ARTÍCULOS

Los esquistos neoproterozoicos de Santa Helena, Provincia de La Pampa, Argentina: edades u-pb shrimp, composición isotópica de hafnio e implicancias geodinámicas

Eduardo O. Zappetini¹, Carlos J. Chernicoff ^2,1 , João O. S. Santos^3,4 y Neal J. Mc Naughton³

¹ Servicio Geológico-Minero-Argentino, Buenos Aires. Email: ezappe@mecon.gov.ar
² Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas.
³ University of Western Australia.
⁴ Redstone Resources.

RESUMEN

Los Esquistos Santa Helena comprenden esquistos biotítico-granatíferos predominantes y lentes gneisoides subordinadas sillimanítico- granatíferos, subaflorantes en la Estancia Santa Helena, que alcanzaron el grado metamórfico de facies anfibolita alta a granulita baja. Los circones detríticos de los esquistos datados por el método U-Pb SHRIMP son en su mayoría mesoproterozoicos y neoproterozoicos, habiendo también escasos granos paleoproterozoicos. La casi totalidad de los circones mesoproterozoicos y neoproterozoicos son de origen magmático y cristalizaron en una fuente magmática juvenil (εHf positivo), presentando edades modelo TDM de Hf entre 1127 y 1625 Ma, y entre 948 y 1274 Ma, respectivamente. Los circones paleoproterozoicos son de origen magmático y tienen una edad modelo TDM de Hf de 2310 Ma. La edad del circón detrítico más joven de los esquistos es 556 Ma, lo cual corresponde a la edad máxima de depositación, indicando que la sedimentación se habría iniciado hacia el Neoproterozoico. La completa ausencia de circones metamórficos de edad pampeana sugiere que durante la época de depositación de los Esquistos Santa Helena el núcleo metamórfico del orógeno pampeano aún no estaba constituido y expuesto. Esto contrasta con los patrones de proveniencia de los Esquistos Green, donde los circones metamórficos cámbricos son predominantes, indicando que durante su época de sedimentación (ca. 500 Ma a ca. 465 Ma) el orógeno pampeano ya estaba exhumado y sujeto a denudación. Se interpreta que los Esquistos Santa Helena pertenecerían a una secuencia supracortical depositada entre los 556 y ca. 530-520 Ma en el margen sudoccidental de Gondwana en una cuenca de antepaís equivalente a la etapa tardía de la cuenca Puncoviscana. Se interpreta también que el principal aporte de los sedimentos habría provenido de la denudación de un arco magmático mesoproterozoico localizado hacia el este de los esquistos. Este arco, equivalente al magmatismo precolisional de los orógenos Juruena y Sunsas, se habría acrecionado al borde sudoccidental del cratón del Río de la Plata y formaría parte actualmente del sustrato de su borde paleoproterozoico sudoccidental y del sustrato del terreno para-autóctono Pampia. Este mecanismo acrecional sería similar al observado en otros núcleos cratónicos arqueanos-paleoproterozoicos, tales como los de Amazonas, Kalahari y Congo. Finalmente, la otra fuente importante de aporte de los Esquistos Santa Helena indica la existencia de una faja de rocas magmáticas neoproterozoicas que correspondería a un arco desarrollado sobre el margen oriental de Pampia.

Palabras clave: Esquistos Santa Helena; Mesoproterozoico; La Pampa; Neoproterozoico; Pampia; Cratón del Río de la Plata.

ABSTRACT: The Neoproterozoic Santa Elena Schists, La Pampa Province, Argentina: SHRIMP U-Pb ages, Hf isotope composition and geodynamic implications: The Santa Helena Schists comprise biotite-garnet schists and minor sillimanite-garnet gneissoid lenses, reaching the higher amphibolite to lower granulite facies metamorphism . Suboutcrops of the schists occur at Estancia Santa Helena. U-Pb SHRIMP dating of the Santa Elena Schists detrital zircon yielded mostly Mesoproterozoic and Neoproterozoic ages, with a small number of Paleoproterozoic grains. Almost all the Mesoproterozoic and Neoproterozoic grains are magmatic and crystallized from a juvenile source (positive εHf), with TDM (Hf) ranging 1127 to 1625 Ma, and 948 to 1274 Ma, respectively. The Paleoproterozoic zircons are also magmatic, with a TDM (Hf) of 2310 Ma. The age of the youngest detrital zircon is 556 Ma, which corresponds to the maximum age for the onset of sedimentation, indicating that deposition probably started by Neoproterozoic times. The absolute absence of metamorphic zircons of Pampean age suggests that during the time of deposition of the schists, the metamorphic nucleous of the Pampean orogen was still not formed and exposed. This implies a great contrast with the provenance pattern of the nearby Green Schists, dominated by Cambrian metamorphic zircons, deposited between ca. 500 Ma and ca. 465 Ma, when the Pampean orogen was already exhumed and subject to denudation. It is interpreted that the Santa Elena Schists would pertain to a supracrustal sequence deposited between 556 and ca. 530-520 Ma in the southwestern Gondwana margin, in a foreland basin equivalent to the later stage of the Puncoviscana basin. It is also interpreted that the main source of sediments was derived from the denudation of a Mesoproterozoic magmatic arc, located to the East of the schists. This arc, equivalent to the precollisional magmatism of the Juruena and Sunsás orogens, would have been accreted to the southwestern margin of the Rio de la Plata craton and, at present, would form part of the substratum of its southwestern Paleoproterozoic ´rim´ and the substratum of the para-authochtonous Pampia terrane. This mechanism of accretion would be similar to that of other Archean-Paleoproterozoic cratonic nuclei, such as the Amazon, Kalahari and Congo. Finally, the other important source of provenance of the Santa Elena Schists indicates the existence of a belt of Neoproterozoic magmatic rocks that would pertain to an arc developed on the eastern margin of Pampia.

