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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión impresa ISSN 0004-4822

Rev. Asoc. Geol. Argent. v.58 n.4 Buenos Aires oct./dic. 2003

 

Evolución del orógeno Famatiniano en la Sierra de San Luis: magmatismo de arco, deformación y metamorfismo de bajo a alto grado

Sato, AM1, González, PD2 y Llambías, EJ3

Universidad Nacional de La Plata, Centro de Investigaciones Geológicas, Calle 1 N° 644, 1900 - La Plata, Argentina.
1 Conicet, E-mail: sato@cig.museo.unlp.edu.ar
2 E-mail: gonzapab@cig.museo.unlp.edu.ar
3 Conicet, E-mail: llambias@cig.museo.unlp.edu.ar

RESUMEN
Se ha realizado una revisión integral de la información geológica para el basamento ígneo-metamórfico de la Sierra de San Luis y esto permite elaborar un modelo de evolución dividido en tres etapas: 1) Procesos pre-famatinianos: Sedimentación siliciclástica original, con intercalaciones de lavas máficas a ultramáficas y depositación de estratos de Fe bandeado. Su edad podría ser precámbrica. Son escasos los controles isotópicos pampeanos para la estructuración relíctica NO y el metamorfismo asociado. Por otro lado, se verifica una sedimentación durante el ciclo Pampeano. 2) Ciclo orogénico Famatiniano, fase principal: Es la que imprime los rasgos más notables del basamento. El arco magmático famatiniano se instala ya con anterioridad a los 507 Ma (Cámbrico medio), y el Ordovícico constituye el apogeo de las actividades ígneas, tectónicas y metamórficas regionales. Se deforman los granitoides junto con su roca de caja, y se estructura la sierra mediante foliación penetrativa de rumbo NNE. 3) Ciclo Famatiniano, etapa tardía a posorogénica: Entre el Silúrico y el Carbonífero temprano las actividades orogénicas son de relevancia menor. Los esfuerzos compresivos finales se disipan a través de grandes zonas de cizalla dúctil, yuxtaponiendo y exhumando las fajas de rocas metamórficas. Se emplazan a su vez, granitoides tardío- a posorogénicos. Desde el punto de vista regional, la deformación ordovícica de las Sierras Pampeanas fue vinculada a colisión de terrenos. La Sierra de San Luis se ubica en el margen proto-andino del autóctono de Gondwana, en donde se instaló el arco magmático. La deformación ordovícica afectó tanto a este borde de Gondwana como diferencialmente al basamento mesoproterozoico del terreno acrecionado de Cuyania, ubicado al oeste. Hacia el este de la Sierra de San Luis, la Sierra de Córdoba ya no fue directamente involucrada en el eje orogénico famatiniano, por lo cual en ella se preservan muy bien todos los procesos pampeanos.
Palabras clave: Ciclo orogénico famatiniano. Fase oclóyica. Ciclo orogénico pampeano. Sierras Pampeanas Orientales.

ABSTRACT
Evolution of the Famatinian orogen in the Sierra de San Luis: arc magmatism, deformation, and low to high-grade metamorphism. In this geological review of the igneous-metamorphic basement of the Sierra de San Luis we recognize the following three-stage evolution: (1) Pre-Famatinian processes: Initial siliciclastic sedimentation of possible Precambrian age, with interbedded mafic to ultramafic lavas and banded iron formations. Only a few isotopic dates constrain the remnant northwest-trending deformation and associated metamorphism within the Pampean cycle. An additional sedimentary process is also identified within this cycle. (2) Famatinian orogenic cycle, main phase: this was responsible for delineating the most important features of the Sierra de San Luis basement. The Famatinian magmatic arc had already been active since Mid-Cambrian times (507 Ma), and the Ordovician was the climax of the magmatism, tectonism and metamorphism. The granitoids were deformed together with the country rock, and the entire Sierra de San Luis was affected by penetrative NNE-trending foliations. (3) Famatinian cycle, late- to post-orogenic phase: the orogenic activity decreased during Silurian to Early Carboniferous times. Final compression was concentrated through ductile shear zones that led to the juxtaposition and exhumation of metamorphic rock strips. The late- to postorogenic granitoids were also emplaced at this stage. From the regional viewpoint, the Ordovician deformation in Sierras Pampeanas was associated with terrane collision. The Sierra de San Luis was located at the proto-Andean margin of the Gondwana autochthon, where the magmatic arc was emplaced. The Ordovician deformation affected both the Gondwana margin and the Mesoproterozoic basement of the accreted Cuyania terrane, located to the west. To the east of Sierra de San Luis, the Sierra de Córdoba was not directly involved in the main famatinian orogenic axis, and therefore, all the Pampean processes were well preserved there.
Key words: Famatinian orogenic cycle. Ocloyic phase. Pampean orogenic cycle. Eastern Sierras Pampeanas.

