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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión impresa ISSN 0004-4822

Rev. Asoc. Geol. Argent. vol.66 no.1-2 Buenos Aires ene./mar. 2010

 

ARTÍCULOS

Estructura interna de la franja migmatítica del núcleo cristalino de las sierras Pampeanas septentrionales del Noroeste Argentino

Clara Eugenia Cisterna1,2, Ricardo Mon1,2 y Rodolfo Mena2.

1 Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET). Email: claracisterna@hotmail.com
2 Facultad de Ciencias Naturales, Universidad Nacional de Tucuman e Instituto Miguel Lillo, Tucumán, Argentina

RESUMEN

El Complejo Las Cañas en la sierra de Aconquija (Sierras Pampeanas Septentrionales, NO de Argentina) está integrado por rocas del basamento cristalino, representadas por migmatitas y en menor proporción por esquistos, que se hallan como resisters en ellas. Las migmatitas varían desde metatexitas a diatexitas y muestran una foliación migmatítica, acompañada de pliegues intrafoliales formados bajo condiciones de elevado metamorfismo, con fusión parcial y anatexis. Un plegamiento posterior, en condiciones de elevada ductilidad, genera figuras de interferencia. Finalmente, se reconoce un episodio de deformación por cizallamiento dúctil - frágil que afecta parcialmente a las migmatitas, con sectores donde sus manifestaciones están más intensamente desarrolladas que en otros. Las observaciones de campo, estructurales y petrográficas permiten definir para estas rocas episodios de deformación pre, sin y post migmatíticos e interpretar que la evolución de este tramo del basamento cristalino del noroeste de Argentina se habría desarrollado en un cinturón móvil que integró el borde occidental del Gondwana, donde los episodios deformacionales reconocidos tienen correspondencia con el ciclo pampeano (550 - 500 Ma) y la sobreimposición del ciclo famatiniano (500 - 440 Ma).

Palabras clave: Migmatitas; Deformación; Sierra de Aconquija; Sierras Pampeanas; Argentina.

ABSTRACT: Internal structure of the migmatitic belt in the crystalline core of the northern Sierras Pampenas Northwestern Argentina. The Las Cañas Complex located in Aconquija Range (Sierras Pampeanas Septentrionales) is formed by rocks of the crystalline basement, mainly migmatites and, in smaller proportion, schists which are as resisters included in the migmatites. The migmatites range from metatexites to diatexites. They show a migmatitic foliation accompanied by intrafoliated folds generated under high metamorphic conditions, with partial melt and anatexis. A later superposed folding episode under high ductile conditions generated interference patterns. Finally a brittle-ductile shear episode involving the migmatites is recognized. It affects some portions more intensively than others; its distribution is not uniform. The structural and petrographic observations in the field and in microscope allow the recognition of pre, syn and post migmatization deformation episodes. This tectonic evolution occurred along a significant stretch of the crystalline basement of NW Argentina in a mobile belt along the west border of supercontinent Gondwana, where the recognized deformation episodes correspond to the Pampean Orogeny (550 - 500 Ma) and to the superposed Famatinian Orogeny (500 - 440 Ma).

Keywords: Migmatites; Deformation; Aconquija Range; Sierras Pampeanas; Argentina.