Keywords: Santa Helena Schists; La Pampa; Mesoptoterozoic; Neoproterozoic; Pampia; Río de la Plata craton.

INTRODUCCIÓN

Los Esquistos Santa Helena son definidos a partir del estudio de muestras recuperadas de una perforación somera ubicada en la estancia homónima (37°05´S-65°21´O) localizada en el sector central de la provincia de La Pampa. Las características de estas muestras no han permitido conocer la orientación espacial absoluta de las micromesoestructuras visibles en estos rocas (esquistosidad y cizallamiento), aunque sí sus orientaciones relativas. De todos modos, los datos aeromagnéticos de la región dan fuertes indicios de la estructuración submeridiana de estas (y otros) componentes del basamento (Chernicoff y Zappettini 2004). A su vez, Tickyj (1999) reconoció un pequeño afloramiento de rocas comparables con los Esquistos Santa Helena localizado inmediatamente al este de la salina de Daza (que asignó al Complejo Las Piedras), donde reporta una foliación N16°O/78°E y una lineación mineral N01°O/40°N. Se asignan asimismo a esta unidad los gneises biotítico- granatíferos subaflorantes en la región de Paso del Bote, que constituyen la caja del magmatismo famatiniano allí reconocido (Chernicoff et al. 2008a, b).
En el presente trabajo, amén de la descripción y análisis de los tipos litológicos de los Esquistos Santa Helena, se presentan e interpretan datos geocronológicos U-Pb SHRIMP e isotópicos de hafnio sobre circones detríticos de esta unidad. La combinación de la metodología U/Pb SHRIMP con la determinación isotópica de hafnio para granos individuales de circón, provee no sólo la edad sino la naturaleza y fuente del magma (cortical o juvenil) del que cristalizaron los circones originalmente, como así también la edad modelo (TDM) de la proveniencia. Este análisis integrado, aplicado a un conjunto de circones detríticos, permite obtener un cuadro más distintivo y más fácilmente interpretable de la evolución cortical del área de proveniencia, que la que se obtiene solamente a partir de la edad (Veevers et al. 2006 y referencias allí citadas).
Asimismo, para mayor comprensión del marco geológico regional de los Esquistos Santa Helena, se presentan un mapa geológico y cuadro estratigráfico (Fig. 1) que sintetizan el conocimiento de la geología del basamento de la provincia de La Pampa, derivado tanto de los métodos convencionales de mapeo geológico, como de la interpretación geofísico-geológica del levantamiento aeromagnético de la región. En los últimos cinco años, los autores han combinado las metodologías recién mencionadas con dataciones U-Pb SHRIMP y determinaciones isotópicas de hafnio (véanse citas en el desarrollo del trabajo, más abajo) que, en conjunto, definen un nuevo esquema estratigráfico para el basamento pre-jurásico de la provincia de La Pampa que difiere del que resume el mapa geológico provincial a escala 1:750.000 del Servicio Geológico- Minero Argentino (Rimoldi y Silva Nieto 1999) y de sus principales antecedentes (e.g. Tickyj et al. 1999), como así también de la síntesis presentada por Calmels y Casadío (2005).

Figura 1: Mapa geológico del basamento prejurásico de la provincia de La Pampa (compendiado de los trabajos de los autores citados en el texto). Contexto tectonoestratigráfico en la porción austral de América del Sur (según Chernicoff y Zappettini 2004).