Introducción

El ciclo orogénico Famatiniano fue originalmente definido por Aceñolaza y Toselli (1976) para caracterizar la evolución geológica del centro y noroeste de la Argentina en el lapso comprendido entre el Cámbrico medio y el Devónico tardío - Carbonífero temprano. Su límite inferior se halla bien acotado para los estratos superficiales por la discordancia angular que separa el Grupo Mesón (Cámbrico medio a superior) de la Formación Puncoviscana (Proterozoico superior - Cámbrico inferior, ciclo Pampeano) en la Cordillera Oriental. Sin embargo, este límite es más difícil de precisar cuando se involucran rocas metamórficas formadas a mayores profundidades (Aceñolaza et al. 2000), como en el sur de las Sierras Pampeanas. Los eventos principales del ciclo Famatiniano en el basamento de las Sierras Pampeanas son asociados a un proceso colisional (Ramos 1988; Dalla Salda et al. 1992), que llevó a la acreción de un terreno alóctono en el margen proto-andino de Gondwana. El clímax magmático, metamórfico y deformacional ocurrió durante el Ordovícico, afectando diferencialmente al borde de Gondwana y al terreno acrecionado. Dicho terreno alóctono ha sido propuesto con denominaciones diferentes, como "Occidentalia" (Dalla Salda et al. 1992), "Cuyania" (Ramos et al. 1996), "Precordillera" (Astini et al. 1995), o "Texas Plateau" (Dalziel 1997), y de acuerdo a los sucesivos trabajos, se extendería por lo menos desde los 29° hasta los 36° de latitud sur, comprendiendo las Sierras Pampeanas Occidentales, Precordillera, Bloque de San Rafael y Bloque de Las Matras. La actividad orogénica famatiniana sobre el autóctono de Gondwana puede observarse fundamentalmente en las rocas metamórficas e ígneas del basamento de las Sierras Pampeanas Orientales y del Bloque del Chadileuvú, ubicados hacia el este del terreno acrecionado. Sin embargo, esta actividad orogénica puede ser observada también tanto hacia el norte como hacia el sur. Su extensión septentrional se halla en los niveles supracorticales del Noroeste Argentino (granitoides, metamorfitas de bajo grado, sedimentitas y volcanitas de Cordillera Oriental y Puna), mientras hacia el sur del Bloque del Chadileuvú también se la encuentra en el basamento de los Macizos Norpatagónico y del Deseado (metamorfitas y granitoides).

La Sierra de San Luis, ubicada en la porción suroeste de las Sierras Pampeanas Orientales (en base a la propuesta de división de las Sierras Pampeanas de Caminos 1979), constituye un claro ejemplo de la actividad orogénica Famatiniana del borde sudoeste del continente de Gondwana. Abundantes emplazamientos de granitoides, acompañados por una deformación penetrativa que originó una estructuración en dirección NNE, así como de un metamorfismo que varía de bajo a alto grado, son los principales procesos ocurridos durante el desarrollo de la fase orogénica principal, mayormente en el Ordovícico. Entre el Silúrico y el Carbonífero temprano sólo se registraron eventos de menor importancia orogénica, como son la formación de grandes zonas de cizalla dúctil y el emplazamiento de granitoides tardío- a posorogénicos, sin un metamorfismo regional asociado. Todos estos procesos afectaron a un sustrato compuesto por rocas metamórficas ya estructuradas y rocas sedimentarias sin deformar depositadas en procesos anteriores al Ordovícico.

En la presente síntesis sobre el basamento de la Sierra de San Luis realizaremos una sucinta descripción geológica de las unidades metamórficas e ígneas que lo componen y su caracterización estructural, y daremos los controles temporales existentes. Con ello mostraremos un panorama de la evolución orogénica famatiniana en dicha sierra, analizaremos los posibles ciclos orogénicos intervinientes en el sustrato pre-famatiniano y realizaremos comparaciones regionales y tectónicas.

Los antecedentes bibliográficos sobre la Sierra de San Luis son numerosos y cubren amplios aspectos del conocimiento geológico. Debido a ello, mencionaremos aquí sólo los principales trabajos de carácter integral, como los siguientes: Kilmurray y Dalla Salda (1977); Gordillo y Lencinas (1979); Kilmurray y Villar (1981); Criado Roqué et al. (1981); Ramos (1991), Ortiz Suárez et al. (1992); Llambías et al. (1998); von Gosen y Prozzi (1998); Sims et al. (1998); Brodtkorb y Ortiz Suárez (1999); Sato et al. (2002).

Geología de la Sierra de San Luis

El basamento de la Sierra de San Luis se compone de rocas metamórficas e ígneas. Su control estratigráfico superior está dado por la sedimentación de la Formación Bajo de Véliz, del Carbonífero superior (Azcuy et al. 1987), cuyos estratos se apoyan en discordancia angular sobre las rocas metamórficas.

En el mapa de la figura 1 se han sintetizado las diferentes unidades metamórficas e ígneas, en base a la literatura existente y a las observaciones propias. Las rocas metamórficas afloran en fajas meridianas (Fig. 1) constituyendo complejos de bajo hasta alto grado. Los contactos entre ellas son principalmente tectónicos, mediante zonas de cizalla dúctil de dirección N a NNE y de variado espesor. Con menor frecuencia se aprecian pasajes transicionales, como en los casos de las unidades de menor grado metamórfico.

Figura 1: Mapa geológico del basamento de la Sierra de San Luis. Basado en Ortiz Suárez et al. 1992; Llambías et al. 1998; von Gosen y Prozzi 1998; Sims et al. 1998; González y Sato 2000; Sato et al. 2002.

Tanto las fajas de rocas de bajo grado como las de alto grado comparten una estructuración penetrativa subvertical de dirección NNE, cuyos controles temporales indican que se originaron por la deformación principal famatiniana (principalmente ordovícica), a la que se asoció un metamorfismo de variado grado. Para las fajas de menor grado metamórfico (Formación San Luis y Grupo Micaesquistos) dicha deformación penetrativa corresponde al único evento deformativo registrado. Sin embargo, para las fajas de mayor grado (Complejos Metamórficos Nogolí, Pringles y Conlara), ésta corresponde al segundo evento deformativo, ya que en ellas se preservan en forma esporádica remanentes de una estructuración anterior, de dirección NO, a los cuales se asocian también paragénesis metamórficas previas. Estas estructuras y metamorfismos relícticos fueron descriptos como pre-famatinianos (González y Llambías 1998; von Gosen y Prozzi 1998), y atribuidos al ciclo Pampeano previo (Criado Roqué et al. 1981; Kilmurray y Dalla Salda 1977). Dentro de uno de estos complejos de mayor grado se ha identificado una faja de afloramientos de rocas máficas a ultramáficas (Faja San Francisco del Monte de Oro - Villa de la Quebrada), que corresponde a intercalaciones volcánicas dentro del protolito volcano-sedimentario.