INTRODUCCIÓN

En las últimas décadas la estrecha relación entre las zonas de arcos magmáticos con intensas anomalías térmicas corticales y episodios de alto metamorfismo durante el engrosamiento cortical, ha sido indicada por diferentes autores (Well 1980, Barton y Hanson 1989, Patiño-Douce et al. 1990, entre otros). El estudio de las relaciones estructurales de campo entre las unidades que integran estas áreas con miembros magmáticos foliados, rocas de mediano y alto metamorfismo y migmatitas, ha sido desarrollado para demostrar la estrecha relación petrotectónica entre estos litotipos (Sawyer y Barnes 1988, Brown 1998, 2001, Whitney et al. 1999, Valley et al. 2003, entre otros). En el mismo sentido, la existencia de complejos migmatíticos asociados a estas regiones se ha interpretado como resultado de procesos metamórficos progresivos (Mehnert 1968), por fusión parcial (Clemens y Vielzeuf 1987) y por episodios de stress diferencial (Sawyer 1996, 2001, Rosenberg y Handy 2001).
El análisis de las meso y microestructuras de las rocas que integran el núcleo cristalino de distintas regiones ha llevado a diferentes interpretaciones acerca de las condiciones geodinámicas de su evolución permitiendo definir los episodios tectónicos impresos en ellas. Entre los trabajos sobre este tema se destacan los de Brown (2001), Harris et al. (2004), Milord y Sawyer (2003), Bhadra et al. (2007) y Okay et al. (2008). Los bloques de basamento cristalino que afloran en el antepaís andino entre 26º y 32º de latitud S son asomos aislados de la estructura del basamento cristalino de esta parte del continente. Su composición litológica es altamente variada, participando de ella metamorfitas de distinto grado, una gran variedad de cuerpos graníticos y extensos cinturones de migmatitas. Es precisamente a estas últimas unidades a las que se dirige esta contribución. Dada su complejidad estructural y a fin de estudiar su evolución, se consideraron áreas reducidas, como muestras del estilo de deformación. Para ello se eligió la quebrada del río de las Cañas en el sector sudeste de la sierra de Aconquija (provincias de Tucumán y de Catamarca), donde existen excelentes afloramientos de un cinturón migmatítico típico. Se establecieron además comparaciones con otras áreas de la región que muestran que la franja migmatítica considerada se extiende extensamente a lo largo de centenares de kilómetros con las mismas características geológicasestructurales (Cisterna 2003, Larrovere et al. 2009).
La franja migmatítica pertenece al cinturón móvil del supercontinente Gondwana, donde se ha reconocido la intervención de dos ciclos orogénicos mayores, el ciclo pampeano (500-550 Ma) y el ciclo famatiniano (500-450 Ma) (Pankhurst y Rapela 1998, Lucassen et al. 2000). Entre las estructuras producidas por estos ciclos mayores se distinguen varios episodios de deformación, que están representados dentro de la franja migmatítica que se estudia en este trabajo, donde también se destaca la presencia de fragmentos del protolito incluidos en las migmatitas. Esta situación deriva en el desarrollo de dos estilos de deformación diferentes en esta porción del basamento y demuestra evoluciones geológicas independientes entre sí para los diferentes litotipos. Los fragmentos incluidos (resisters) presentan estructuras que no se reconocen en el complejo migmatítico y que son discontinuas con las de éste último.

GEOLOGÍA

En el antepaís andino entre los 26° y 32° de latitud sur, la deformación del Terciario superior y Cuaternario inferior generó un conjunto de fallas inversas que elevaron grandes bloques de basamento cristalino precámbrico y paleozoico inferior incluido en la provincia geológica de las Sierras Pampeanas Septentrionales (Caminos 1979). Ellos representan segmentos del cinturón móvil del borde suroccidental de Gondwana. La sierra de Aconquija (NO de Tucumán - SE de Catamarca) forma parte las Sierras Pampeanas Septentrionales y está compuesta por rocas del basamento ígneo - metamórfico neoproterozoico - paleozoico inferior (González Bonorino 1950a) (Fig. 1).


Figura 1: Mapa geológico regional (modificado de Mansilla et al. 2007) con ubicación de la zona de estudio.