EL BASAMENTO PRE-JURÁSICO DE LA PAMPA

El subsuelo de la provincia de La Pampa comprende las porciones meridionales de los terrenos Chilenia, Cuyania y Pampia, amalgamados al margen occidental de Gondwana durante el Paleozoico, y el Cratón del Río de la Plata. Su delimitación precisa pudo establecerse mediante la aplicación de métodos geofísicos y a partir del estudio de los limitados afloramientos existentes (Chernicoff y Zappettini 2003a, b; 2004). Las rocas del basamento pre-jurásico de la región han sido objeto de estudios geofísico- geotectónicos y radimétricos por parte de los autores en los últimos cinco años (véanse citas más abajo, en este apartado); el cuadro al pie de la figura 1 sintetiza la estratigrafía de este basamento, donde se incorporan denominaciones formales a diversas unidades, tales como metasedimentos cámbricos y neoprotroterozoicos, y rocas meta-ígneas ordovícicas de arco y retroarco. De este modo, se pretende facilitar la comprensión del contexto geológico de las rocas cuyas identificación y geocronología se dan a conocer en este trabajo.
De acuerdo a las diferencias litológicas, genéticas, estructurales y geocronológicas existentes entre las metamorfitas que asoman saltuariamente en el sector sudoriental de La Pampa, y aquéllas que lo hacen en el sector central de esta provincia, Chernicoff y Zappettini (2003a) sugirieron que el cratón del Río de la Plata ocupa el subsuelo del sector sudoriental de la provincia de la Pampa, posteriormente corroborado por la identificación en la proximidad de la estancia El Carancho, de un complejo constituido por metadioritas y metapiroxenitas de edad cámbrica (edad U/Pb SHRIMP en circones ca. 520 Ma), designado Complejo Igneo El Carancho, que se interpreta como un relicto del arco magmático pampeano y que señala la sutura entre el cratón del Río de la Plata y Pampia (Chernicoff et al. 2009a). En superficie, la región asignable al CRP comprende afloramientos de metasedimentitas de bajo grado, con edad de metamorfismo Ar/Ar 523 ±3 Ma (Tickyj et al. 1999) aflorantes en los aledaños de Cuchillo Co. Tickyj et al. (1999) habían agrupado estos afloramientos con las metamorfitas del sector central de La Pampa, en el Complejo Las Piedras. Chernicoff y Zappettini (2003a) propusieron restringir el Complejo Las Piedras a los afloramientos de los metasedimentos de bajo grado de la región de Cuchillo Co, por lo que en este trabajo se prefiere utilizar el término Formación La Piedras, reservando los términos Formación Paso del Bote y Formación Valle Daza para unidades del basamento del sector central de La Pampa (véase más abajo, en este apartado).
La Formación Las Piedras se encuentra intruida por granitos asignados a la Formación Curacó, que corresponden a cuerpos post-orogénicos de edad devónica temprana (edad Rb/Sr 397± 25 Ma; Sato et al. 1996) y cuya extensión subaflorante fuera definida por Chernicoff y Zappettini (2003b, 2004).
El terreno Pampia comprende metasedimentitas neoproterozoicas y cambro-ordovícicas, aflorantes y subaflorantes, que constituyen la caja del sistema arco-retroarco famatiniano en la provincia de La Pampa. Los Esquistos Santa Helena comprenden las metasedimentitas neoproterozoicas objeto del presente trabajo, con una edad máxima de depositación de 556 Ma. Los Esquistos Green, en tanto, corresponden a metasedimentitas cambro-ordovícicas, con edades máximas de depositación de 500 Ma a 515 Ma (Chernicoff et al. 2006, 2007, 2008c). Los Esquistos Santa Helena y los Esquistos Green se diferencian claramente por su grado metamórfico, sus fuentes de proveniencia, como queda puesto en evidencia por la geocronología U-Pb SHRIMP, y por la composición isotópica de hafnio de los circones datados (véase más adelante). Del lado oriental de la sutura Cuyania-Pampia (upper plate, Pampia) ha sido reconocida una faja submeridiana de rocas metaígneas ordovícicas (ca. 476 Ma; metacuarzodioritas, metatonalitas, metagranodioritas y metagabros) cuyas características geoquímicas, edad y petrología de sus protolitos ígneos permitieron interpretarlas como el segmento austral del arco magmático famatiniano (Villar et al. 2005, Chernicoff et al. 2008d). En la figura 1 designamos Formación Paso del Bote a esta suite meta-ígnea.
Unas pocas decenas de kilómetros hacia el este del arco famatiniano, también yaciendo en el terreno Pampia, ha sido identificada una faja submeridiana de metagabros ordovícicos (edad ca. 450 Ma) metamorfizados en facies anfibolita y esquistos verdes, cuyas características geoquímicas (MORB) indican su emplazamiento en un ambiente tectónico de retroarco, por lo que han sido interpretadas como parte del retroarco magmático famatiniano, de incipiente desarrollo en esta región (Chernicoff et al. 2005, 2008e, 2009b, Zappettini et al. 2005). En este trabajo proponemos designar Formación Valle Daza a estos metagabros, con afloramientos al sur de la estancia Valle Daza y en la sierra de Lonco Vaca.
El metamorfismo regional que afecta a las rocas ígneas del sistema arco-retroarco famatiniano (y su rocas hospedantes) en la provincia de La Pampa se ubica en torno a los 465 Ma, y se interpreta que corresponde al evento regional asociado a la colisión de Cuyania contra el margen occidental de Gondwana en el Ordovícico Medio (Chernicoff et al. 2008a, b). En el área de Valle Daza, Tickyj (1999) obtuvo una edad Ar/Ar de 461±2 Ma en biotita que interpretó como una edad mínima de metamorfismo.
Una potente secuencia de conglomerados y areniscas neopaleozoicas, cuya distribución está controlada por la geometría del Corrimiento Valle Daza-Lonco Vaca (Chernicoff et al. 2005) se distribuye en tres depocentros localizados en el área de Arizona (sur de la provincia de San Luis), al oeste de Telén y al oeste de Valle Daza. Comprenden conglomerados y areniscas continentales neopaleozoicas, descriptos por Chernicoff y Zappettini (2007) que se interpretan como la continuación austral de la cuenca de Paganzo y para los que se propone la designación formal de Formación Arizona. En este contexto, los depósitos de la Formación Carapacha (Melchor 1999) aflorantes en la parte sur de la Provincia de La Pampa, en la sierra de Carapacha Chica y al sur de Puelches donde se disponen en discordancia sobre las leptometamorfitas de la Formación La Horqueta (véase más adelante) se habrían formado en un marco geotectónico diferente, habiendo sido interpretadas como depósitos de antepaís, en relación con la colisión del terreno Patagonia (Chernicoff y Zappettini 2003 b, 2004; Chernicoff et al. 2008f).
El terreno Cuyania comprende en la región considerada escasos afloramientos de basamento mesoproterozoico constituido por una trondhjemita identificada como Formación Las Matras (Sato et al. 2000). Por aeromagnetometría (Chernicoff y Zappettini 2003b) se infiere que esta unidad intruye a metamorfitas no aflorantes y reconocidas en subsuelo, equivalentes a la Formación Cerro La Ventana (Criado Roque 1972, 1979) también de edad mesoproterozoica (Cingolani 2003). Las unidades paleozoicas identificadas en este sector comprenden las calizas de la Formación San Jorge, asignadas al Tremadociano (Albanesi et al. 2003). Inmediatamente al oeste del límite Cuyania- Pampia, y yaciendo sobre Cuyania, ha sido identificado el depocentro de una cuenca marina de antepaís ordovícica tardía-devónica (edad máxima de depositación ca. 466 Ma - edad mínima 405 Ma; Chernicoff et al 2008f), cuyo relleno sedimentario es considerado equivalente a la Formación La Horqueta expuesta en el Bloque de San Rafael, por lo que los afloramientos identificados inmediatamente al sur de Puelches han sido asignados a esta unidad, al igual que las limitadas exposiciones en la salina de Valle Daza, que se interpretan como parte de una subcuenca menor localizada sobre el terreno Pampia.
Limitados afloramientos del basamento del terreno Chilenia han sido identificados en la provincia de Mendoza, cercanos al límite con La Pampa. Están constituidos por micacitas biotíticas y migmatitas tonalíticas identificadas como Formación Las Pacas (Holmberg 1973) que Sepúlveda et al. (2007) correlacionan con la Formación Cerro La Ventana. En este ámbito geotectónico, una secuencia carbonífera de plataforma, constituida por areniscas, cuarcitas y pelitas, aflorantes en el extremo occidental de La Pampa, con continuidad en territorio mendocino, ha sido asignada a la Formación Agua Escondida (González Díaz 1972).
Finalmente, el magmatismo gondwánico, que se distribuye en todos los terrenos alcanzando en su extremo sudoriental al Cratón del Río de la Plata, está representado en la región por el Grupo Lihuel Calel (Espejo y Silva Nieto 1996) que incluye andesitas y brechas andesíticas de la Formación El Centinela, riolitas, riodacitas, pórfiros e ignimbritas de la Formación Choique Mahuida, leucogranitos asignados a la Formación Zúñiga (Linares et al. 1980), y la recientemente identificada sienita del Stock Estancia El Trabajo de la que se obuvo una edad K/Ar sobre anfíbol de 243±8 Ma (Lagorio et al. 2008). Los datos geoquímicos de esta última unidad muestran características transicionales entre productos formados en ambiente de subducción y de intraplaca, dentro del contexto magmático extensional.