Dentro de los componentes plutónicos del basamento se distinguen intrusivos félsicos hasta máficos y ultramáficos. Los granitoides fueron clasificados como pre-, sin- y postectónicos (o posorogénicos), con respecto a la deformación penetrativa famatiniana (Ortiz Suárez et al. 1992; Llambías et al. 1998), y las edades disponibles indican que se tratan de plutones emplazados durante el desarrollo de la orogenia Famatiniana. Los intrusivos máficos a ultramáficos constituyen otra faja independiente de rocas de esta composición (Faja La Jovita - Las Aguilas), que se emplazaron en estrecha relación con la deformación penetrativa famatiniana.

Para los fines descriptivos de las rocas metamórficas, se diferenciará la deformación penetrativa famatiniana (de dirección NNE) de la deformación relíctica pre-famatiniana (NO) con los subíndices "F" y "pF".

Complejos metamórficos

Complejo Metamórfico Nogolí

Su denominación corresponde a Sims et al. (1997), y fue referido también como Complejo Basamental Occidental (von Gosen y Prozzi 1998). Se halla yuxtapuesto a las rocas de la Formación San Luis y del Grupo Micaesquistos que afloran hacia el este mediante una zona de cizalla dúctil de alcance regional (zona de cizalla El Realito - Río de la Quebrada). Se compone principalmente de esquistos micáceos, metacuarcitas, paragneises y migmatitas; en menor proporción de ortoanfibolitas, komatiitas a basaltos toleíticos metamorfizados, mármoles, rocas calcosilicáticas y estratos de hierro bandeado (Ortiz Suárez 1999; González 2000; González et al. 2002a, 2002b). Es de particular interés el hacer notar la asociación litológica de komatiitas con depósitos de Fe bandeado, propia de terrenos precámbricos.

En su deformación participan dos conjuntos estructurales: a) foliaciones relícticas NO (S0 pF a S3 pF), atribuidas a eventos pre-famatinianos, y b) foliaciones penetrativas NNE (S4 F), asignadas a los eventos famatinianos. Las metamorfitas en facies anfibolita con los remanentes estructurales NO se encuentran plegadas y reorientadas siguiendo el nuevo rumbo famatiniano, y alcanzando una nueva paragénesis de facies anfibolita a granulita. El S0 pF original se conserva como bandeamiento composicional psamítico-pelítico en esquistos y paragneises, y se halla afectado por plegamientos de estilo isoclinal (F1 pF), apretado (F2 pF) y abierto (F3 pF). A los dos primeros plegamientos se asocian las foliaciones S1 pF y S2 pF, mientras S3 pF corresponde a una foliación milonítica paralela a S2 pF (González et al. 2002a). Cada uno de los plegamientos se halla acompañado de inyección de venillas cuarzo-feldespáticas y graníticas, registrándose un metamorfismo progrado de alta temperatura y presión intermedia, y una migmatización notable en asociación con el tercer plegamiento (F3 pF). La foliación famatiniana S4 F evidencia un cambio en la orientación del campo de esfuerzos, y paralelamente a ella se desarrollan foliaciones miloníticas asociadas a movimientos mayormente inversos. Fajas de cizalla dúctil son particularmente conspicuas en este sector occidental de la sierra, y su relación con los granitoides tardío a postorogénicos indican repetidas reactivaciones en el tiempo. Las zonas de cizalla Funes, Los Bayos, El Realito - Río de la Quebrada, con sus ramificaciones (Fig. 1), son ejemplos de estas amplias zonas miloníticas (Brogioni et al. 1994; von Gosen y Prozzi 1996; von Gosen 1998a; González y Llambías 1998; González y Sato 2000; González, datos inéditos). Las fajas de mayor intensidad de deformación presentan varias centenas de metros de ancho, variaciones desde protomilonitas y milonitas hasta ultramilonitas y filonitas, y un metamorfismo asociado de bajo a alto grado térmico. Constituyen fajas subverticales o con alta inclinación hacia el este, en donde predominan movimientos oblicuos sinistrales de carácter inverso, con transporte tectónico hacia el oeste, y se registran sucesivos movimientos, tanto anteriores como posteriores al emplazamiento de los plutones El Molle y Barroso, y en parte con carácter extensional. En los alrededores de Villa de la Quebrada, la zona afectada por cizallamiento dúctil alcanza una potencia global de alrededor de 5 kilómetros.

Los datos termobarométricos obtenidos para el metamorfismo regional famatiniano se halla en los siguientes rangos: 650 - 750 ° C, 6,0 - 7,0 Kb (anfibolitas, Carugno Durán 1998a); 636 - 760 ± 40 °C, ~5,0 Kb (anfibolita biotítica), 637 - 667 ± 40 °C, 7,2 - 8,1 ± 0,4 Kb (anfibolita granatífera), 689 - 816 °C, 5,0 - 6,6 ± 0,4 Kb (anfibolita con granate-clinopiroxeno), 518 - 612 °C, 5,2 - 7,9 Kb (paragneis sillimanítico granatífero) (González, datos inéditos).

Una continua faja de rocas máficas a ultramáficas de protolitos extrusivos fue identificada dentro del Complejo Metamórfico Nogolí, desde San Francisco del Monte de Oro hasta Villa de la Quebrada, a lo largo de alrededor de 45 km (Fig. 1). Se halla descripta por González et al. (2002b), e incluyen las rocas estudiadas por Merodio et al. (1978), Carugno Durán (1998a) y Ortiz Suárez (1999). Se trata de lentes de anfibolitas abudinadas que comparten las deformaciones y metamorfismos pre-famatinianos y famatinianos del Complejo Metamórfico Nogolí. En los núcleos menos deformados de los cuerpos se preservan las volcanitas originales, con texturas spinifex y ofíticas relícticas. Son komatiitas, basaltos komatiíticos y basaltos toleíticos con alto-Fe, que se distinguen mineralógica y químicamente de la faja de rocas intrusivas localizadas más hacia el este (faja La Jovita - Las Águilas) dentro del Complejo Metamórfico Pringles. Para las anfibolitas y komatiitas se obtuvo una edad por isocrona Sm-Nd roca total, de 1502 ± 95 Ma (Sato et al. 2001a), y se hallan en ejecución dataciones por U-Pb.