Las unidades más representativas corresponden a metamorfitas, migmatitas y granitoides. Las rocas metamórficas son filitas, micacitas, esquistos, gneises y anfibolitas que evidencian condiciones de bajo, moderado y alto metamorfismo. En este contexto, existen extensos afloramientos de esquistos que integran el cinturón de "Esquistos Bandeados" (Rassmuss 1918, González Bonorino 1951) que se extiende por la parte central de las Cumbres Calchaquíes, la sierra de Aconquija y en gran parte de la sierra de Ancasti (Mon y Hongn 1996). En estos afloramientos se manifiesta la estructura bandeada típica que le da el nombre a esta entidad. En el bandeado alternan folias micáceas y cuarzosas que alcanzan hasta 2 cm de espesor. Es una foliación tectónica oblicua a la estratificación original, producida por deformación y diferenciación tectónica (Mon y Hongn 1996). Sobre los esquistos se reconoce además, un segundo bandeado tectónico acompañado por pliegues de 3 a 5 cm de longitud de onda que deforman a la primera foliación tectónica (Mon y Hongn 1996). También se encuentran distribuidos aisladamente cristales de granate (almandino), no deformados, posteriores a los episodios de plegamiento responsables de los bandeamientos (Toselli y Rossi de Toselli 1985) y que han proporcionado edades Rb/Sr de 540-580 Ma (Bachmann et al. 1986, Bachmann y Grauert 1987). Estas edades representarían el límite cronológico superior de la deformación pampeana, que no podría ser más joven que estos granates no deformados. Las metamorfitas son comparables con las que se presentan en la sierra de Ancasti (Aceñolaza et al. 1983) y en la sierra de Ambato (Córdoba 1994). Recientemente, Martino et al. (2009) han extendido esta unidad hasta las Sierras Pampeanas de Córdoba.
El metamorfismo regional vinculado al desarrollo de metamorfitas de bajo, mediano y alto grado en las Sierras Pampeanas es el resultado de un evento tectono-térmico de edad cámbrica temprana y corresponde a la orogenia pampeana (Rapela et al. 1998, Sims et al. 1998). Por otra parte, aquellas rocas asignables al Ordovícico - Devónico (~ 500 - 390 Ma), se habrían originado durante la orogenia famatiniana y son coincidentes con los picos de metamorfismo en diferentes áreas de las Sierras Pampeanas, como es el caso de la sierra de Ancasti (Willner 1983). En relación a los episodios deformacionales impresos en las rocas del basamento, Mon y Hongn (1996), definen una primera deformación representada por la foliación de los esquistos bandeados, y una segunda deformación durante la que se pliega el primer bandeado y se desarrolla un clivaje que se expresa de diferentes formas (desde una crenulación hasta un nuevo bandeado), acompañado por venas félsicas segregadas.
Las migmatitas se extienden ampliamente en esta área (Fig. 1). Ellas fueron estudiadas, entre otros autores, por Rassmuss (1918), Kittl (1938) y González Bonorino (1950b) quien las define como un "Complejo de Inyección" y realiza el análisis comparativo entre las manifestaciones de la sierra de Aconquija, de Ancasti y de Ambato (González Bonorino 1970). En la sierra de Ancasti, se asigna a las migmatitas un protolito representado por secuencias sedimentarias clásticas (Toselli 1990, Larrovere et al. 2009). Las metamorfitas se hallan vinculadas con granitos, granodioritas y tonalitas pre, sin y post cinemáticos (González Bonorino 1950b, 1951, 1978, Toselli et al. 1983). Estos autores describen las magmatitas de composición predominantemente granítica y la existencia de cuerpos sintectónicos, en contacto difuso con el basamento metamórfico, emplazados originalmente en niveles profundos.

MIGMATITAS DEL RÍO LAS CAÑAS

Las rocas que integran el tramo sur de la sierra de Aconquija están muy bien expuestas en la garganta del río Las Cañas (27°24'0.47"S y 65°58'453"O) (Fig. 1), corresponden a migmatitas y en menor proporción a esquistos que se presentan como resisters en ellas.

Esquistos
Provienen del cinturón de Esquistos Bandeados (Rassmuss 1918, González Bonorino 1951) y conforman cuerpos de resisters que pueden alcanzar dimensiones de hasta un metro cúbico. El contacto con el protolito es neto (Figs. 2a, b, 3 y 4) y frecuentemente está plegado (Fig. 4). En el caso de los resisters achatados, éstos se disponen paralelos a la foliación migmatítica y acompañan el plegamiento de ésta. Además de estar plegados también ocasionalmente están budinados y a veces desmembrados. Los esquistos son grises a verdosos, bandeados, de grano fino a medio. Una primera foliación se caracteriza por la alternancia de folias con espesores de unos pocos milímetros compuestas principalmente por biotita y microlitones ricos en cuarzo (Figs. 2b y c). Las asociaciones minerales más frecuentes son Qtz + Pl + Bt ± Ms + Ap + Zrn ± Ilm y Qtz + Pl + Grt + Ms+ Ap + Zrn ± Ilm (los símbolos de los minerales son de Kretz 1983). En estas metamorfitas, también se reconoce una segunda deformación definida por un clivaje de crenulación que coincide con las superficies axiales del plegamiento asociado (Figs. 2a y b). Estas estructuras se reconocen aún a escala microscópica.