LOS ESQUISTOS SANTA HELENA

Esta unidad comprende metamorfitas de color gris oscuro de textura porfiroblástica y matriz de grano medio. Muestra esquistosidad, con formación de lajas de entre 5 y 10 cm de espesor. Localmente se observan bandas claras integradas por minerales félsicos.
Predominan los esquistos biotítico-granatíferos, en los que el granate se presenta como porfiroblastos de hasta 1 cm de diámetro, de color rojo en una matriz constituida por cuarzo, biotita, plagioclasa y feldespato potásico. Se observan circón y apatita como minerales accesorios.
El cuarzo se presenta en xenoblastos con inclusiones fluidas, constituyendo localmente agregados poligonales. La biotita es idioblástica a subidioblásitca, presenta color castaño rojizo y localmente muestra desarrollo de kink-bands; son raras las inclusiones de circón, con halos metamícticos y exsolución de opacos. La plagioclasa es una andesina cálcica que constituye idioblastos con maclado polisintético, comúnmente deformada, y con muy escasa alteración argílica. La ortosa constituye xenoblastos que tienden a concentrarse en bandas leucocráticas, en asociación con cuarzo y sillimanita. El granate constituye porfiroblastos que en parte son poiquiloblásticos (Fig. 2a) con inclusiones de cuarzo y plagioclasa que se localizan sugiriendo una zonación del granate (Fig. 2b). La sillimanita se presenta con textura fibrosa (fibrolita) asociada al feldespato potásico y al granate (Fig. 2c). En parte está formada a expensas de biotita (Fig. 2d). Las bandas de sillimanita son muy delgadas, de menos de 1 mm de espesor, y los cristales individuales tienen diámetros inferiores a 0,1 milímetro. Son frecuentes los granos detríticos de circón de formas redondeadas. Hay escasos cristales idiomórficos de apatita, la que localmente se observa en venillas tardías, con un distintivo pleocroísmo en los cristales mayores, de distribución irregular, del morado al azul. Se han observado lentes gneisoides constituidas por una asociación similar a la anterior pero sin biotita, que presentan textura granoblástica inequigranular y son interpretadas como segregaciones de leucosoma. En esta variedad la sillimanita está mucho más desarrollada y ha cristalizado luego de la segregación del leucosoma; es común su asociación con fluorapatita, lo que indica una alta actividad de F. El granate alcanza hasta 7 mm de diámetro y muestra evidencias de rotación, observable en las inclusiones de cristales aciculares de sillimanita. La ortosa está asimismo más desarrollada que en la variedad biotítico-granatífera y constituye porfiroblastos milimétricos a centimétricos. Hay escasa plagioclasa mirmequítica originada por reacción sinantéctica de plagioclasas con feldespato potásico de neoformación (Fig. 2e). En zonas de microcizallas se observan localmente cristales aciculares de sillimanita en parte transformados a material illítico y, más raramente, cloritas (Fig. 2f).

Figura 2: Asociaciones minerales en los Esquistos Santa Helena a) granate poiquiloblástico (gr) asociado a cuarzo (qz), plagioclasa (pl) y biotita (bt); b) granate zonado (gr) con inclusiones de cuarzo (qz); c) sillimanita fibrosa (sl) asociada a feldespato potásico (fk) y granate (gr) d) sillimanita (sl) formada a expensas de biotita (bt); e) plagioclasa mirmequítica (pl) asociada a feldespato potásico de neoformación (fk); f) sillimanita (sl) en parte transformado en material illítico (il); g) lineación de biotita (bt) e ilmenita (ilm) intersectando la lineación principal de biotita y sillimanita (sl); h) estructuras sigmoidales delineadas por biotita (bt).

Se realizaron análisis microquímicos semicuantitativos de granates representativos de los esquistos biotítico-granatíferos (a) y de las lentes sillimanítico-granatíferas (b), a los fines de su clasificación, mediante análisis MEB-EDAX en los laboratorios del SEGEMAR. Todos los granates son almandino (59,5 a 70,6%) - piropo (19,6 a 29,1%) (Tabla 1), con hasta 12% de espesartita (b), lo que refleja un contenido de hasta 4,8% de MnO.