El metamorfismo ordovícico del Complejo Metamórfico Nogolí se halla evidenciado isotópicamente por los siguientes datos: U-Pb convencional (458 ± 3 Ma) y datación química (470 ± 15 Ma) en monacitas de un gneis sillimanítico-granatífero, así como isocrona Sm-Nd roca total y mineral (445 ± 21 Ma) y edades Ar-Ar plateau (476 a 457 Ma, anfíboles) en anfibolitas (González et al. 2002a). Otra edad K-Ar en anfíbol (452 ± 23 Ma) de una anfibolita fue obtenida también por Ortiz Suárez (1999). Para las zonas de cizalla dúctil del área de Nogolí, se disponen de edades K-Ar de entre 414 y 364 Ma para biotitas crecidas durante eventos compresivos (Sato et al. 2001b, y datos inéditos de los autores).

Complejo Metamórfico Pringles

Fue denominado por Sims et al. (1997), y en parte equivale a lo mencionado por von Gosen y Prozzi (1998) como Complejo Basamental Oriental. Corresponde al afloramiento de la parte central de la sierra, bordeado por fajas del Grupo Micaesquistos. El contacto occidental con unidades de ese grupo es tectónico, mediante una zona milonítica de alcance regional, con fuerte inclinación hacia el este. El contacto oriental es al menos en parte tectónico, como en el sector al oeste de Paso del Rey, en donde se desarrolla una faja milonítica de alrededor de 20 m de espesor, inclinada al oeste y con movimiento inverso. Gran parte de este último contacto se halla ocupada por intrusivos graníticos y pegmatíticos (von Gosen 1998a; von Gosen y Prozzi 1998). Las rocas que componen este complejo metamórfico son esquistos y gneises de protolitos pelíticos y psamíticos, con una asociación sillimanita-granate-biotita (±cordierita ±espinelo), ortogneises, metacuarcitas, anfibolitas y rocas calcosilicáticas. Estas rocas presentan diferente grado de inyección de venas y diques graníticos a pegmatíticos y aplíticos, gradando también a migmatitas (Sims et al. 1997; von Gosen y Prozzi 1998).

En este complejo las fábricas pre-famatinianas encontradas son comparables con las descriptas para el Complejo Metamórfico Nogolí, también asociadas a diferentes estadios de inyecciones magmáticas y migmatización (von Gosen y Prozzi 1998). Las estructuras penetrativas famatinianas corresponden a una segunda foliación subvertical S2 F de dirección NNE, asociada a pliegues apretados F2 F. Dichas estructuras se hallan afectadas por una migmatización importante, que interfiere con un nuevo plegamiento F3 F (von Gosen y Prozzi 1998). Esta estructuración famatiniana se halla acompañada por un metamorfismo de alto grado, con un pico térmico granulítico asociado a la intrusión de las rocas máficas a ultramáficas de la faja La Jovita - Las Águilas (González Bonorino 1961; Sims et al. 1997; Hauzenberger et al. 2001; véase más adelante descripción de los intrusivos). Hauzenberger et al. (2001) cuantificaron tres estadios metamórficos, respectivamente asociados a metamorfismo regional, de contacto y a cizallamiento dúctil: a) 570-600 °C y 5,0-5,7 Kb, b) 740-790 °C y 5,7-6,4 Kb, y c) 590-650 °C y 5,0-9,5 Kb. La faja de cizalla dúctil que acompaña por más de 100 km de longitud a los afloramientos de rocas máficas y ultramáficas fue denominada zona milonítica La Arenilla (Ortiz Suárez et al. 1992), y descripta con mayor detalle por von Gosen y Prozzi (1998). Presenta un ancho máximo de varias centenas de metros y en parte se resuelve en ramificaciones menores. Es subvertical o buza con alto ángulo hacia el este, y el bloque oriental es el ascendido. En otras fajas de cizalla paralelas y ubicadas en el borde oriental del Granito La Escalerilla, Sims et al. (1998) mencionan una cinemática equivalente y otra transcurrente de rumbo N sinistral. En los alrededores de la terminación norte de la zona milonítica La Arenilla, Ortiz Suárez (1999) obtuvo los siguientes valores de presión y temperatura para el pico metamórfico famatiniano: 525-774 °C y 3,7-7,6 Kb (anfibolita granatífera), y 650-774 °C y 5,0-9,5 Kb (gneis biotítico granatífero).

Las edades U-Pb SHRIMP de 460 - 450 Ma en bordes de circones y en monacitas de un gneis granatífero sillimanítico fueron interpretadas como la edad del metamorfismo regional (Sims et al. 1998). Sin embargo, es posible que estas edades estén documentando un metamorfismo retrógrado más que la etapa prograda, debido a la dificultad en datar los metamorfismos progrados de alto grado (Foster et al. 2000). Los datos de los núcleos de circones, con distribución de picos entre el Neoproterozoico y Cámbrico temprano (Sims et al. 1998) fueron considerados como representantes de procesos del ciclo Pampeano en el área fuente, en especial el pico más importante a los 530 Ma. También se dispone de otra edad K-Ar en anfíbol de anfibolita para este complejo, de 466 ± 23 Ma (Ortiz Suárez 1999), mientras las edades Ar-Ar en moscovita de la zona milonítica La Arenilla son de 366 ± 2 Ma en la parte central y de 375 ± 1 Ma para la parte sur de la sierra (Sims et al. 1998).