Figura 2: Resisters de esquistos (R) en diatexitas. a) En el resister se manifiesta claramente la estructura típica de lo esquistos bandeados, donde la primera foliación está plegada por un evento posterior a ella y anterior al episodio de migmatización. Es notable que la estructura del resister termine nítidamente contra el contacto que lo separa de la migmatita hospedante, en una relación claramente discordante; b) En el resister se reconoce la estructura característica de los esquistos bandeados discordante con la del hospedante migmatítico. En estos ejemplos se verifica que la evolución geológica - estructural de los resisters es anterior y completamente independiente respecto a la que se desarrolla en las migmatitas (S1) y que obedece a condiciones distintas de deformación; c) Resister de esquisto bandeado (R) con estructura nítidamente discordante con respecto a la foliación S1 de la migmatita. Vena de cuarzo (L) concordante con la estructura de la migmatita. Incluye granate (Grt) no deformado.


Figura 3: a) Resistatos (R) discordantes incluidos en metatexita, alrededor de los cuales se observa un intenso plegamiento múltiple que genera figuras de interferencia de tipo 2 (Ramsay y Huber 1987). El fragmento de esquistos (resister) conserva una estructura simple que contrasta con la complejidad del hospedante migmatítico; b) Detalle gráfico de las estructuras indicadas. Pliegues D2 retomados por el plegamiento D3.


Figura 4: Afloramiento de migmatita estromatítica que incluye resisters correspondientes a esquistos biotíticos pertenecientes a la entidad de los Esquistos Bandeados. En este afloramiento los resisters están plegados conjuntamente con el hospedante por el episodio D3. (S3). Nuevamente se observan las diferencias entre la estructura interna de los resisters y la del hospedante migmatítico.

En los resisters son frecuentes las venas blanquecinas, de grano grueso, cuarzofeldespáticas (10-20 cm de espesor). Ellas son concordantes con la foliación principal y comúnmente se presentan plegadas y boudinadas.

Migmatitas
Se han clasificado en base a su estructura (metatexitas y diatexitas) y siguiendo la nomenclatura de Mehnert (1968), Brown (1994), Milord et al. (2001) y Milord y Sawyer (2003). Varían de metatexitas a diatexitas, aunque el litotipo dominante son las metatexitas. Las metatexitas están integradas por bandas micáceas de paleosoma, de grano fino (0,2 a 1,2 mm), grises verdosos, de centímetros a decímetros de espesor y concordantes con el bandeado que se extiende regionalmente en el área. También integran las metatexitas, venas y cuerpos subredondeados blanquecinos (cuarzo-feldespáticos) de leucosoma, de unos pocos milímetros de espesor hasta 30 cm, y porciones verde negruzcas, de grano fino, ricas en biotita, con buen desarrollo de una foliación gnéisica.
Son frecuentes las metatexitas estromatíticas, caracterizadas por un bandeado donde alternan venas de leucosoma blanco a rosado con espesores de escasos milímetros y hasta 25 cm intercalados con resistatos esquistosos y melanosoma biotítico (Figs. 3 y 4). Estas migmatitas pueden estar intensamente foliadas y presentan estructuras de tipo pinch and swell. La composición del leucosoma es Qtz + Pl + Kfs ± Bt ± Sil ±Grt; mientras que el melanosoma con espesores que varían desde unos pocos milímetros hasta unos 10 cm, desarrolla schlierens compuestos por Bt + Qtz ± Pl ± Sil ± Grt.
Las diatexitas muestran contactos con las metatexitas que varían de netos a gradacionales (Fig. 5a). Se caracterizan por su textura más homogénea respecto a las metatexitas y presentan schlierens biotíticos generalmente de unos pocos centímetros. También contienen resisters esquistosos y localmente nódulos de cuarzo, de forma redondeada y origen premigmatítico. Según el contenido de biotita, las diatexitas que afloran en el río de Las Cañas se han dividido en diatexitas mesocráticas (entre 10% y 30% de biotita) y diatexitas leucocráticas (con menos de 10% de biotita).