CUADRO 1: Análisis químico semicuantitativo de granate mediante MED-EDAX

En el granate del tipo (a) (Fig. 3a) se observa una zonación leve a moderada caracterizada por una variación irregular en Al y disminución hacia el borde de Fe y de Mg, en tanto Ca y Mn son relativamente constantes. En el granate del tipo (b) (Fig. 3b) las variaciones de Al y Mg son en forma de campana, en tanto se observa una disminución hacia el borde de Fe y Mn y un leve incremento de Ca. Las relaciones Fe/(Fe+ Mg) en ambas muestras son casi constantes, en el orden de 0,7. Estas características son propias de un metamorfismo progrado. Los análisis preliminares de biotita muestran relaciones Fe/(Fe+Mg) entre 0,47 y 0,58 observándose una relación inversa entre Fe/(Fe+Mg) y el contenido en Ti (que alcanza a 2,5% TiO₂).

Figura 3: Perfiles de zonación de cationes en granates de esquisto biotítico-granatífero (a) y sillimanítico- granatífero (b). Los componentes están ploteados desde el borde (izquierda) al centro (derecha) a partir de los datos del cuadro 1.

La deformación que afecta a estas rocas dio origen a una foliación ya identificada por Tickyj (1999) quien indicó un plano de orientación N16°O/78°E, junto a una lineación mineral con valor promedio de N01°O/40°N. Las biotitas muestran rotación de cristales y desarrollo de kinkbands. Se observa una foliación secundaria superpuesta a la anterior e indicada por una lineación de biotita e ilmenita formando un ángulo de 30° respecto de la anterior (Fig 2g) y desarrollo de estructuras sigmoidales (Fig. 2h).
Las asociaciones minerales observadas: cuarzo- plagioclasa-biotita-granate-feldesapto potásico, cuarzo-biotita-granate-feldespato potásico-sillimanita y cuarzo-feldespato potásico-granate-sillimanita, sugieren reacciones del tipo (a), (b) y (c):
Muscovita + Clorita + Cuarzo gGranate + Biotita + H₂O (a)
Estaurolita + Muscovita + Cuarzo gGranate + Biotita + Sillimanita + H₂O (b)
Muscovita + Cuarzo g Feldespato potásico + Sillimanita + H₂O (c)
El crecimiento de sillimanita a expensas de la biotita es intepretada como indicadora de la descomposición de la estaurolita en el campo de estabilidad de la sillimanita (Barboza y Bergantz 2000).
Las asociaciones paragenéticas son (d), ya indicada por Tickyj (1999) y (e):
Granate + Biotita + Cuarzo (d)
Feldespato potásico + Sillimanita + Almandino + Biotita ± Plagioclasa + Cuarzo (e)
Estas reacciones se producen por encima de los 500º C (formación de granate-biotita) y por encima de los 700º C (formación de sillimanita-granate), en un amplio rango de presiones, lo que sugiere que los esquistos habrían alcanzado las condiciones de facies de anfibolita alta y localmente las de granulita. La ausencia de cianita sugiere en las diversas muestras estudiadas un metamorfismo de baja presión y alta temperatura propio de la series tipo Buchan.
Las asociaciones tardías relacionadas a micro- cizallas indican un metamorfismo de retrogrado en condiciones de P-T inferiores a 600° C y 4 kb, en facies de anfibolita. En ellas se observa una asociación de sillimanita ± cuarzo formado por disolución incongruente de feldespato potásico. Johnson y Bryan (2002) sugirieron para este tipo de reacción un fluido meteórico o relacionado a magmatismo y canalizado a través de las zonas de cizalla. La asociación de la sillimanita con hidromicas y cuarzo obedecería según Georgieva et al. (2002) a la circulación de fluidos ácidos que lixiviaron biotita. La asociación paragenética observada sugiere una combinación de factores, con una etapa inicial de disolución incongruente de feldespato potásico y formación de sillimanita + cuarzo, seguida por la formación de hidromicas a partir de la hidratación retrógrada de la sillimanita, implicando reacciones del tipo del tipo (f) propuesta por Johnson y Bryan (2002) y (g):
2 KAlSi₃O₈ + 21 H₂O=Al₂SiO₅ + 5 Si(OH)₄^*2 H₂O _aq + 2K(OH)_aq (f)
Feldespato potásico + Sillimanita + H₂O g Muscovita + Cuarzo (g)

GEOCRONOLOGÍA U-PB SHRIMP

El estudio por microscopio electrónico de barrido (SEM) de las muestras de circón se realizó en la University of Western Australia (Perth, Australia). Los análisis U-Pb SHRIMP se realizaron en la Curtin University of Technology (Perth, Australia). Los procedimientos analíticos son aquéllos descriptos por Santos et al. (2008). Los datos fueran obtenidos durante dos sesiones de SHRIMP donde los spots analíticos tuvieron un diámetro entre 20 y 25 m. Para la reducción de los datos y preparación del diagrama acumulativo de edades se emplearon los softwares Squid® e Isoplot® (Ludwig 1999, 2002). Para los resultados analíticos concordantes (discordancia <2%) se seleccionaron las edades ²⁰⁶Pb/²³⁸U y para los análisis discordantes las edades ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb (valores en negrita, Cuadro 2).

CUADRO 2: Datos isotópicos U-Pb SHRIMP de circones detríticos de los Esquistos Santa Helena (muestra MG123)

Se han analizado 38 circones detríticos (Cuadro 2 y Fig 4). La mayoría de los granos son mesoproterozoicos (n=21) y neoproterozoicos (n=15), habiéndose identificado también dos granos paleoproterozoicos. Los dos circones paleoproterozoicos son magmáticos y la casi totalidad de los circones mesoproterozoicos y neoproterozoicos son magmáticos (n=35). Solamente tres son metamorficos (1086, 933 y 556 Ma), de acuerdo con los cocientes Th/U combinado con la presencia/ausencia de zonación magmática. En la figura 5 se muestra una selección de imágenes retrodifundidas (BSE) de circones detríticos de la muestra analizada indicando la posición del spot analítico y las edades obtenidas. La edad del circón detrítico más joven de los Esquistos Santa Helena es 556 Ma, lo cual corresponde a la edad máxima de depositación, indicando que la sedimentación pudo haberse iniciado hacia el final del Neoproterozoico.

