1983), lo cual indicaría una deformación simultánea en el Pérmico Tardío-Triásico.
(2) Edades de enfriamiento K-Ar y Rb-Sr entre ~290 Ma y ~200 Ma en metapelitas de la Suite Tostós y del Complejo Iglesias (Bass y Shagam., 1960; Burkley, 1976; Maréchal, 1983). También los fechamientos
40Ar-39Ar en hornblenda de anfibolitas del Complejo Iglesias indican dos períodos de metamorfismo
durante el Triásico: uno a ~248 Ma de carácter regional y otro a ~217 Ma de contacto, este último como consecuencia de intrusiones graníticas (Brown, 2013).
(3) Exhumación del basamento cristalino entre ~258 Ma y ~200 Ma de acuerdo con la historia termal U-Pb en apatito y fechamientos 40Ar/39Ar en granitoides y rocas metamórficas del Paleozoico Temprano (van
der Lelij et al., 2016b), con el correspondiente hiatus metasedimentario de ~60 Ma entre el Pérmico Tardío y el Jurásico Temprano (Laya y Tucker, 2012).
(4) Magmatismo granítico escaso entre ~250 y ~230 Ma (este estudio; van der Lelij et al., 2016a).