Figura 5:
a) Diatexita leucocrática en contacto con metatexita

Las diatexitas mesocráticas son grises, de grano grueso a medio, en muchos casos de textura uniforme, están compuestas por Qtz + Pl + Kfs + Bt ± Grt. Localmente presentan individuos de plagioclasa de hasta 2,5 cm, con el eje mayor orientado según la dirección de la foliación. Los schlierens de biotita son abundantes, definen la foliación en estas rocas y el granate forma porfiroblastos de hasta 3 cm (Fig. 5b). En estas migmatitas también se presentan venas discordantes de leucosoma (de 1 a 15 cm de espesor) con feldespato potásico, cuarzo y concentraciones de cuarzo y turmalina de hasta 40 cm (eje mayor).
Las diatexitas leucocráticas son blanquecinas, en ellas la biotita está distribuida de modo uniforme (Fig. 5a) y no presentan schlierens de esta mica aunque puede formar agregados irregulares localmente. La textura de estas diatexitas es de grano grueso y su composición es Qtz + Kfs + Pl + Bt ± Grt. Las migmatitas también incluyen venas pegmatoides blanquecinas a rosadas, concordantes y discordantes respecto al bandeado de las migmatitas (Fig. 2c). Sus espesores varían de 1 o 2 cm hasta 30 cm y el contacto con el hospedante varía de neto a difuso. La composición de los pegmatoides que se disponen de un modo concordante con las migmatitas hospedantes es generalmente Qtz + Pl + Kfs ± Bi ± Grt ± Ms. También se presentan pegmatoides constituidos principalmente por cuarzo, con grandes cristales de turmalina (hasta 6 cm) y muscovita, o como concentraciones subredondeadas de igual composición. El contacto con las migmatitas es neto y se trata de cuerpos discordantes respecto a la estructura general de las migmatitas (Fig. 5c).

ESTRUCTURA

Es necesario indicar que la nomenclatura utilizada en este punto sólo tiene en consideración los episodios de deformación y las estructuras generadas por ellos en las migmatitas, por constituir esta unidad el tema central del trabajo. Por este motivo, se describen las estructuras observadas en los resisters de esquistos pero sólo son indicadas como estructuras premigmatíticas.

Estructuras premigmatíticas
La geología del cinturón de Esquistos Bandeados es diferente de la reconocida en las migmatitas. La estructura interna de los resisters es comparable con la de los esquistos bandeados que forman el protolito, lo que explica que las estructuras preservadas en ellos sean discordantes e independientes de todas las que se desarrollaron posteriormente y que obedezcan a episodios diastróficos previos a la generación de las migmatitas. Las metamorfitas que forman los resisters en el área de Las Cañas muestran: - un primer bandeado tectónico; - plegamiento del primer bandeado al que se asocia un segundo clivaje que habitualmente se transforma en un bandeado; y - venas de cuarzo concordantes con esta estructura. Como es de suponer la posición de estas estructuras está modificada por el flujo de los fluidos migmatíticos que las hospedan. Relaciones similares entre los esquistos bandeados y migmatitas han sido descriptas en las Sierras Pampeanas de Córdoba por Martino et al. (2009).

Estructuras sinmigmatíticas
Se han definido principalmente en las metatexitas, donde existen afloramientos en los que se pueden reconocer los diferentes episodios de deformación que caracterizan esta unidad. Se destaca una foliación migmatítica que está caracterizada por la continuidad de las bandas de melanosoma y leucosoma S1 (D1) y la disposición concordante de los resisters de esquistos (Fig. 4). La foliación S1 se halla plegada por un episodio posterior (D2) (Figs. 4 y 6) y este plegamiento da lugar al desarrollo de una nueva foliación S2, a la que generalmente se asocia la migración de fundido. Esta deformación, bajo condiciones de alta ductilidad, genera pliegues apretados de longitudes de onda y amplitudes que varían desde 3 o 4 cm y cuyos planos axiales son paralelos al bandeado S2. Están bien expuestos en el afloramiento fotografiado en la figura 3 donde los pliegues de este episodio están retomados por un plegamiento posterior correspondiente a la fase D3.


Figura 6: a) Afloramiento de migmatita acompañado de un esquema (b) que resume las estructuras impresas en ella. La foliación S1 está acompañada de pliegues intrafoliales generados por D2. Un episodio de deformación D3 genera los pliegues y un clivaje discontinuo S3. La superposición de las superficies de cizalla S4 representa un episodio D4 de deformación.