Figura 4: Diagrama de distribución de las edades de los circones detríticos (n=38) analizados en los Esquistos Santa Helena. Grano más joven: ca. 556 Ma.

Figura 5: Imágenes retrodifundidas (BSE) de circones detríticos. Referencias: Edades U-Pb SHRIMP en color amarillo. Edades modelo Hf en color magenta. Número de análisis en color blanco y bastardilla. Los círculos muestran la posición de los análisis SHRIMP. Los análisis de Hf fueron localizados en los mismos spots. (véase versión digital)

ISÓTOPOS DE HAFNIO

Las determinaciones isotópicas de hafnio (de los circones datados por el método UPb SHRIMP) fueron realizadas en la Macquarie University (Sydney, Australia). La mayoría de los análisis fue llevada a cabo con un haz de ca. 40 m y una penetración de 20-40 μm. Más detalles sobre esta técnica están descriptos por Griffin et al. (2004). Los datos fueron reducidos usando el programa GLITTER® (Access Macquarie Ltd.) y los datos isotópicos de Hf están calculados con una constante de decaimiento de 1.93×10-^{11 año-1} (Blichert-Toft et al. 1997). Los circones mesoproterozoicos analizados (Cuadro 3 y Fig. 6) muestran cocientes ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf correspondientes a εHf(T) entre 0.38 y 10.93, y edades modelo T_DM de Hf entre 1212 y 1857 Ma. Los valores εHf(T) de los circones neoproterozoicos tienen un rango entre 2.69 y 7.39, y edades modelo T_DM de Hf entre 1221 y 1962 Ma. Los valores εHf(T) positivos son indicativos de un origen juvenil de la fuente original a partir de la cual cristalizaron los circones. El análisis de la composición isotópica de Hf de uno de los circones paleoproterozoicos muestra un cociente ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf correspondiente a un valor εHf(T) de -3.47, y una edad modelo T_DM de Hf de 2711 Ma. Este es el único circon cuyo valor εHf(T) negativo indica que fue formado en un fundido originado por una fuente con predominio de corteza continental.

CUADRO 3: Datos isotópicos de hafnio de los circones detríticos de los Esquistos Santa Helena (muestra MG123)

Figura 6: Diagrama de distribución de edades modelo Hf de 22 circones detríticos de los Esquistos Santa Helena (modelo del manto deprimido).

Por lo tanto la casi totalidad de los circones analizados de los Esquistos Santa Helena fueron cristalizados en fuentes magmáticas con una componente juvenil dominante. Estas tienen edades principalmente mesoproterozoicas entre 1212 Ma y 1521 Ma (17 de 21). Otros cuatro circones tienen fuentes paleoproterozoicas (1638, 1791, 1857 y 1962 Ma).

DISCUSIÓN

Significado tectónico de los Esquistos Santa Helena
Los Esquistos Santa Helena constituyen, junto a los Esquistos Green, la caja metasedimentaria del sistema arco-retroarco famatiniano en la provincia de La Pampa. Si bien la edad máxima de depositación de los Esquistos Santa Helena (556 Ma) y la edad máxima de depositación de los Esquistos Green (500-515 Ma) podría sugerir una sedimentación parcialmente contemporánea, la completa ausencia de circones metamórficos de edad pampeana en los Esquistos Santa Helena indica que durante su época de depositación el núcleo metamórfico del orógeno pampeano aún no estaba constituido y expuesto. La sedimentación pre-pampeana del protolito de los Esquistos Santa Helena habría finalizado hacia los ca. 530-520 Ma (tomando la edad asignada a la orogenia pampeana).
En el caso de los Esquistos Green, los circones metamórficos cámbricos dominan el patrón de proveniencia, indicando que durante su época de sedimentación el orógeno pampeano ya estaba exhumado y sujeto a denudación. La sedimentación post-pampeana de los Esquistos Green habría finalizado hacia los ca. 465 Ma, que es la edad del metamorfismo famatiniano en la región de estudio (Chernicoff et al. 2008a, b).
Asimismo se diferencian por el distinto grado metamórfico de ambas unidades. Los Esquistos Santa Helena tienen mayor grado de etamorfismo que los Esquistos Green, habiendo alcanzado los primeros el grado de anfibolita alta a granulita baja, en tanto los segundos tienen asociaciones minerales correspondientes a los grados de esquistos verdes a anfibolita baja. En el caso de los esquistos, se considera que el metamorfismo famatiniano en grado anfibolita a granulita baja oblitera el metamorfismo pampeano de bajo grado que, en cambio, es preservado en la Formación Las Piedras, unidad coetánea de los Esquistos Santa Helena localizada hacia el este, en una posición más distal respecto del orógeno pampeano. En los esquistos la presencia predominante de circones magmáticos mesoproterozoicos con valores εHf(T) positivos y edades modelo TDM de Hf, relativamente próximas a sus edades absolutas, indica que los mismos fueron cristalizados en un magma que tuvo una rápida extracción del manto (fuente magmática juvenil), compatible con un ambiente de arco. Esto permite inferir que el principal aporte de los sedimentos habría provenido de la denudación de un arco magmático mesoproterozoico que estaría localizado hacia el este de los Esquistos Santa Helena. Debe tenerse presente que dado el rango temporal de la sedimentación del protolito de esta unidad, el basamento del terreno Cuyania (que también contiene rocas metaígneas mesoproterozoicas: Complejo Pie de Palo; Ramos et al. 2000, Vujovich et al. 2004, Morata et al. 2008) no puede ser una fuente de proveniencia de los circones magmáticos mesoproterozoicos por cuanto durante el lapso ca. 556-520 Ma este terreno habría estado alejado del margen protopacífico de Gondwana, habiéndose acrecionado al margen occidental de Gondwana recién en el Ordovícico Medio.
La otra fuente importante de aporte de los Esquistos Santa Helena indica la existencia en la región de una faja de rocas magmáticas neoproterozoicas, actualmente tampoco expuesta. La población de circones magmáticos neoproterozoicos con edades entre 999 y 871 Ma se interpreta como derivada del magmatismo terminal relacionado con la orogenia Sunsas, y aquélla con edades entre 767 y 566 Ma correspondería a cuerpos magmáticos relacionados con la orogenia Brasiliana. De un modo análogo a lo que se expresara para los circones mesoproterozoicos, se descarta a Cuyania como fuente de proveniencia de los circones neoproterozoicos (i.e. ortogneises de ca. 774 Ma; Baldo et al. 2006).