Complejo Metamórfico Conlara

Éste fue así nominado por Sims et al. (1997) y corresponde a los afloramientos de la parte oriental de la Sierra de San Luis (Fig. 1), e incluye al Complejo Metamórfico Las Aguadas descripto por Ortiz Suárez (1988) en el sector nordeste, o lo descripto como filitas y micaesquistos entre Quines y Santa Rosa por von Gosen y Prozzi (1998). Estos últimos autores sugieren una transición metamórfica gradual desde el Grupo Micaesquistos, ubicado en el oeste, hacia las rocas del Complejo Metamórfico Conlara. Este complejo se compone de esquistos con biotita-moscovita-granate-sillimanita (± turmalina ± clorita) y gneises biotíticos (± granate ± sillimanita), de origen psamo-pelítico. Las rocas muestran diferenciaciones metamórficas y se asocian a varios eventos de inyecciones graníticas a pegmatíticas, dando origen a rocas migmatíticas. Se mencionan también menor participación de anfibolitas, mármoles y rocas calcosilicáticas (Llambías y Malvicini 1982; Delakowitz et al. 1991; Brodtkorb y Pezzutti 1991).

Se identificaron por lo menos dos eventos deformacionales dentro de este complejo (Sims et al. 1997). La deformación D1 se relaciona a un plegamiento F1 simétrico a asimétrico con eje de rumbo O a NO, asociado con una esquistosidad S1 no penetrativa y con inclinación variable al norte o al sur (Kilmurray 1981, 1982; Kilmurray y Dalla Salda 1977). Esta orientación estructural es comparable con la correspondiente a S0 pF - S3 pF del Complejo Metamórfico Nogolí en el sector occidental de la sierra. La deformación penetrativa D2 F ha replegado a los pliegues F1 en un estilo apretado con ejes N a NNE, mientras S1 fue crenulado por la foliación S2 F, inclinada con alto ángulo hacia el este o hacia el oeste (Kilmurray 1981, 1982; Kilmurray y Dalla Salda 1977; Ortiz Suárez 1988; Llaneza y Ortiz Suárez 2000). Un plegamiento abierto posterior F3 F con eje NE es registrado sólo en áreas localizadas cercanas a fracturas (Ortiz Suárez 1988). El metamorfismo que acompañó a la deformación D1 alcanzó la facies anfibolita, mientras D2 F fue acompañado por una retrogradación a facies esquistos verdes (Kilmurray 1981, 1982; Sims et al. 1997).

Los escasos datos K-Ar, ordovícicos a siluro-devónicos, informados para este complejo (455-410 Ma, Llambías y Malvicini 1982; 430-397 Ma, López de Luchi et al. 2002a) son difíciles de interpretar en relación al pico metamórfico y a los subsiguientes procesos de cizallamiento dúctil o enfriamiento. Por otro lado, Whitmeyer y Simpson (2003) informan una edad de monacita metamórfica de 453 ± 2 Ma (basada en una comunicación verbal de P. Gromet) para el Complejo Metamórfico Conlara que constituye el bloque bajo de una amplia zona de cizalla del borde oeste de la Sierra de Córdoba, pero sin precisar su ubicación.

Formación San Luis

La denominación corresponde a Prozzi y Ramos (1988) y Prozzi (1990), y equivale al Grupo Filitas de von Gosen y Prozzi (1996). Aflora en dos fajas meridianas en el centro y oeste de la Sierra de San Luis. Se compone de una monótona sucesión de alternancia de filitas y metacuarcitas a metagrauvacas, con escasos bancos de metaconglomerados, conocidos como Conglomerado Cañada Honda (Prozzi 1990; Ramos et al. 1996), y de metavolcanitas ácidas, interpretadas como extrusivas (Brodtkorb et al. 1984; Fernández et al. 1991) o como diques intrusivos (von Gosen y Prozzi 1996). Su contacto con el Grupo Micaesquistos es en parte tectónico (como la zona de cizalla Río Guzmán, Sims et al. 1997) y en parte transicional (von Gosen 1998a).

De acuerdo a las observaciones de Ortiz Suárez et al. (1992), Sims et al. (1997), von Gosen y Prozzi (1996), y von Gosen (1998a, 1998b), la Formación San Luis se halla afectada por la deformación penetrativa D 1F, que origina un plegamiento apretado en la estratificación y un clivaje de plano axial S1 F, de dirección general NNE, y localmente ENE como en el área de Bemberg. Un clivaje de crenulación S2 F sólo es registrado localmente. El metamorfismo asociado a la deformación penetrativa es de facies esquistos verdes, baja a alta. La zona de cizalla Río Guzmán abarca una zona con potencia máxima de 3 km, cuyas fábricas miloníticas inclinan con alto ángulo hacia el este, y en donde el bloque elevado es el oriental (Sims et al. 1998). El metamorfismo asociado es de facies esquistos verdes.

Esta formación ha sido interpretada como una sucesión turbidítica y comparada regionalmente con la sedimentación de la Formación Puncoviscana del Noroeste Argentino (Prozzi 1990; Prozzi y Ortiz Suárez 1994). La edad U-Pb convencional en circones de las volcanitas intercaladas, de 529 ±12 Ma (Söllner et al. 2000), apoya la correlación temporal con aquella formación. Si bien no se dispone de datos isotópicos directos para acotar la edad del metamorfismo penetrativo, las edades de los granitoides preorogénicos dan un límite máximo en el Ordovícico temprano. Por otro lado, la datación Ar-Ar en moscovita de la zona de cizalla de Río Guzmán ha dado un patrón ascendente entre 351 y 362 Ma (Sims et al. 1998).