El plegamiento de la fase D3 generó pliegues abiertos, frecuentemente simétricos cuyos planos axiales son perpendiculares o marcadamente oblicuos con respecto a la foliación S2 y a los planos axiales de los pliegues que la acompañan, correspondientes al episodio D2. Esta fase produce ondulaciones y pliegues en dichas estructuras entre los que se pueden distinguir al menos dos órdenes de magnitud, los mayores se aproximan a 1m de longitud de onda y los menores 1 a 3cm (Fig. 4). La geometría de estos pliegues es uniforme dado que tanto los mayores como los menores muestran las mismas posiciones de ejes y planos axiales. En el caso de las metatexitas estromatíticas, la deformación D3 genera boudins desmembrados y estructuras de pinch and swell. También se desarrollan venas de leucosoma plegadas y desmembradas. La pronunciada deformación de los flancos de los pliegues lleva al desarrollo de zonas de cizalla asociadas, donde los bloques foliados están rotados y redondeados conformando estructuras de schollen. El plegamiento polifásico en los sectores donde se encuentran los materiales más dúctiles produce figuras de interferencia, tales como las que se documentan en la figura 3. Según su morfología, estas figuras serían principalmente de tipo 2 (en base a Ramsay y Huber 1987).
En las diatexitas la foliación observada (Fig. 5b) podría adjudicarse a D2, según las relaciones de campo con las diatexitas, que se determinaron en algunos afloramientos de la zona de estudio. Sin embargo aún es necesario encontrar más elementos de prueba para esta afirmación preliminar.

Estructuras posmigmatíticas
Se trata de una deformación dúctil-frágil (D4), que genera superficies de cizalla y un clivaje espaciado S4 que la caracteriza (Figs. 6 y 7). Esta deformación se produjo en condiciones de mayor rigidez que las estructuras anteriores, donde las rocas se encontraban prácticamente en estado de flujo. En las diatexitas es común el desarrollo sigmoides de cuarzo y de feldespatos, mientras que las metatexitas con frecuencia muestran fenoblastos de granate con sombras de presión.


Figura 7: a) Metatexita estromatítica donde se observa la foliación S1 acompañada de pliegues intrafoliales (D2) afectada por una fase de plegamiento posterior D3, con figuras de interferencia entre los plegamientos correspondientes a D2 y D3 (se observa en el sector inferior izquierdo de la figura). Se verifica la presencia de superficies de cizalla S4, que cortan a todas las estructuras anteriores. b) Esquema de las estructuras indicadas.

DISTRIBUCIÓN REGIONAL

Las migmatitas forman parte del basamento ígneo - metamórfico en grandes áreas de las Sierras Pampeanas Septentrionales. En el sector noroeste de las Sierras Pampeanas, sierras de Aconquija y Ancasti, estas rocas fueron definidas como un complejo de migmatitas, principalmente integrado por metatexitas estromatíticas, que conforma un cinturón regional de rumbo norte - sur (Larrovere et al. 2009). En la zona de La Majada, tramo medio de la sierra de Ancasti, las migmatitas presentan extensos afloramientos que incluyen metatexitas y diatexitas (Cisterna 2003) y son comparables por sus características petrográficas y estructurales con las rocas que afloran en Las Cañas. En La Majada también se presentan resisters de esquistos biotíticos foliados (Fig. 8a), con estructuras discordantes respecto a las de las migmatitas hospedantes. Asimismo se reconoce en las migmatitas el desarrollo de una foliación S1 (Fig. 8b), plegada por dos episodios superpuestos que dan figuras de interferencia de tipo 2 (Ramsay y Huber 1997). Se suman estructuras debidas a un episodio de deformación por cizallamiento dúctil, que generan superficies de cizalla acompañadas por estructuras de ojos asimétricos muy bien desarrolladas (Fig. 8c).


Figura 8: Afloramientos de migmatitas en la zona de La Majada, sierra de Ancasti. a) Resister de esquisto en metatexita; b) Migmatita estromatítica foliada y plegada. Se aprecia la superposición de dos episodios de plegamiento: pliegues intrafoliales asociados a un bandeado S2 deformados por un nuevo episodio que genera figuras de interferencia de tipo 2 (Ramsay y Huber 1987); c) Migmatita con estructura de ojos asimétricos que indican una cinemática rotacional dextral.

DISCUSIÓN

El estudio de los litotipos ígneos y metamórficos que afloran en las Sierras Pampeanas Septentrionales (río Las Cañas, cuesta de La Chilca, La Majada, entre otros sectores) ha permitido confirmar que el tramo septentrional del núcleo pampeano está compuesto por un cinturón de gneises y migmatitas, flanqueado por entidades con un grado de metamorfismo menor, que afloran al este del núcleo de gneises y migmatitas en el borde oriental andino a lo largo de la Cordillera Oriental (Mon y Hongn 1996) y al oeste, en el borde oriental de la Puna (González et al. 1991, Mon y Hongn 1991). Ambos cinturones de bajo metamorfismo, que corresponden a los esquistos de bajo grado de la Formación Puncoviscana y a los Esquistos Bandeados (González Bonorino 1951), representan el protolito del núcleo cristalino más altamente deformado e inyectado. En las Sierras Pampeanas Orientales, según trabajos realizados especialmente en la sierra de Ancasti, se postula un protolito proterozoico para los fundidos graníticos famatinianos (Rapela et. al. 2005).
Las relaciones de temporalidad que se desprenden del análisis de las estructuras impresas en las migmatitas de Las Cañas y los resisters que ellas incluyen, son coherentes con lo indicado por Lucassen et al. (2000) entre otros autores, quienes consideran que los gneises y las migmatitas fueron generados durante un evento posterior a la consolidación y deformación del núcleo cristalino, asociado probablemente al ciclo famatiniano. Situaciones con iguales características han sido estudiadas en diferentes regiones del planeta (Well 1980, Patiño-Douce et al. 1990, Harris et al. 2004, Corona-Chávez et al. 2006), representadas por complejos plutónicos - metamórficos altamente deformados durante procesos de metamorfismo pre, sin y post-cinemático.
En las Sierras Pampeanas Septentrionales la estructura interna de los componentes del cinturón migmatítico fue producida al menos por tres episodios de deformación compresiva superpuestos. Gran parte de las deformaciones ocurrieron bajo condiciones sub-sólidas y de fusión parcial de las rocas (Mon y Hongn 1996). De acuerdo a los resultados de Larrovere et al. (2009) estas migmatitas evolucionaron en la facies de anfibolita a granulita con presiones medias a altas (4 a 9 kbar) y temperaturas entre 630º a 760ºC. En la zona de La Majada, Cisterna et al. (2005) indican temperaturas en el orden de 605 º - 660 ºC y presiones relativamente bajas para el episodio de deformación dúctil impreso en las anfibolitas.
Los esquistos bandeados que integran el protolito encierran una historia de deformación polifásica, con dos fases bien marcadas reconocidas regionalmente, que pertenecen probablemente ciclo pampeano (Mon y Hongn 1991, Lucassen et al. 2000, Martino et al. 2009).
La estructura de los resisters es nítidamente discordante con respecto a las migmatitas y sin dudas resulta de episodios previos (ciclo pampeano) a la migmatización y deformación de estas rocas.
El complejo migmatítico de la quebrada del río Las Cañas está integrado por metatexitas y diatexitas que revelan deformación múltiple. En las metatexitas se reconoce un bandeado (S1) acompañado de un plegamiento intrafolial paralelo a él y que genera una foliación S2 (Fig. 6). Esta foliación es paralela a los planos axiales de los pliegues intrafoliales que la acompañan (Fig. 3) que incluso pueden observarse en el microscopio. Un episodio de deformación posterior D3 genera pliegues de pocos centímetros de longitud de onda, aunque ocasionalmente se encuentran algunos que superan un metro (Fig. 4). Este plegamiento afecta también a los resisters, plegados conjuntamente con la foliación S2 (Figs. 3 y 4). El plegamiento D3 tiene ejes de rumbo predominante norte-sur y aproximadamente perpendiculares al plegamiento generado por (D2) (Fig. 4). La sobreimpresión de este episodio de plegamiento (D3) generó figuras de interferencia de tipo 2 (Ramsay y Huber 1987) (Figs. 3 y 6), en casi todos los afloramientos y muestra marcada vergencia hacia el este, asimismo está acompañado por un clivaje de plano-axial que se manifiesta sólo aisladamente (S3). Las estructuras más recientes, formadas después de la migmatización, son el resultado de una deformación por cizallamiento dúctil. Con este episodio se vincula el desarrollo de un clivaje espaciado que se manifiesta sólo aisladamente en superficies verticales muy nítidas y que desplazan a los bandeados anteriores (S4) (Figs. 6 y 7) En la formación de este clivaje espaciado debe haber intervenido una considerable disolución por presión, de manera que no todos los desplazamientos de las estructura anteriores se deben exclusivamente a la cizalla. La diversidad morfológica de las migmatitas sería el resultado de la evolución termo mecánica de un ambiente dominado por la retroalimentación de calor, fusión y deformación por cizalla, según lo indican Brown y Solar (1998, 1999) para regiones con características similares.
El pasaje continuo a fases de menor metamorfismo que mencionan Larrovere et al. (2009) no se produce en los perfiles del río de Las Cañas y de La Majada donde se verifica una discontinuidad entre la estructura de la roca de caja, representada por resisters de esquistos bandeados en las migmatitas. Estas últimas se emplazaron discordantemente en una caja de esquistos bandeados ya deformados y consolidados, probablemente durante la orogenia pampeana. Rapela et al. (2005) obtienen datos similares a los anteriores y esta información también permite sostener la existencia de un protolito muy antiguo (¿pampeano?) en el que se emplazan granitos y migmatitas famatinianos. En el área considerada, en el extremo sur de la Sierra de Aconquija, y en la sierra de Ancasti, el cinturón migmatítico está implantado en un protolito de metamorfitas esquistosas. Dentro de este mismo cinturón se encuentran restos no digeridos de los Esquistos Bandeados, que aparecen como resisters conservando gran parte de su estructura original. La deformación de los Esquistos Bandeados es atribuible al ciclo pampeano (Pankhurst y Rapela 1998) y la deformación múltiple posterior ocurrida bajo condiciones de gran ductilidad que se manifiesta en las migmatitas, se puede adjudicar al ciclo famatiniano (Fig. 9). De acuerdo a estas observaciones los cinturones pampeano y famatiniano tienen un contacto irregular y difuso dado por el alcance irregular de la invasión migmatítica. Estos cinturones orogénicos forman parte del borde móvil del Gondawana postulado por Lucassen et al. (2000).