Modelo de evolución geodinámica del borde occidental de Gondwana
El contexto geotectónico propuesto para el lapso en que se depositó el protolito sedimentario de los Esquistos Santa Helena, que explica las diversas fuentes de proveniencia de circones detríticos, se sintetiza en la figura 7, basada en Trindade et al. (2006), y datos de Myers et al. (1996), Rapela et al. (2003, 2007), Fitzsimons (2003), Giles et al. (2004), Ruiz et al., (2005), Jacobs et al. (2008), De Waele et al., (2008) y Ennih y Liégeois (2008). Constituye una reconstrucción de Gondwana Occidental y Oriental (ca. 540 Ma) en el que se destaca la distribución de los cratones integrados por núcleos paleoproterozoico- arqueanos y fajas mesoproterozoicas. Asimismo se indican las fajas colisionales neoproterozoico-cámbricas y las regiones con subducción activa que, en la zona de estudio, explica el desarrollo del magmatismo de arco pampeano.

Figura 7: Reconstrucción de Gondwana occidental a los ca. 540 Ma. Basada en Trindade et al. (2006), y datos de Myers et al. (1996),.Rapela et al. (2003, 2007), Fitzsimons (2003), Giles et al. (2004), Jacobs et al. (2008), De Waele et al. (2008) y Ennith y Liégeois (2008). Referencias: I: región involucrada en el presente trabajo. CH - CY: Chilenia - Cuyania.

Basamento mesoproterozoico
Leal et al. (2003) han sustentado la existencia de un orógeno grenvilliano amalgamado contra el cratón del Río de la Plata sobre la base de la compilación de edades modelo TDM Sm/Nd. Por otra parte Chernicoff et al. (2008f) han presentado edades modelo TDM Hf que sugieren que rocas corticales parcialmente contemporáneas con el orógeno Juruena (Santos 2003) formarían parte del actual sustrato del terreno Pampia. Asimismo, datos Sm /Nd de Rapela et al. (2003) obtenidos de rocas magmáticas del basamento de Ven-tania indican edades modelo mesoproterozoicas (Granitos Cerro Colorado y San Martín, Riolitas La Ermita y La Mascota) que indican la existencia de corteza de esta edad hacia el sudoeste de los afloramientos paleoproterozoicos del cratón del Río de la Plata.
El predominio de circones detríticos mesoproterozoicos con característcas isotópicas de arco en los Esquistos Santa Helena, que se interpreta han provenido del este (proveniencia gondwánica), indica que este arco magmático estuvo expuesto durante el período de depositación del protolito de los Esquistos Santa Helena. Este magmatismo mesoproterozoico, actualmente no aflorante, es considerado equivalente al magmatismo precolisional de los orógenos Juruena y Sunsas (que constituyen la región sudoccidental del cratón Amazonas; véase, entre otros, Boger et al. 2005) y se habría acrecionado al borde paleoproterozoico del cratón del Río de la Plata, formando parte del mismo. El mecanismo acrecional propuesto es similar al observado en otros núcleos cratónicos arqueanos-paleoproterozoicos, tales como el ya mencionado Amazonas (e.g. Santos et al. 2000 y referencia allí inclui das), Kalahari (Jacobs et al. 2008) y Congo (De Waele et al. 2008) (véase Fig. 7).

Evolución durante el Neoproterozoico- Cámbrico inferior
Los datos de circones detríticos de los Esquistos Santa Helena señalan otra fuente importante de aporte, correspondiente a una faja de rocas magmáticas neoproterozoicas. Escayola et al. (2007) propusieron la existencia de un arco de islas neoproterozoico hoy no expuesto y desarrollado entre el Cratón del Río de la Plata y Pampia; por su parte, Rapela et al. (2003) obtuvieron una edad U/Pb de 607 Ma en el Granito Cerro del Corral, en el basamento de Sierra de la Ventana, magmatismo que vincularon con el extremo austral del Orógeno Brasiliano Don Feliciano, originado por la colisión entre los cratones Río de la Plata y Kalahari.
Los datos presentados indican la existencia de un magmatismo neoproterozoico juvenil precedido por una etapa extensional con depósitos sedimentarios de rift aún no identificados en la región, y durante la cual un bloque mesoproterozoico se habría desprendido del Cratón del Río de la Plata, consituyendo así el terreno Pampia (Fig. 8a), que en este modelo se interpreta como para-autóctono, en acuerdo con el modelo presentado por Rapela et al. (1998a, 1998b). Metamorfitas de la Formación Puncoviscana cuyo protolito sedimentario se habría depositado hacia los 600 Ma han sido identificadas en las Sierras Pampeanas occidentales en Tucumán y en la Puna Oriental en la región de San Antonio de los Cobres (Adams et al. 2008), pudiendo representar estos afloramientos esa sección basal de rift. El magmatismo neoproterozoico que se postula en esta contribución se interpreta como un arco desarrollado en el margen activo de Pampia, entre los 600 y 530-520 Ma (Fig. 8b).

Figura 8: Evolución tectónica desde el Neoproterozoico hasta el Paleozoico superior-Triásico a la latitud de la provincia de La Pampa.

Los Esquistos Santa Helena pertenecerían a una secuencia supracortical depositada entre los 556 y 530-520 Ma en el borde oriental de Pampia, en una cuenca de antepaís equivalente a la etapa tardía de la cuenca Puncoviscana.
En el margen pasivo del Cratón del Río de la Plata se desarrolló concomitantemente una secuencia de plataforma, correspondiente a la Formación Las Piedras, que comprende areniscas, pelitas e intercalaciones locales de calizas, metamorfizadas durante la orogenia pampeana.
No se descarta un movimiento de traslación dextrógira de la cuenca Puncoviscana según el modelo propuesto por Schwartz y Gromet (2004) y posteriormente desarrollado por Rapela et al. (2007) que implica aportes de detritos desde el cratón de Kalahari, previos a la relocalización del cratón del Río de la Plata a su posición actual, si bien el modelo aquí planteado no requiere de una fuente distante al contexto geológico reconocido en la región central argentina. Este último escenario es, por otra parte, compatible con las observaciones de Adams et al. (2008) que indican que los circones detríticos de la Formación Puncoviscana del noroeste argentino provienen directamente del Escudo Amazónico.
La colisión de Pampia y el Cratón del Río de la Plata hacia los 530-520 Ma dio lugar al desarrollo del Orógeno Pampeano (Fig. 8c) evidenciado en la región estudiada por el magmatismo del Complejo Ígneo El Carancho (Chernicoff et al. 2009a) y el metamorfismo de la Formación Las Piedras. Hacia el norte de las Sierras Pampeanas, y a partir del modelo presentado por Trindade et al. (2006) se postula que el margen activo se habría desarrollado en el borde oriental del terreno Arequipa-Antofalla/Pampia actuando como margen pasivo el fragmento cratónico de Río Apa (Fig. 7). Este último ha sido interpretado como una extensión austral del Cratón Amazonas (Ruiz et al. 2005, Santos et al. 2008). Este esquema geotectónico explicaría el magmatismo de arco de edad cámbrica inferior en el noroeste de Argentina (Granitos Cañani, Chañi, Santa Rosa de Tastil y equivalentes -véase Omarini et al. 2008 y citas en ese trabajo-).

Paleozoico inferior
Durante el Cámbrico Tardío - Ordovícico Temprano, se produjo la depositación del protolito sedimentario de los Esquistos Green. La existencia de circones detríticos de origen metamórfico y de edad cámbrica predominantes en esta unidad indica que durante su época de sedimentación (ca. 500 Ma a ca. 465 Ma) el Oró-geno Pampeano ya estaba exhumado y sujeto a denudación (Chernicoff y Zappe-ttini 2007) (Fig. 8c).
Con el inicio de la subducción en el margen occidental de Pampia, ya re-acrecionada a Gondwana, se desarrolla un magmatismo de arco, cuyo exponente más austral corresponde a la Formación Paso del Bote (Villar et al. 2005, Chernicoff et al. 2008d) (Fig. 8c) al que se asocian gabros tipo MORB relacionados al desarrollo incipiente de corteza oceánica por rifting en el retroarco (Formación Valle Daza) (Fig. 8d) (Chernicoff et al. 2005, Zappettini et al. 2005, Chernicoff et al. 2009 b). Asociada con la orogenia famatiniana, en relación con la colisión Cuyania-Pampia hacia los 465 y hasta los 450 Ma se ha registrado un episodio metamórfico datado en circones metamórficos en esquistos- gneises del área Paso del Bote (Chernicoff et al. 2008a, 2008b) correlacionable con el descripto para los Esquistos Santa Helena.
El desarrollo del Orógeno Famatiniano a lo largo de la sutura Cuyania-Pampia, dio lugar en la región centro austral argentina, al depósito de sedimentos de antepaís de edad ordovícica superior-devónica inferior representados por la Formación La Horqueta (Chernicoff et al. 2008f) (Fig. 8d).

Paleozoico superior-Triásico
Con la acreción de Chilenia al margen occidental de Gondwana se asocian los movimientos chánicos, que reactivaron fallas preexistentes y condujeron a la formación de depocentros más o menos aislados, de los cuales el principal en la región de estudio es el identificado como de pocentro Arizona, cuenca pull-apart vinculada al movimiento dextrógiro a lo largo de la falla Lonco Vaca-Valle Daza (Fig. 8e), movimiento concomitante con el observado a lo largo de las suturas occidentales de Pampia y Cuyania (Chernicoff y Zappettini 2005, 2007).
Los depósitos de la Formación Carapacha, en la parte sur de la Provincia de La Pampa se habrían formado, en tanto, en un contexto diferente, siendo interpretados como depósitos de antepaís (Chernicoff et al. 2008f), en relación con la colisión del terreno Patagonia que se habría iniciado hacia el Carbonífero superior, con máximo desarrollo (colisión, deformación y levantamiento) hacia el Pérmico inferior (Ramos 2008). El extenso magmatismo félsico gondwánico con afinidades de arco está representado en la región por volcanitas mesosilícicas a ácidas y granitoides, habiéndose identificado en el área una intrusión sienítica con tendencia alcalina (Stock Estancia El Trabajo; Lagorio et al. 2008) asociada a la etapa final extensional (Fig. 8e).

AGRADECIMIENTOS

Las dataciones y determinaciones isotópicas fueron realizadas con fondos del subsidio PIP5008 otorgados por el Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET) a Carlos J. Chernicoff. Se agradece también el apoyo logístico y financiero del Servicio Geológico- Minero Argentino (SEGEMAR).

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Recibido: 23 de octubre, 2008
Aceptado: 7 de diciembre, 2009