Grupo Micaesquistos

Von Gosen y Prozzi (1996) denominaron así a las fajas de metamorfitas adyacentes a la Formación San Luis (Fig. 1), de protolitos equivalentes, pero que muestran un grado metamórfico mayor. Se constituye principalmente de esquistos biotíticos moscovíticos que alternan con metacuarcitas, y localmente son abundantes las inyecciones pegmatíticas, especialmente en los alrededores de los afloramientos de granitoides sinorogénicos (Ortiz Suárez et al. 1992; Llambías et al. 1996b; von Gosen 1998a,b). Escasas anfibolitas son citadas hacia el norte de La Florida (von Gosen 1998a).

El Grupo Micaesquistos se halla afectado por al menos dos deformaciones (véase detalles en von Gosen 1998a y von Gosen y Prozzi 1998). La primera deformación D1 F se asocia a un primer plegamiento asociado con una foliación S1 F, de dirección NNE, con inclinaciones tanto hacia el este como oeste. Esta foliación sería equivalente a la primera foliación de la Formación San Luis. La segunda deformación D2 F es registrada en el grupo con mayor intensidad que en la Formación San Luis, y se desarrolla un clivaje de plano axial S2 F asociada a plegamiento más abierto y crenulaciones locales. El metamorfismo regional alcanzado durante D1 F y que perduró durante D2 F fue de facies esquistos verdes media, alcanzando localmente la facies anfibolita (von Gosen 1998a).

La fina faja de este grupo que aflora bordeando al Complejo Metamórfico Nogolí consiste en esquistos con biotita-moscovita-granate y esquistos con biotita-moscovita-estaurolita (±cianita), con escasas intercalaciones de metacuarcitas (González, datos inéditos). Sus fábricas son comparables a las descriptas por von Gosen (1998a) en la parte central de la sierra, y el metamorfismo asociado es de mayor grado, alcanzando la facies esquistos verdes media durante D1 F y la facies anfibolita media durante D2 F.

De acuerdo a las interpretaciones de von Gosen (1998a), la Formación San Luis y el Grupo Micaesquistos formarían parte de una misma sucesión clástica, en la que el Grupo Micaesquistos representa porciones corticales más profundas.

Rocas intrusivas

Granitoides preorogénicos

Numerosos plutones clasificados dentro de este grupo se ubican en el sector centro-oeste de la sierra, emplazados dentro del Complejo Metamórfico Nogolí, en su transición con la Formación San Luis o netamente dentro de la Formación San Luis y del Grupo Micaesquistos (Fig. 1). Se hallan afectados por la foliación famatiniana penetrativa en forma conjunta con su roca de caja y aureolas de contacto, e intruyeron a las metamorfitas previamente deformadas del Complejo Metamórfico Nogolí (Llambías et al. 1996a) o a las sedimentitas aún sin deformar de la Formación San Luis y Grupo Micaesquistos (Sato et al. 1996; von Gosen 1998a), que en parte ya estaban en contacto con el Complejo Metamórfico Nogolí, ya sea por discordancia o en forma tectónica (González y Llambías 1998; von Gosen y Prozzi 1998). Las formas primarias de los plutones y sus aureolas de contacto fueron modificadas por la deformación y el metamorfismo asociado (facies esquistos verdes a anfibolita), y sus interiores presentan una foliación heterogénea. En parte se hallan afectados por fajas de cizalla dúctil y presentan foliación milonítica. Sus composiciones permiten agruparlos en a) tonalíticos a granodioríticos y b) graníticos a leucogranodioríticos (Llambías et al. 1998 y referencias allí citadas, Sato et al. 2003). En conjunto constituyen típicas suites calcoalcalinas, con granitoides tipo-I, metaluminosos a débilmente peraluminosos, característicos de magmatismo de arco (Brogioni et al. 1994; Sato et al. 1996; Llambías et al. 1998), asociado a los primeros estadios del ciclo Famatiniano.

El grupo de las tonalitas a granodioritas se compone de los plutones Bemberg, Las Verbenas, El Tamboreo, Gasparillo, San Miguel y El Realito (Zardini 1966; Hack et al. 1991; Brogioni et al. 1994; Sánchez et al. 1996; Llambías et al. 1996a; González y Llambías 1998; Sato 1993; Sato y Llambías 1994; Sato et al. 1996). Litológicamente comprenden tonalitas, con variaciones a diorita, gabro cuarzoso, granodiorita y monzogranito. Para los plutones El Tamboreo y Bemberg se informaron edades de cristalización de 470 ± 5 Ma y 468 ± 6 Ma (U-Pb SHRIMP, Sims et al. 1998; Stuart-Smith et al. 1999). Sin embargo, un pico secundario de 496 ± 8 Ma en los datos SHRIMP de Bemberg puede ser interpretado como una edad de cristalización alternativa, asociada a variado grado de pérdida de Pb (Stuart-Smith et al. 1999). Dicha alternativa podría ser consistente con la edad de isocrona Rb-Sr de 512 ± 16 Ma obtenida para el mismo plutón (Sato et al. 1999). Si éste fuera el caso, con una cristalización a los 496 Ma, entonces la pérdida de Pb ocurrida hacia los 468 Ma (Stuart Smith et al. 1999) podría relacionarse al evento metamórfico que lo afectó.