Figura 9
: Esquema de síntesis donde se indican las estructuras generadas durante los ciclos pampeano y famatiniano.

Los episodios principales de deformación ocurrieron en el Paleozoico inferior con el llamado ciclo pampeano (Pankhurst y Rapela 1998), de 550-500 Ma, equivalente al ciclo brasiliano que forma buena parte del cratón de América del Sur o está sobreimpreso en rocas más antiguas. En esta área el límite cronológico superior de la deformación está dado por la edad de los cristales de granate no deformados (almandino), anteriores a la deformación responsable de los bandeamientos (Toselli y Rossi de Toselli 1985). Estos han proporcionado edades Rb-Sr de 540-580 Ma (Bachmann et al. 1986, Bachmann y Grauert 1987). La sobreimpresión térmica del ciclo famatianiano (Pankhurst y Rapela 1998) es responsable de una amplia actividad magmática y de la generación de facies de alto metamorfismo. En relación a la edad del pico de metamorfismo, con temperaturas relativamente altas y presiones bajas a intermedias, son numerosos los autores que coinciden en el Ordovícico Temprano, entre 480 y 470 Ma (Knüver 1983, Rapela et al. 2001, Büttner et al. 2005, Steenken et al. 2006).
En síntesis, las edades isotópicas próximas a los 470 Ma (Knüver 1983, Lucassen et al. 2000) permiten asignar el episodio de migmatización como parte de la evolución de una franja móvil intracratónica en el marco de la orogenia famatiniana.

CONCLUSIONES

Las migmatitas que afloran en la quebrada del río Las Cañas en la sierra de Aconquija revelan una prolongada historia de deformación, con varios eventos superpuestos independientes entre sí. Por una parte las estructuras de los resisters son las de los Esquistos Bandeados, profusamente representados en la región. En relación a las estructuras generadas durante la migmatización, son posteriores y completamente desvinculadas de las estructuras internas de los resistatos. Finalmente, el conjunto es afectado por un episodio de deformación por cizallamiento dúctil, que da lugar a nuevas estructuras independientes de las anteriores. Estas rocas pertenecen al cinturón móvil del borde occidental del supercontinente de Gondwana y en ellas están representadas estructuras que pertenecen tanto al ciclo pampeano como al ciclo famatiniano.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo se pudo realizar gracias al apoyo de los proyectos financiados por CONICET (PIP 5112) y por CIUNT (26/G217 y 26/G332) y a la Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo, de la Universidad Nacional de Tucumán.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

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Recibido: 6 de noviembre, 2010
Aceptado: 7 de diciembre, 2010