El grupo de los granitos a leucogranodioritas comprende a los plutones El Realito, Río Claro, Pantanos Negros, La Escalerilla, Río Quinto (Carugno Durán et al. 1992; Carugno Durán 1998b; Brogioni et al. 1994; Sato et al. 1996; Ortiz Suárez 1999; von Gosen 1998a,b; von Gosen et al. 2002; González, datos inéditos). El Granito La Escalerilla es intrusivo en el plutón Las Verbenas (Sato 1993), y su forma curvada fue atribuida a deformación transpresional (von Gosen 1998b). Entre los diferentes plutones dominan granitos a leucogranodioritas, ambos granatíferos y débilmente peraluminosos, con menor participación de facies tonalíticas hasta gábricas. No se ha constatado la existencia de granitos alcalinos, como lo sugiriera von Gosen et al. (2002), en base a la tipología de los circones y su contenido de U. Se disponen de edades U-Pb convencional en circones para los plutones La Escalerilla y Río Claro, de 507 ± 24 Ma y 490 ± 15 Ma respectivamente (von Gosen et al. 2002), y de 477 +3/-5 Ma para Pantanos Negros (Sato et al. 2003). La edad U-Pb SHRIMP en circón de 484 ± 7 Ma obtenida para un pequeño intrusivo granítico con granate, metamorfizado y alojado en el Complejo Metamórfico Pringles (ortogneis ácido) en estrecha relación espacial con los intrusivos máficos y ultramáficos, es considerada también como edad de cristalización (Sims et al. 1998). Varias edades más jóvenes, según método Rb-Sr en roca total y minerales para los plutones Bemberg y La Escalerilla (Devónico a Carbonífero temprano, Sato et al. 1999), estarían representando procesos de reapertura isotópica. Para la edad devónica de 403 ± 6 Ma previamente obtenida por U-Pb SHRIMP en el extremo sur del plutón La Escalerilla (Sims et al. 1998), von Gosen et al. (2002) sugieren la posibilidad de tratarse de una intrusión postorogénica dentro de aquél.

De acuerdo a las edades mencionadas, el arco magmático famatiniano habría comenzado su actividad ya desde tiempos previos a los 507 Ma, ya que el Granito La Escalerilla (U-Pb 507 Ma) es intrusivo en la Tonalita Las Verbenas.

Granitoides sinorogénicos

Estos granitoides fueron descriptos mayormente en el sector central de la sierra, asociados con los complejos metamórficos Pringles y Conlara, el Grupo Micaesquistos y sus diques pegmatíticos. Constituyen plutones de pequeñas dimensiones, heterogéneamente cizallados, de formas en general armónicas con la estructura de la roca de caja, a veces plegadas y abudinadas conjuntamente. Fueron distinguidos de los granitoides preorogénicos debido fundamentalmente al escaso contraste reológico que muestran con la roca de caja (Ortiz Suárez et al. 1992; Llambías et al. 1998). Los plutones descriptos son Paso del Rey, Cruz de Caña, Río de la Carpa, Cerros Largos, La Ciénaga, La Represa, La Tapera y La Florida (Llambías et al. 1991, 1996b, 1998; Ortiz Suárez 1996; Ortiz Suárez et al. 1992; López de Luchi 1987; Martínez y Montenegro 1998; von Gosen 1998a). Su composición principal es granodiorítica a granítica, con granate y dos micas, de características anatécticas. Se clasifican como granitoides tipo-S, variablemente peraluminosos. Las facies tonalíticas son subordinadas.

La edad Rb-Sr de 454 ± 21 Ma de los cuerpos de Paso del Rey y Río de la Carpa es considerada como representativa de su cristalización, estrechamente asociada a la deformación. Otras edades Rb-Sr de 485 ± 30 y 460 ± 39 Ma son también mencionadas por López de Luchi (1987) y López de Luchi y Cerredo (2001) para el plutón Tapera. Edades K-Ar más jóvenes, de entre 391 y 372 Ma en biotita de Paso del Rey (Varela et al. 1994) fueron consideradas como producto de un enfriamiento muy lento, si bien podrían corresponder a edades rejuvenecidas. Recientemente fue obtenida por von Gosen et al. (2002) una edad U-Pb convencional de 608 +26/-25 Ma para el granitoide de Paso del Rey. Esta edad tan antigua y el carácter preorogénico sugerido por von Gosen (1998a) se contraponen con la interpretación de la relación estructural realizada por Llambías et al. (1996b). Por lo tanto, hasta tanto no se aclare mejor la relación estructural y pueda ser confirmada la edad, dejaríamos en suspenso la valoración de la misma. Ya que, tratándose de un granitoide peraluminoso anatéctico, podría haber interferencia de circones heredados (Mezger y Krogstad 1997). En este sentido, la existencia de caras corroídas en los circones (von Gosen et al. 2002) es indicio de procesos múltiples en su historia.

Granitoides tardío a postorogénicos

Son notorios los emplazados hacia el centro-este de la sierra formando batolitos, si bien se han identificado otros hacia el suroeste. Los plutones se hallan intruidos discordantemente en una roca de caja en la que los diferentes complejos metamórficos ya habían sido yuxtapuestos mediante zonas de cizalla dúctil. Muchos de los plutones presentan forma circular, y junto con los diques anulares asociados y sus composiciones con muy alto-K, son indicativos de una transición a ambientes anorogénicos de corteza engrosada. Las composiciones principales son monzogranitos, granodioritas y tonalitas, con menor participación de sienitas y monzonitas, en parte caracterizadas por procesos de mezclas de magmas.

Los plutones y batolitos que integran este grupo son numerosos, como Las Chacras (Brogioni 1987, 1993, 1997), Renca (López de Luchi 1987, 1993, 1996; López de Luchi et al. 2002b), El Morro (Llambías y Malvicini 1982; Quenardelle 1993, 1995) y La Totora (Kittl 1965; Sims et al. 1997; López de Luchi et al. 2002c). Los plutones ubicados hacia el nordeste de la sierra (Fig. 1) fueron estudiados por Ortiz Suárez (1996) y Ortiz Suárez y Ulacco (1999). Los plutones El Molle y Barroso del suroeste de la sierra fueron distinguidos por su carácter temprano de emplazamiento, ya que si bien cortan algunas zonas de cizalla previas, también son cortados por zonas de cizalla tardías (González y Sato 2000; Sato et al. 2001b).

Para el plutón El Molle se obtuvo una edad U-Pb convencional en circón de 417 +6/-7 Ma, interpretada como edad de cristalización (Sato et al. 2003), mientras las edades Rb-Sr (378 ± 48 Ma), Sm-Nd (348 ± 35 Ma) y K-Ar (380 ± 7 Ma) (Sato et al. 2001b) sugieren procesos de metamorfismo local asociado con el desarrollo de cizallas dúctiles. Para el batolito de Renca se dispone de una edad U-Pb SHRIMP en circón, de 393 ± 5 Ma (Stuart-Smith et al. 1999), también correspondiente a cristalización. Otras edades Rb-Sr y K-Ar informadas para el batolito Las Chacras y el plutón El Morro se ubican entre los 408 y 320 Ma (Brogioni 1987, 1993; Lema 1980; Varela et al. 1994). Por otro lado, López de Luchi et al. (2001) mencionan una media de 382 ± 17 Ma de edades K-Ar en biotita para el batolito de Renca. En el caso del plutón tonalítico de Rodeo Viejo, si bien las edades K-Ar en anfíbol y biotita son de 466 ± 23 Ma y 452 ± 23 Ma (Ortiz Suárez y Ulacco 1999), sus características no deformada y discordante respecto de la estructura regional de la roca de caja sugieren su integración en este grupo de granitoides.

Intrusivos máficos a ultramáficos

Afloran a lo largo de la Faja La Jovita - Las Aguilas (Kilmurray y Villar 1981), por alrededor de 80 km de longitud dentro del Complejo Metamórfico Pringles, y equivale al Grupo Las Aguilas de Sims et al. (1997). Se trata de un grupo de lentes y complejos intrusivos alineados en dirección NNE, como Peñón Colorado, La Gruta, La Melada, La Bolsa, Los Manantiales - El Fierro, Las Pircas, Virorco y Las Aguilas, de norte a sur (González Bonorino 1961; Cucchi 1964; Brogioni 1994, 2001a y b; Brogioni y Ribot 1994; Malvicini y Brogioni 1993; Sims et al. 1997). El estudio geofísico de Kostadinoff et al. (2002) sugiere la continuidad de esta faja hacia el sud-sudoeste de la sierra, hasta cerca de los 35°S. Se constituyen de piroxenitas, peridotitas, dunitas, gabros y hornblenditas. En varios de estos cuerpos se preserva el metamorfismo de contacto, si bien internamente comparten la foliación penetrativa de la roca de caja (S2 F) y sus zonas marginales presentan una extensiva recristalización a una asociación de alto grado metamórfico. Los sectores internos menos deformados de los cuerpos de Virorco, La Melada y La Gruta preservan la estratificación composicional primaria (González Bonorino 1961; Brogioni y Ribot 1994). En cuanto a sus relaciones estructurales, se ha propuesto un emplazamiento pre- a sintectónico con respecto a la deformación famatiniana penetrativa (Sims et al. 1997 y 1998; Brogioni y Ribot 1994; von Gosen y Prozzi 1998), así como una intrusión post-metamórfica (Hauzenberger et al. 2001). Tanto Brogioni (2001a) como Hauzenberger et al. (2001) coinciden en que la intrusión de los cuerpos originó un aumento del grado metamórfico de la caja, de facies anfibolita a granulita. Los datos termobarométricos obtenidos en la roca de caja por Hauzenberger et al. (2001) se hallan citados en la sección correspondientes al Complejo Metamórfico Pringles. Donde no quedan dudas es en la relación post-intrusión del desarrollo de la zona milonítica La Arenilla (Brogioni y Ribot 1994; von Gosen y Prozzi 1998; Hauzenberger et al. 2001). Para el origen de estas rocas máficas a ultramáficas y toleíticas, se han postulado ambientes extensionales de retroarco o de cuenca marginal (Brogioni y Ribot 1994; Hauzenberger et al. 2001).

Una segregación ácida en una piroxenita arrojó una edad U-Pb SHRIMP de 478 ± 6 Ma, y es interpretada como edad de la cristalización magmática sintectónica con la deformación (Sims et al. 1998). Sin embargo, esta edad es mayor que la obtenida por monacitas (460 - 450 Ma) para el metamorfismo de la roca de caja por los mismos autores. Esta situación podría relacionarse a que la intrusión fue pretectónica, o bien a que el metamorfismo de alto grado tuvo una extensión temporal considerable, como es común en numerosos orógenos (por ejemplo, Mezger et al. 1991) y a la dificultad en datar con precisión los picos metamórficos (Kröner y Williams 1991).

Síntesis evolutiva del basamento de la Sierra de San Luis

En base a la descripción previa se puede elaborar un cuadro síntesis de la caracterización litológica, estructural y metamórfica de cada uno de los complejos metamórficos según distintos estadios (Cuadro 1). Allí podemos observar al ciclo orogénico Famatiniano dividido en dos etapas: 1) una fase orogénica principal, de edad fundamentalmente ordovícica, y 2) una etapa tardía a posorogénica, desarrollada entre el Silúrico y el Carbonífero temprano. Los procesos anteriores a ellos fueron agrupados como pre-famatinianos. Todos los datos isotópicos valorados como significativos fueron volcados en un esquema (Fig. 2), que muestra la evolución temporal del basamento de la Sierra de San Luis.

Cuadro 1: Síntesis de las características litológicas, estructurales y metamórficas de los complejos metamórficos, y su relación con las unidades ígneas, según estadios evolutivos. Incluye principales controles de edad.

Figura 2: Evolución temporal del basamento de la Sierra de San Luis, basada en controles isotópicos. Fuentes de datos: Complejo Metamórfico Nogolí: Ortiz Suárez 1999; Sato et al. 2001a; González et al. 2002a y datos inéditos. Complejo Metamórfico Pringles: