ARTÍCULOS

Geología de la porción occidental de la sierra de Valle Fértil, San Juan, a partir de observaciones en la quebrada de otarola

Eber Cristofolini^1,3 , Juan Otamendi^1,3 , Alina Tibaldi^1,3 , Roberto Martino^2,3 e Ignacio Baliani¹

¹ Departamento de Geología, Universidad Nacional de Río Cuarto, Río Cuarto. Email ecristofolini@exa.unrc.edu.ar
² Departamento de Geología, Universidad Nacional de Córdoba, Córdoba.
³ Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas.

RESUMEN

El presente trabajo presenta las relaciones de campo, los rasgos petrológicos y estructurales del complejo cristalino que constituye la porción centro-occidental de la sierra de Valle Fértil, provincia de San Juan. El complejo cristalino está constituido por cinco asociaciones litológicas, distinguidas como: rocas gábricas, rocas dioríticas, migmatitas metasedimentarias, granitos pegmatíticos y rocas de la serie milonítica. La fábrica ígnea preservada en la asociación gábrica se manifiesta por un encapado cumular (S_0a) y/o por bandas de flujo magmático (S_0b). En muchos lugares, la fábrica primaria está retrabajada por la foliación submagmática (S₁). Esta foliación está asociada a bajas tasas de esfuerzo diferencial y el único cambio en la mineralogía ígnea y metamórfica primaria es el incremento de hornblenda en las rocas máficas y de biotita-sillimanita en las metasedimentitas. Esto sugiere que el evento deformacional (D₁) actuó en altas temperaturas y coetáneamente con el magmatismo.  El evento deformacional (D₂) está relacionado a una alta tasa de cizallamiento, y genera las fábricas S_2a y S_2b ligadas a típicas rocas de la serie milonítica. El análisis de la cinemática en milonitas, indican un transporte tectónico inverso con vergencia al oeste durante el período deformacional D2. Todas  las estructuras son truncadas por una estructura planar de carácter frágil (S₃). La edad U-Pb de 474 ± 4,7 Ma registrada en circones de una migmatita metasedimentaria, indica la edad del pico metamórfico. Esto prueba que las rocas metasedimentarias registraron condiciones metamórficas de facies de granulitas al mismo tiempo que tenía lugar la actividad magmática del Ordovícico Inferior.

Palabras clave: Orógeno famatiniano; Sierra de Valle Fértil; Gabro; Fajas de cizalla; Evolución estructural.

ABSTRACT: Geology of  the western portion of  the Sierra de Valle Fértil, San Juan, from observations in the Quebrada de Otarola. This work presents field relationships, petrography and structural features of  the crystalline complex that form the central-western portion of  the Valle Fértil range, San Juan. The crystalline complex comprises five main lithologic associations: gabbroic rocks, dioritic rocks, metasedimentary migmatites, pegmatitic granites and mylonite series rocks. The fabric igneous preserved in the gabbroic association is which manifest as either layering of  cumulate origin (S_0a) and magmatic flow bands (S_0b). In most places, the primary fabrics occur reworked and/or cross-cut by the submagmatic foliation (S₁). However, S₁ is associated with low differential stress and the only changes in the primary igneous and metamorphic mineral assemblages are growth of  hornblende in mafic rocks and biotite + sillimanite in the metasedimentary rocks. This suggests that (D₁) deformation acted under high temperature and synchronously with the igneous activity. Subsequent deformation (D₂) is related to high-strain shearing and formed the fabrics S_2a and S_2b associated a typical mylonite series rocks. Kinematic analysis in mylonites indicates top-to-west reverse sense of  shear during D ₂ deformation. All structures are locally truncated by brittle planar features (S₃). The u-Pb zircon age of  474 ± 4.7 Ma for a metasedimentary migmatite dates the time of  the metamorphic peak. This also proves that the metasedimentary rocks reached granulite-facies conditions at the same time that igneous activity was active.

Keywords: Famatinian orogen; Valle Fértil range; Gabbro; Shear zone; Structural evolution. 

INTRODUCCIÓN

El conocimiento actual de la geología regional argentina establece que el oeste de la sierra de Valle Fértil conforma el extremo occidental del arco magmático y cinturón orogénico famatiniano (Ramos 1999 y referencias en este trabajo). Sin embargo, la hoja geológica 19e Valle Fértil (Mirré 1976) constituye el único antecedente sobre  la  geología  de  esta  región. Por  lo que, al presente, existe una falta de conocimiento geológico en un área del basamento cristalino que está muy cerca de la sutura entre el orógeno famatiniano y el terreno  Cuyania  o  Precordillera  (Giménez et al. 2000).
Teniendo en cuenta  la  importancia de  la sierra de Valle Fértil en el marco geotectónico regional y, debido a la ausencia de un mapeo  actualizado de  la misma,  esta contribución  tiene  por  objetivo  fundamental presentar  las observaciones  geológicas realizadas en  la porción occidental de la mencionada sierra de Valle Fértil, lo que permitirá esbozar la evolución téctono-magmática-metamórfica  registrada en esta localidad.
El estudio fue desarrollado a lo largo de la quebrada de Otarola, al oeste del paraje Las Juntas, inmersa dentro de la denominada unidad máfica definida informalmente por Otamendi et al. (2008a y 2009). Cabe mencionar, que en dichos  trabajos se ha postulado, que  las  sierras de Valle Fértil  y  La Huerta  constituyen  la  parte más profunda actualmente exhumada, del arco magmático famatiniano.
Para cumplir con el objetivo de este estudio se realizó un relevamiento petrológico de detalle, delimitando, describiendo y caracterizando las distintas asociaciones y variedades litológicas, conjuntamente con un estudio detallado de los elementos estructurales  presentes  y  la  determinación de  la edad U-Pb de cristalización de circones en una migmatita metasedimentaria.

MARCO GEOLÓGICO REGIONAL Y LOCAL

El  cinturón  orogénico  famatiniano  corresponde a un arco magmático que creció durante el Ordovícico Temprano y el Ordovícico Medio  (495  - 460 Ma) en el borde occidental de Gondwana (Toselli et al. 1996, Mannhein y Miller 1996, Pankhurst et al. 1998). El levantamiento y basculamiento  de  dicho  paquete  cristalino durante  su  emplazamiento  en  la  corteza superior  podría  ser  relacionado,  en  primera  instancia, a  la colisión entre un  terreno  alóctono  separado  de Laurentia  y el margen occidental de Gondwana (Thomas y Astini 1996, Ramos et al. 1996). La edad silúrica para la cizalla en el oeste de La Huerta representaría un estadio tardío y/o final de esta colisión (Castro de Machuca et al. 2007). una característica relevante de dicho arco es que a lo largo del mismo  se  puede  observar  la  transición desde rocas volcánicas a rocas plutónicas (Rapela et al. 1992, Toselli et al. 1996, Pankhurst et al. 1998). Precisamente, los batolitos plutónicos más profundos del cinturón famatiniano se encuentran expuestos aproximadamente  entre  los  28º  y  33º  S reflejando, muy probablemente, el efecto sumado que tiene, entre estas latitudes, la combinación  de  la  tectónica  de  colisión que  cerró  el  arco  y  las  fuerzas  andinas donde la subducción activa de la placa de Nazca  es  subhorizontal  (Barazangui  e Isacks 1976; Fig. 1a). Las rocas volcánicas del  cinturón  famatiniano  afloran  entre los 22º y 28° S,  intercaladas con bancos sedimentarios  ordovícicos,  en  la  región de la Puna (Turner y Méndez 1979, Coira et al. 1999) y la sierra de Famatina (de Alba  1979, Mannhein  y Miller  1996,  Fanning  et al. 2004). Como  resultado de  los esfuerzos  tectónicos  pasados  y  actuales, las sierras de Valle Fértil y La Huerta constituyen un bloque cristalino de 140 km de largo por 30 km de ancho que está siendo elevado diferencialmente por la tectónica andina (Jordan y Allmendinger 1986; Fig.  1b).  La  falla  principal  que  eleva  el bloque  serrano  coincide,  a  escala  regional,  con  el  denominado  lineamiento  de Valle Fértil, el cual se extiende en el borde occidental de las sierras de Valle Fértil y La Huerta. Datos de geofísica  indican la existencia de una paleosutura que correspondería  al  límite  entre  el  terreno alóctono derivado de Laurentia y el margen autóctono del Gondwana (Giménez et al. 2000, Lince Klinger et al. 2008).

Figura 1: a) Mapa regional de las Sierras Pampeanas entre las latitudes 29º y 33º Latitud Sur. El recuadro indica la localización del bloque serrano de Valle Fértil-La Huerta; b) mapa geológico simplificado de las sierras de Valle Fértil y La Huerta mostrando la ubicación específica del área de trabajo. El mapa representa una compilación de las hojas geológicas de Mirré (1976) y Vujovich et al. (1998) y considerando los trabajo de Vujovich et al. (1996) y Otamendi et al. (2008).

La estratigrafía inicial de la sierra de Valle Fértil fue definida por Mirré (1976), quien distinguió un complejo metamórfico entre las unidades estratigráficas. Un punto a destacar es el hecho de que Mirré (1976) define  la constitución  litológica y  realiza el primer y único mapeo, hasta la actualidad, de dicho complejo cristalino. A  los fines del presente trabajo es necesario aclarar que  las  rocas máficas, ultramáficas  y anfibolitas cartografiadas por Mirré (1976) se  asignan  a  una  unidad  máfica  (Otamendi et al. 2008a, Otamendi et al. 2009, Baliani 2009). En tanto, los gneises granatíferos - sillimaníticos incluyendo las facies cordieríticas de Mirré (1976), se agrupan en una unidad metasedimentaria ampliamente dominada por migmatitas (Otamendi et al. 2008a, Otamendi et al. 2009). Este trabajo describe en detalle las asociaciones y variedades litológicas y los rasgos estructurales presentes y definidos en la zona en estudio. La secuencia de rocas investigada se encuentra al oeste del paraje Las Juntas, donde Mirré (1976) las mapeó como gabros y anfibolitas interestratificadas con unidades meta-sedimentarias. Cabe mencionar que en inmediaciones de dicho paraje Baldo et al. (1999) y Balianí (2009), describen en detalle los cuerpos máficos y ultramáficos, destacando las fábricas cumulares y coroníticas características de dichas litologías, siendo estos rasgos coincidentes con los observados por Murra y Baldo (2004) para litologías afines descriptas en las sierras de La Huerta y Las Imanas.
En lo que respecta a la geocronología, cabe mencionar que la edad de cristalización de muchas rocas plutónicas de las sierras de Valle Fértil y La Huerta, indica que el magmatismo fue claramente activo entre los 490 y los 460 Ma (Pontoriero y Castro de Machuca 1999, Pankhurst et al. 2000). Por otro lado, las edades U-Pb en circones metamórficos de migmatitas metasedimentarias con edades de 466 Ma, sugieren que estas últimas experimentaron su pico térmico como resultado de la mencionada actividad magmática (Rapela et al. 2001, Baldo et al. 2001).

RELACIONES DE CAMPO Y PETROGRAFÍA

El área de estudio comprendida en el sector centro-occidental de la sierra de Valle Fértil e inmersa dentro de la denominada quebrada de Otarola (Figs. 1a, b y 2), está caracterizada por la presencia de un basamento ígneo-metamórfico que ocupa casi la totalidad de la misma, con solo pequeños sectores con desarrollo de una cubierta sedimentaria que constituye el relleno de valles intermontanos. El basamento cristalino está constituido por un complejo máfico (Fig. 2). El relevamiento geológico de detalle permitió diferenciar diversas asociaciones litológicas dentro del mencionado complejo. Siguiendo el  criterio  del Código Argentino  de Estratigrafía (CAE 1992) cada asociación se distinguió por  la presencia  constante de varios tipos litológicos que afloran espacialmente relacionados.

Figura 2: Mapa geológico estructural de la quebrada de Otarola, correspondiente al sector centro-occidental de la sierra de Valle Fértil.

Asociación gábrica
Esta asociación se encuentra ampliamente distribuida a lo largo de toda la quebrada de Otarola. Junto a la asociación diorítica, constituyen las asociaciones dominantes  en  toda  la  región  del  segmento centro-occidental de la sierra de Valle Fértil.  Las otras asociaciones están subordinadas e  incluidas en  las asociaciones gábrica y diorítica (Fig. 2).
Usando  la propuesta de  clasificación de rocas ígneas de Le Maitre (1989) se determinaron cinco tipos litológicos en la asociación gábrica: gabro hornbléndico, gabronorita  hornbléndica  piroxénica,  gabronorita olivínica y peridotita anfibólica piroxénica con capas de dunita.
Estas litologías se presentan en íntima relación de yacencia, interdigitándose heterogéneamente  desde  la  escala  de  afloramientos de pocos metros de espesor hasta  la distribución de grandes cuerpos en toda la unidad máfica.
Los gabros y gabronoritas poseen generalmente una textura granular subhedral, con  un  tamaño  de  grano  homogéneo  y grueso,  aunque  esporádicamente  se  encuentran  con  menor  tamaño  de  grano (Fig. 3a, b, c). El gabro hornbléndico y la gabronorita  hornbléndica  piroxénica  están compuestos principalmente por hornblenda,  plagioclasa  y  ortopiroxeno,  con aparición  esporádica  de  clinopiroxeno, biotita, y escasa sericita y cuarzo. La proporción  de magnetita  es  importante  (> 1% modal) y muy variable. Se destaca en algunos  casos  la  presencia  de  cristales grandes de hornblenda de hasta 1 cm de longitud. Los gabros y gabronoritas muestran una foliación sub-magmática, sin embargo,  esta  foliación  primaria  está  en  la gran mayoría de los casos parcial o totalmente afectada por una  fábrica desarrollada en estado subsólido, adquiriendo la roca una  textura pseudo-poligonal o  lobulada. Puede aparecer en fajas de cizalla con foliación milonítica y en estos casos la  composición mineral  y  la  fábrica  primaria están completamente  obliteradas. La gabronorita olivínica presenta una estructura mesoscópica y textura microscópica característica de las rocas cumulares. La textura es homogénea, con tamaño de grano grueso a medio, en muchos casos es poiquilítica con presencia de oikocristales de anfíbol de hasta 5 cm de diámetro  (Fig.  3c).  La  textura  cumular  queda definida  por  la    presencia  de  cumulatos de minerales máficos, dominados por  la asociación  ígnea Ol+Opx+Amph  (símbolos  de  minerales  tomados  de  Kretz 1983) y plagioclasa intercumular (Figs. 3d y 4b). Las  capas duníticas  se  componen esencialmente  de  olivino,  con  presencia subordinada  de  ortopiroxeno,  anfíbol  y plagioclasa. Las  rocas  cumulares poseen cristales de espinelo con aluminio y cromo, y magnetita rica en cromo. Especialmente  en  las  capas  duníticas,  el  olivino aparece  parcial  o  totalmente  alterado  a minerales del grupo de  las serpentinas y óxidos secundarios.

Figura 3: a) Se ilustra la textura inequigranular hipidiomórfica típica; b) relaciones texturales entre las fases minerales de piroxenos, anfíbol, plagioclasa y opacos en gabronorita hornbléndica piroxénica; c) gabro hornbléndico con desarrollo de oikocristal de anfibol con inclusiones de ortopiroxeno, plagioclasa y óxidos; d) gabronorita olivínica con desarrollo de textura cumular; e) textura de reacción de tipo coronítica en multicapas y textura simplectítica entre anfíbol y espinelo en gabronorita olivínica; f) interrelación entre leucosoma y mesosoma de una migmatita estromatítica. También se puede apreciar la presencia de sombras de presión; g) protomilonita derivada de un protolito máfico donde se destaca el desarrollo de microestructuras S-C y la presencia de porfiroclastos σ de hornblenda. A partir de las microestructuras S-C, se indica una cinemática de componente destral; h) milonita de migmatita con desarrollo de porfiroclasto δ de granate y una matriz anastomosada de biotitas y cuarzo, indicando cinemática sinestra. La barra de escala es siempre de 1 mm. Fotomicrografía a nicoles paralelos: a, b, c, d, e, g, h. Fotomicrografía a nicoles cruzados: f.

Figura 4: a) Interdigitación de bandas máficas y félsicas correspondientes al encapado magmático (S_0a) en gabronorita olivínica; b) detalle de 4 (a) donde se destaca la textura cumular y las relaciones mineralógicas correspondientes; c) gabronorita hornbléndica piroxénica donde se aprecia un rasgo ígneo primario en el desarrollo de lentes máficas y félsicas, alternadas a escala de centímetros, además de la foliación S₁; d) gabronorita hornbléndica piroxénica ilustrando el desarrollo de la foliación S₁, evidenciada por la orientación de minerales máficos y félsicos; e) dique de composición gábrica (G_bo) intruído en diorita (D_ta) y plegado durante el desarrollo de la foliación S₁; f) migmatita estromatítica que ilustra las relaciones de fábrica presentes entre mesosomas y leucosomas; g) protomilonit de migmatita metasedimentarias donde se aprecia la foliación milonítica (S_2a); h) filonita con desarrollo de la foliación milonítica (S_2b).

El anfíbol se encuentra formando cristales de tamaño mediano, subhedros y con intenso pleocroísmo de tonos verdes oscuros  a  pardos.  Se  destacan  cristales  de tamaños  menores,  subhedros,  incluidos en la plagioclasa y ocasionalmente se desarrollan grandes oikocristales con textura poiquilítica  que  incluyen  granos  de  plagioclasa, ortopiroxeno y opacos (Fig. 3c). El  anfíbol,  también  aparece  formando coronas alrededor de ortopiroxeno y olivino, en el último caso forma simplectitas con  espinelo  (Fig.  3e). La plagioclasa  se presenta  en  cristales  de  tamaño  medio, subhedros,  con  frecuentes  maclas  de Carlsbad  y  de  tipo  polisintéticas  acuñadas. Por sectores se observan cristales estirados, con desarrollo de maclas mecánicas,  flexuradas  y  con  contactos  triples que generan una sutil textura pseudopoligonal. El ortopiroxeno está como cristales de tamaño medio a pequeño, subhedros  y  con  un marcado pleocroísmo de tonos pardo-rosados. Los bordes son difusos y reabsorbidos en contacto con anfíbol, mientras que son netos en contacto  con plagioclasa. En  algunos  casos,  el ortopiroxeno  se  encuentra  uralitizado. También constituye coronas alrededor de olivino (Fig. 3e). El clinopiroxeno aparece  como  cristales de  tamaño mediano  a pequeño, subhedros y de color verde pálido. En general el clinopiroxeno está rodeado o tienen parches internos de anfíbol. El olivino se encuentra como cristales de  tamaño medio a pequeño,  subhedros y con desarrollo de bordes redondeados.  Algunos  poseen  simplectitas  de magnetita  dispuestas  perpendiculares  a sus bordes. La apatita y los opacos se encuentran constituyendo cristales muy pequeños,  euhedros  a  anhedros,  como  inclusiones en anfibol, plagioclasa y ortopiroxeno. En ocasiones  los minerales opacos  rellenan micro-fracturas  o  constituyen inclusiones orientadas.
En la mayoría de los casos las rocas de la asociación gábrica presentan lentes, bandas y hasta bolsones de composición diorítica. Dichos lentes generalmente se encuentran  alineados  con  la  foliación  submagmática  incipiente,  aunque hay  ejemplos  oblicuos  a  la misma, mientras  que los  bolsones  son  discordantes.  Por  otra parte,  también  presentan  intrusiones  de diques  o  sills elongados  de  gabro  hornbléndico de grano fino. En la mayoría de los  casos dichas  inyecciones  tienen bordes netos y tamaño variable entre 10 cm a 15 cm de potencia y hasta 1 m de longitud.

Asociación  diorítica
Se  encuentra  distribuida  en  toda  la  unidad máfica con dos relaciones de campo distintivas.  Por  un  lado  interdigitada como bancos de pocos metros de potencia  con  los  gabros  hornbléndicos  de  la asociación  gábrica  y, por otro  lado,  formando  cuerpos  discretos  de  hasta  cientos de metros de espesor  (Fig. 2). En el primer  caso,  los  bancos  dioríticos  no pueden  ser  representados  en  el  mapa dado que su dimensión es inferior a la escala de mapeo. A  su vez, en muchos de los afloramientos de la asociación diorítica  se  encuentran  inclusiones  de  gabros anfibólicos que tienen forma de lentes o bandas discontinuas (Fig. 4e). Asimismo, las dioritas poseen  intrusiones de diques o  sills elongados de  gabro hornbléndico de grano fino, que en ocasiones se ramifican y conforman una red interconectada de diques,  algunos  con desarrollo de pliegues  muy marcados.
La  asociación  diorítica  está  constituida por dos variedades  litológicas: dioritas y tonalitas.  Estas  litologías  tienen  textura granular, homogénea, de grano medio  y ocasionalmente  de  grano  grueso.  Están compuestas  de  plagioclasa  y  anfíbol (Hbl),  en muchos  casos ortopiroxeno,  y con presencia de cuarzo y biotita en proporciones modales muy variables. Como accesorios  se  encuentra  circón,  apatita, magnetita, mientras que sericita y clorita son secundarios. En  la variedad  tonalita, el cuarzo y la biotita tienden a incrementar su proporción considerablemente con respecto al resto de los minerales y el ortopiroxeno está ausente.
La  textura  de  las  dioritas  y  tonalitas  es predominantemente  ígnea,  inequigranular-hipidiomórfica; sin embargo, una amplia  proporción  de  dioritas  y  tonalitas presenta  rasgos de deformación  intra-  e intercristalinas, y en muchos casos la microfábrica es deformacional.
La plagioclasa aparece como cristales de tamaño medio  a  pequeño,  subhedros  a anhedros, con bordes por  sectores  levemente lobulados y con escasos contactos de puntos  triples. Es  frecuente el estiramiento y/o aplastamiento de algunos cristales,  cuyas maclas polisintéticas  evidencian torsión y acuñamiento hacia el centro  de  los mismos.  El  anfíbol  (Hbl)  se presenta  como  cristales  de  tamaño mediano, subhedros y con marcado pleocroísmo de  tonos verdes  intensos a pardos. Se  destaca  por  su  amplia  facturación  y por las numerosas inclusiones de opacos orientadas. El ortopiroxeno se desarrollaúnicamente  como  cristales  medianos  a pequeños, subhedros y con marcado pleocroismo de tonos pardo-rosados. Se encuentra  en  contacto  con  anfíbol,  transformándose  en  éste  (uralitización).  El cuarzo  forma  cristales  medianos,  anhedros o subhedros, y constituye localmente  cintas  elongadas  con  recristalización en subgranos. Son frecuentes los cristales con extinción en damero, bordes lobulados o con evidencias de migración de bordes. La  biotita  conforma  láminas  de  tamaño medio a pequeño, subhedras y con extremos  acuñados.  Algunas  botitas  están  desferrizadas  y  otras  se  encuentran incluidas en plagioclasa, anfíbol o cuarzo. Son  frecuentes  los  cristales  de  tamaño grande. En  algunos  casos  los minerales opacos tienden a orientarse generando fábricas continuas dentro de los anfíboles. En las dioritas y tonalitas con microfábricas  de  deformación  dominante  se  encuentran  porfiroclastos  de  anfíbol,  plagioclasa  y/o piroxenos  inmersos  en una matriz de grano fino y geometría anastomosada, o flanqueados por cintas de cuarzo  elongadas.  Además  se  desarrolla  por dominios  una  foliación  milonítica  marcada y una lineación mineral  y de estiramiento  normalmente  definida  por  anfíbol,  cuarzo  y/o biotita  sobre  los planos de dicha foliación.

Asociación migmatitas metasedimentaria y granitos anatécticos
La  asociación  metasedimentaria  se  encuentra muy subordinada a las asociaciones  ígneas previamente  descriptas. Aparece como  afloramientos discretos en  la porción centro-oriental de la quebrada de Otarola (Fig. 2), de longitudes que varían de 300 m a 2 km y potencias que no superan  el  kilómetro.  Las  rocas metasedimentarias están presentes en toda la unidad máfica como pequeños tabiques con forma de lentes (septos) de pocos metros de longitud.
Dentro de esta asociación quedan incluidos  tres  tipos  litológicos,  distinguidos por su morfología y constitución mineralógica como: migmatita estromatítica, diatexita  y  granitos  anatécticos (Ashworth 1995, Brown y Solar 1999). Están constituidos por proporciones variables de: plagioclasa,  cuarzo,  biotita,  cordierita,  feldespato  potásico,  granate  y  sillimanita (Fig. 3f). Como fase accesoria presentan circón, apatita y minerales opacos.
La migmatitas estromatíticas se distinguen por la presencia de una foliación composicional, espacialmente discontinuas y de potencia variable (Fig. 4f), dada por la alternancia de leucosomas y mesosomas. En general poseen una textura granoblástica inequigranular en los leucosomas y lepidoblástica en los mesosomas (Fig. 3f). Por otro lado, las migmatitas diatexíticas y los granitos anatécticos muestran una estructura homogénea, textura granoblástica de grano medio a grueso, la presencia de schlieren biotíticos y nódulos de cuarzo, plagioclasa o cordierita.
En general en las rocas metasedimentarias el cuarzo se presenta como cristales anhedros de tamaño mediano a grande, desarrollando uniones de puntos triples. En la mayoría de los casos posee lamelas de deformación o desarrollo de subgranos. También ocurre como granos irregulares y pequeños en sombras de presión generadas en porfiroblastos de granate y plagioclasa, asociado a biotita. La plagioclasa aparece como cristales de tamaño mediano a grande, subhedros y con bordes por sectores algo corroídos con engolfamientos. La plagioclasa muestra maclas polisintética y de Carlsbad con frecuencia acuñadas y flexuradas. El feldespato potásico aparece como cristales medianos a grandes y de carácter subhedro a euhedro, tiene bordes lobulados o corroídos, con desarrollo de un maclado en enrejado esfumado y flexurado. El granate conforma cristales pequeños a medianos, subhedros a euhedros y con bordes engolfados. Los porfiroblastos de granate pueden tener fracturas intracristalinas rellenas por clorita. La cordierita aparece como cristales de tamaño mediano libres de inclusiones o como poiquiloblastos grandes. La biotita forma láminas medianas a pequeñas, anhedras, con pleocroismo de tono pardo-verdoso, por sectores de tamaño algo mayor y pleocroismo de tonos rojizos. Constituye folias finas, discontinuas y de corta longitud. Tiende a flexurarse y generar pliegues kink aislados. La sillimanita en algunos  casos  es  prismática  en  los mesosomas, en otros tiene hábito fibroso y constituye  nidos,  y  en  ocasiones  está  pasa  a sericita o está incluida en cordierita.
Comúnmente la foliación migmática está obliterada  por  fábricas  deformacionales sobreimpuestas; asimismo dicha foliación se  aprecia  sin  perder  identidad  en  pliegues  isoclinales  cerrados o pliegues  tipo chevron.  En  algunos  casos  la  foliación migmática está casi completamente retrabajada  por  la  foliación  milonítica,  bajo estas circunstancias la migmatita metasedimentaria se puede clasificar como protomilonita.
Estas  migmatitas  contienen  diques  y/o sills de gabro anfibólico, cuyo tamaño varía  entre pequeños  cuerpos  tabulares de 40 a 70 cm de longitud y 20 cm de potencia, a grandes cuerpos de  longitudes  superiores  a  la  decena  de metros;  poseen bordes netos y pueden ser concordantes o discordantes con  la foliación migmática.

Asociación granítica-pegmatítica
La asociación granítica-pegmatítica se encuentra erráticamente distribuida a lo largo de la quebrada de Otarola, intruída en todas  las asociaciones  litológicas presentes. Está representada por tres tipos litológicos: leuco-monzogranitos y pegmatitas simples y complejas. Los leuco-monzogranitos  constituyen  cuerpos  plutónicos lobulares de cientos de metros de potencias  o  cuerpos  lenticulares  de  escala métrica. En  la  porción  occidental  de  la quebrada de Otarola se encuentra un leuco-granito  de  grano  muy  grueso,  que conforma un plutón elongado con rumbo submeridional, el cual está segmentado en su extremo norte conformando un cuerpo  menor  separado  del  principal (Fig. 2). Las pegmatitas constituyen cuerpos de  geometrías variables desde  lentiformes hasta mantiformes o vetiformes, dominando claramente las tabulares elongadas,  intruídas  en  forma  concordante como cortando a  las foliaciones (Fig. 2). En general, poseen potencias que varían de 40 cm hasta 20 m y  longitudes superiores a 30 m.
Se  componen  esencialmente  de  cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa, biotita, y muscovita. Como  fase  accesoria  se  presentan circón, apatita, monacita y opacos. En algunas pegmatitas complejas se desarrollan cristales de granate, epidoto, turmalina y berilo.
El cuarzo conforma una matriz granular y en algunos casos cintas elongadas con recristalización de subgranos. Está como cristales  anhedros,  de  tamaño  grande  a pequeño y con  extinción en damero. La plagioclasa  forma  cristales  subhedros  a euhedros, de tamaño mediano a grande, y con maclas  polisintéticas  levemente  flexuradas.  El  feldespato  potásico  se  desarrolla como cristales euhedros a subhedros de tamaño mediano a grande, destacándose el maclado en enrejado y de tipo Carlsbad. La biotita aparece como cristales  subhedros,  pequeños  a  medianos, conformando finas folias o cristales aislados  en una matriz granular homogénea. La muscovita  desarrolla  láminas  subhedras  de  tamaño mediano  a  grande,  asociadas a biotita y cuarzo en finas folias o aisladas en una matriz granular. El granate,  la  turmalina, el epidoto y el berilo se presentan  aisladamente,  como  grandes cristales subhedros o euhedros. El circón y la apatita constituyen cristales muy pequeños,  euhedros  a  anhedros  y  siempre como  inclusiones. La monacita está asociada a los feldespatos.
A escala de afloramiento, los tres tipos litológicos de esta asociación intruyen discordantemente a las tres asociaciones anteriores. A su vez, las pegmatitas y granitos asociados aparecen plegados  tanto a escala  de  centenares  de  metros  como también a escala centimétrica, generando pliegues abiertos y de tipo isoclinal, y una marcada lineación de estiramiento.

Asociación milonítica
Está  presente  en  alta  proporción  y  con amplia distribución areal en el segmento occidental de la quebrada de Otarola. También aparece en la zona central y oriental de  la  comarca,  circunscripta  a  fajas  pequeñas y aisladas (Fig. 2). Está  integrada por tres tipos litológicos principales: protomilonitas, milonitas y  filonitas  (Sibson 1977, Higgins  1971,  Passchier  y  Trouw 1996, Van der Pluijm y Marshak 2004). Forman  pequeñas  fajas  discontinuas  de aproximadamente 20 m a 50 m de longitud, con potencias variables entre 2 m a 50 m. Ocasionalmente se encuentran fajas miloníticas continuas de alrededor de 500 m de  longitud y 200 m de potencia (Fig. 2).
Las milonitas y/o protomilonitas derivadas  de  migmatitas  metasedimentarias presentan una matriz de textura granolepidoblástica, con un tamaño de grano medio a fino, conformada por la asociación mineral Bt+Fbr+Qtz+Pl (Figs. 3h y 4g). Además, presentan porfiroclastos tipo δ yσ, constituidos esencialmente por feldespato potásico, plagioclasa, cordierita, cuarzo  y  granate  (Fig.  3h). Estas  rocas  desarrollan una foliación milonítica penetrativa  y  anastomosada    (Fig.  4g). A  escala microscópica  se observan estructuras S-C ubicándose biotita y fibrolita en las superficies C y finas folias de biotita en los planos S. Los porfiroclastos tienen colas asimétricas y sombras de presión asociadas. El cuarzo  se desarrolla en  la matriz como  pequeños  cristales  anhedros,  formando finas cintas y como policristalinos tipo σ de tamaño mediano. La plagioclasa forma parte de la matriz y además forma porfiroclastos medianos de geometríaσ. La biotita conforma láminas medianas a  pequeñas  con moderado  pleocroísmo de pardo-amarillento a verdoso. En algunos casos se altera a clorita fina. En ocasiones se reconoce una biotita de carácter relíctico, de tamaño pequeño, fuerte pleocroísmo (color rojizo), a veces flexurada o con micropliegues tipo kink. La sillimanita está como cristales pequeños, subhedros, de hábito prismático  y  en  su  gran mayoría con hábito fibroso y acicular (fibrolita). El  feldespato potásico constituye  solamente  grandes  porfiroclastos  de tipo σ. El granate conforma porfiroclastos de  tamaño mediano,  subhedros, con bordes engolfados y con geometrías σ yδ poco definidas. La cordierita aparece como porfiroclastos de tipo δ.
Las milonitas y/o protomilonitas derivadas de protolitos  intermedios  y máficos (dioritas/gabros)  presentan  una  matriz de  textura  granoblástica  a  granolepidoblástica,  de  grano medio,  desarrollando agregados de cuarzo y biotita que rodean a porfiroclastos de tipo δ y σ de anfibol, plagioclasa  y  cuarzo  policristalino,  este último  solo  asociado  a milonitas derivadas de dioritas cuarzosas (Fig. 3g). En general  las milonitas muestran sombras de presión asociadas a  los porfiroclastos de anfibol, microestructuras S-C y cintas de cuarzo  anastomosadas  (Fig.  3g).  La  plagioclasa  constituye  en  la matriz  cristales pequeños,  subhedros y con aisladas maclas de deformación difusas. Además forma grandes porfiroclastos de geometría σ y bordes lobulados. La biotita se encuentra aisladamente en  láminas muy pequeñas de moderado pleocroísmo (color pardo-amarillento  a verdoso). El  anfíbol  se presenta en cristales pequeños, anhedros a  subhedros  y  distribuidos  en muy  baja proporción en la matriz, y además como porfiroclastos σ, anhedros y con colas simétricas y asimétricas.
En las filonitas derivadas de protolitos metasedimentarios,  la matriz está compuesta por delgadas  folias de Chl+Ser+Ms+ Bt+Qtz (Fig. 4h) que envuelven a porfiroclastos  de  plagioclasa  y  esporádicamente a cuarzo policristalino. Las filonitas se caracterizan por el predominio de una foliación planar, de geometría suavemente anastomosada, generada por flujo dúctil-frágil y reducción generalizada del tamaño de grano de  todos  los minerales (Fig. 4h). La plagioclasa y el cuarzo constituyen  porfiroclastos muy  pequeños  de geometría σ. La biotita conforma aisladas láminas asociadas a finas cloritas. Las filosilicatos (Chl +Ser+Ms) se agrupados en cintas finas y anastomosadas.

RASGOS ESTRUCTURALES

El relevamiento geológico y el análisis de los elementos estructurales presentes en la quebrada de Otarola, revelaron la existencia de una serie de estructuras de características planares y lineares generadas por procesos ígneos, metamórficos y deformacionales. utilizando  evidencias  estructurales observadas a escala mesoscópica y miscroscópica se distinguieron los siguientes  rasgos  estructurales,  cuyo  subíndices  reflejan  el  orden  temporal  que se  les  asignó por  relaciones de  corte: 1) encapado modal o encapado magmático (S_0a); 2) foliación magmática (S_0b); 3) foliación submagmática y foliación migmática  (S₁);  4)  foliación  tectónica  dúctil  y dúctil-frágil  generada  durante  la  formación de rocas de la serie milonítica (S_2a,b) y lineación mineral y de estiramiento (L₂); y  5)  foliación  tectónica  frágil  (S₃). Cabe aclarar que los criterios de identificación, clasificación y naturaleza de los rasgos estructurales se tomaron de Mc Clay (1987), Paterson et al. (1989), Nicolas (1992), Passchier y Trouw (1996), Van der Pluijm y Marshak (2004) y Llambías (2008). Además,  a  escala  regional  fueron  identificadas y definidas una serie de fallas y lineamientos.
1) El encapado modal o encapado magmático (Cox et al. 1979, Winter 2001), se encuentra asociado a cuerpos de carácter máfico-ultramáfico (con variaciones composicionales  de  anortosita,  gabronorita hornbléndica piroxénica, gabronorita olivínica y dunita) ubicados en el segmento oriental y central de la quebrada. La misma se define como una estructura penetrativa  que  corresponde  a  la  alternancia rítmica de capas que varían de 2 a 20 cm de potencia, compuestas unas por plagioclasa (anortita - bytownita) y otras ricas en olivino, piroxeno y anfíbol (Fig. 4a). En la mayoría de los casos, el límite entre estas bandas define una zona neta, sin evidencias de reacciones o cambio transicional, haciendo referencia a una clara continuidad del sistema magmático y de las condiciones de generación del encapado. En lo que respecta a su orientación espacial,ésta describe rumbos variables entre N 5º a 40ºE y un buzamiento de alto ángulo al NO-SE, aunque se presentan aisladamente valores dispersos  fuera de  la mencionada orientación (Fig. 2).
2)  La  foliación magmática  (S_0b)  es más conspicua  en gabros  y gabronoritas que afloran en el segmento central de la quebrada de Otarola. Esta estructura se distingue  por  la  alineación  subparalela  de minerales máficos  (Amph+Opx)  en  rocas inequigranulares de grano grueso (1 a 1,5  cm). En general,  los granos orientados  se ubican paralelos  y  siguiendo una dirección preferencial. Esta foliación primaria presenta una orientación promedio con rumbos entre N 350º a N 5º y buzamientos  de  alto  ángulo  (>  70º)  tanto  al ENE como al OSO (Fig. 2).
3) La foliación submagmática (S₁) se observa tanto en la asociación gábrica como en la asociación diorítica. La misma presenta un carácter penetrativo y se define, en  algunos  casos,  por  la  orientación  de minerales máficos (Amph-Opx) generando bandas elongadas y estiradas de poca potencia  (hasta  1  cm)  que  alternan  con bandas  ricas  en plagioclasa  (Fig. 4d). La diferencia entre las foliaciones S_0b y S₁ se aprecia  sin  ambigüedades  al  observar  la presencia  de microfábricas  deformacionales plásticas  intracristalinas en  los distintos minerales (Paterson et al. 1989, Llambías 2008). dichas microfábricas se destacan  principalmente  en  plagioclasa  por el maclado mecánico discontinuo, con flexuras  y  acuñamiento de  las maclas polisintéticas  hacia  los  límites  cristalinos, además de extinciones ondulosas y lamelas deformacionales aisladas. En los anfíboles se observan sutiles dislocaciones en el maclado y extinción en lamelas. En dichos minerales no se muestra microscópicamente, un cambio notorio en su hábito, ni evidencias de reducción del tamaño de grano o  indicio de deformaciones sub-sólidas. Esto  indicaría  que  la  deformación está dada en condiciones de muy alta  temperatura,  íntimamente  ligada  al un  flujo  de  carácter  submagmático  (Paterson  et al. 1989). La  foliación submagmática posee rumbos muy variables entre N 280º a N 10º y un buzamiento de alto ángulo (> 60º) principalmente al NE-SO, aunque  hay  buzamientos  dispersos  al NO-SE (Fig. 2).
La foliación migmática (S₁) se encuentr definida en las migmatitas metasedimentarias, es de carácter penetrativo y queda representada a escala de afloramiento por la alternancia de bandas elongadas mesocráticas  y  leucocráticas  de  entre  0,5  y  5 cm de potencia  (Figs. 3f   y 4f). Comúnmente la foliación S1 se desarrolla asociada a la fábrica migmática de las estromatítas  presentando  en  ocasiones  pliegues apretados-abiertos.  La  orientación  de  la foliación migmática presenta rumbos que varían entre N 5º a 75º E y un buzamiento  de  alto  ángulo, mayor  a  70º  hacía  el NO y SE (Fig. 2). En términos generales, la ubicación espacial de S1 es parcialmente similar en las rocas ígneas y metasedimentarias.
4) La foliación tectónica dúctil (S_2a) está siempre relacionada con rocas de la serie milonítica. Cuando el desarrollo de S_2a es incipiente se encuentra presente en algunas  litologías de  las asociaciones dioríticas, gábricas y metasedimentarias, las cuales muestran una obliteración parcial y  localizada de sus  fábricas previas  (S₀ y S₁), o son cortadas por la foliación tectónica (S_2a). La foliación S_2a se presenta con más preponderancia areal en el extremo occidental de la quebrada, definiendo fajas de cizalla discretas de escala regional. A  escala microscópica la foliación (S_2a) presenta un arreglo anastomosado, dado en las rocas metasedimentarias, por el desarrollo  de  una  matriz  de  grano  fino constituida por Bt±Qtz±Sil que rodea a porfiroclastos (Fig. 4g). En algunos sectores de la quebrada la orientación espacial de la foliación S_2a es coincidente con la orientación de la S₁. Cuando a escala de afloramiento la estructura S_2a transpone a S₁,  la  misma  muestra  rumbos  entre  N 320º y 350º y buzamiento entre 65º y 70º hacia los cuadrantes NE y SO (Fig. 2).
La foliación tectónica dúctil-frágil (S2b) se encuentra representada únicamente en las filonitas. Además, dicha  foliación, queda expresada  casi  exclusivamente  en  el  extremo oeste de  la quebrada,  y  en  forma muy  localizada  puede  encontrarse  en otros sectores de la región. La S_2b es una estructura planar, penetrativa, con un patrón de tipo anastomosado difuso, siendo claramente  identificable  en  afloramiento por presentar planos que son untuosos al tacto y con brillo satinado (Fig. 4h). Se define  por  el  desarrollo  de  una matriz  de grano fino, con tonos verdes a pardo-rojizos dominada por la asociación de bajo grado Chl+Ser+Ms+Bt+Hem que rodea a pequeños porfiroclastos de plagioclasa y cuarzo. La orientación espacial de la S_2b en muchos  casos  es  coincidente  con  la orientación  de  la  S_2a,  tomando  rumbos de entre N 320º a N 350º y buzamientos de alto ángulo al NE y SO (Fig. 2). Cabe destacar, que sobre los planos de las foliaciones S_2a-S_2b, se desarrolla una lineación mineral  (L₂)  definida  por  la  recristalización dinámica de biotita y el estiramiento de cuarzo (lineación de estiramiento), cuya dirección varía entre N 65º y 70º e inmersiones  estadísticamente  dominantes hacia el ENE. La presencia de  indicadores cinemáticos paralelos a la mencionada estructura  linear,  evidencia  un  claro transporte tectónico inverso con vergencia al O-SO, indicando tanto a escala local  como  regional  un  cabalgamiento  de los  bloques  orientales  ascendiendo  gradualmente sobre los occidentales.
5) La foliación tectónica frágil (S₃) es observada en la mayor parte de las litologías  que  componen  el  basamento  cristalino, destacándose su amplio desarrollo en aquellas  rocas que  conforman  la  asociación gábrica. Esta foliación es una estructura penetrativa, definida por el desarrollo de una  fábrica planar de variada potencia (clivaje de fractura), que configura en  las  rocas del basamento una  facturación frágil muy marcada. La misma afecta y oblitera a todas las foliaciones previamente  descriptas,  caracterizándose  por presentar  una mínima  dispersión  en  su configuración espacial, esencialmente en su rumbo. La estructura S₃ se concentra entre los rumbos N 300º y 355º y con buzamiento  de  alto  ángulo  hacia  el  SO  y NE (Fig. 2). Sobre los planos de S₃ se observan sectorizadamente estrías y/o escalones de falla, que en la mayoría de los casos  indican  movimiento  de  bloques  en sentido  inverso  con  vergencia  hacia  el oeste.

EDAD DE CRISTALIZACION U-PB EN CIRCONES

Metodología
Aproximadamente  unos  5  kg  de  roca (es-pécimen VFO68 cuya localización se muestra  en  figura  2)  fueron  triturados  y molidos, este material fue tamizados con retención de  las fracciones en mallas 80, 120, 170 y 200. En todas las fracciones se realizó la separación de minerales magnéticos de aquellos no magnéticos utilizando un separador electromagnético Frantz y, el concentrado de minerales no magnéticos se separó mediante  líquidos de alta densidad (bromoformo). Los circones se separaron del preconcentrado por selección manual de granos bajo lupa binocular. Todas estas tareas se llevaron a cabo en el departamento de Geología de  la Universidad  Nacional  de  Río  Cuarto,  Argentina.
En  el departamento de Geociencias de la  Universidad  de  Arizona,  Tucson,  los cristales  de  circones  seleccionados,  fueron colocados en un molde de teflón con resina  epoxi®,  para  finalmente  ser  analizados a través de ablación con láser acoplada a emisión de plasma con espectrometría de masas (LA-ICPMS). Todos los detalles de  la  técnica analítica y  su error inherente fueron presentados por Gehrelset al. (2008). Para el cálculo de las edades y  la realización de  los diagramas se utilizó el programa ISOPLOT 3.00 (Ludwig 2003)

Resultados
En  general,  los  circones  analizados  tienen menos de 200 µm de largo, son prismáticos  o  piramidales  y  subhedros.  Las imágenes  de  catodoluminiscencia muestran que los circones poseen núcleos con zonado  oscilatorio,  característico  de  los circones de origen ígneos. En la gran mayoría de éstos se desarrolla un borde sin zonado, que se interpreta como de origen metamórfico asociado al evento que generó  la migmatita de donde se coleccionaron los circones (Fig. 5). Si bien la morfología e imagen del borde sugiere un origen metamórfico, los análisis resultan en una abundancia de U variable y  las  relaciones Th/U (0,1-0,5) son moderas, pero no  extremadamente  bajas  (Cuadro  1  y Fig. 5). Esto sugiere que no todos los circones se han enriquecido en u durante su crecimiento metamórfico,  llegando  a  relaciones U/Th << 0,3 como ha sido interpretado  típico  y  característico  de  los procesos metamórficos (Hoskin y Schaltegger 2003). No obstante cabe destacar que, en la estimación de la edad, no se ha limitado  a  utilizar  solamente  los  análisis con altos contenidos de U (Fig. 5).

Cuadro 1: Datos de análisis de LA-MC-ICPMS U-Pb en circones metamórficos de la migmatita VFO68.

Figura 5: a) Imágenes de catodoluminiscencia de circones analizados, donde se aprecia la existencia de un borde metamórfico que creció alrededor de un núcleo (ígneo) heredado; b) diagrama Tera-Wasserburg para 11 puntos analizados en bordes de circones de la migmatita VFO68.

Los datos analíticos utilizados para calcular  las  edades de  cristalización de  circones metamórficos, se encuentran especificados en el Cuadro 1, y  las edades son presentadas gráficamente en un diagrama de concordia Tera-Wasserburg (Fig. 5). Cabe mencionar que once puntos  analizados en bordes de circones, definen una edad de 474 ± 4,7 Ma, siendo esta edad consistente con las obtenidas por Rapela et al.  (2001), en dos migmatitas ubicadas en quebradas muy cercanas a la quebrada de Otarola. En  acuerdo  con  estos  autores, se interpreta que la edad de re-cristalización de circones refleja el pico metamórfico,  registrado  por  las  secuencias metasedimentarias del centro de la sierra de Valle  Fértil  (Otamendi  et  al.  2008b). Además,  la edad de cristalización en circones metamórficos,  indica  que  el  pico metamórfico  fue  coetáneo  con  el magmatismo máfico e intermedio que se emplazó en la parte inferior del arco famatiniano.
Es  preciso  aclarar  que  esta  muestra  de migmatita  metapelítica  (VFO68)  tiene una población de circones cuyos núcleos revelan la existencia de edades heredadas de  entre  520  y  1.800 Ma;  sin  embargo, esos resultados serán presentando en otra contribución.

DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

En función del estudio detallado de la geología de la quebrada de Otarola, a lo largo de  la cual se ha  identificado un complejo máfico  constituido  por  cinco  asociaciones  litológicas  fundamentales,  se puede precisar que esta geología es típica y representativa del segmento centro-occidental de la sierra de Valle Fértil. Sobre la  base  de  las  relaciones  petrogenéticas observadas en el área y en sectores aledaños a la misma, se concluye que el mencionado segmento, representaría una sección característica de la corteza media del arco  plutónico  Famatiniano.  Esto  sería coincidente  con  las mayores  paleo-profundidades representadas para este sector serrano por Otamendi et al. (2008b).
Mediante  el  análisis  conjunto  de  las  estructuras y  las relaciones petrológicas de campo se establecen tentativamente para la zona tres estadios deformacionales, acaecidos todos bajo un campo de esfuerzo compresional.  El  primero  de  ellos  (D₁) orientado  NO-SE  (según  coordenadas actuales), actuó a altas temperaturas y sería sincrónico con el estadio magmático y el  pico  metamórfico  registrado  por  las migmatitas. En función de  las paragénesis minerales de dichas rocas, se deducen para el pico metamórfico condiciones de facies de granulitas, con elevadas temperaturas (> 800 ºC) y presión relativamente baja  (~ 5,5 ± 0,5 kbar, delpino  et  al. 2008, Tibaldi  et  al. 2009). Cabe destacar que  el mencionado  estadio,  sería  el  responsable del origen de las foliaciones submagmática y migmática (S₁) y de  una serie de estructuras generadas en altas temperaturas, tal como es el caso de pliegues de  diques máficos  incluidos  en  dioritas, las cuales no evidencian deformación subsólida sobreimpuesta. Así como también, la presencia local y discreta de microcizallas en rocas  ígneas y metasedimentarias, que  facilitan  la  inyección  de  fundidos pero donde no hay indicios de reducción del tamaño de grano. El estudio geocronológico realizado en  las rocas migmáticas, permitió acotar temporalmente al pico metamórfico registrado en ellas, el cual indica  una  edad  de  474 ±  4,7 Ma. Esta edad para el pico metamórfico, es similar a las obtenidas por Rapela et al. (2001) en otras migmatitas de la sierra de Valle Fértil. Asimismo,  la edad de metamorfismo está dentro del rango temporal entre 485 y 470 Ma determinado para el magmatismo en esta serranía (Stair et al. 2007). Queda así demostrado que tanto las rocas ígneas como migmáticas, se generaron durante  el  desarrollo  del  arco  magmático Famatiniano. A su vez, estas edades también  son  coincidentes  con  las obtenidas por Pankhurst et al. (1998), Vujovich et al. (1996)  y Dahlquist  et  al.  (2008)  para  el magmatismo  Famatiniano  en  el  ámbito regional. 
Los dos estadios deformacionales subsiguientes D₂-D₃, son claramente post-magmáticos y han generado fábricas (S_2a, S_2b y  S₃)  orientadas  con  rumbos  predominantes en direcciones NE-SO, siendo éstas  generadas  en  condiciones  dúctiles  y frágiles.  El  estadio D₂ está  evidenciado por  la  existencia  de  numerosas  fajas  de cizalla,  íntimamente  ligadas al desarrollo de rocas de  la serie milonítica,  las cuales dan indicios en su paragénesis mineral de un evento metamórfico progresivamente retrogradante. En principio D₂ constituyó  inicialmente paragénesis  en  facies de anfibolita alta, dentro de la zona de sillimanita  (milonitas-protomilonitas), finalizando en una etapa  tardía con  facies de esquistos verdes  y dentro de  la  zona de clorita (filonitas). Cabe destacar, que durante D₂ se originó  también  la  lineación de estiramiento y/o mineral (L₂). Esta lineación es un rasgo estructural muy bien preservado en la región y provee evidencias claras de una cinemática que  indica, tanto  local  como  regionalmente,  un transporte tectónico inverso casi perpendicular a  la  foliación S₂ con vergencia al OSO,  indicando un claro cabalgamiento de los niveles orientales ascendiendo gradualmente sobre los occidentales. Por último, el estadio D₃ actuó en condiciones netamente frágiles, originando una estructura planar muy penetrativa (foliación tectónica  frágil: S₃) que oblitera a  todas  las estructuras previas.
La conclusión más relevante de este trabajo es que prueba que la mayor parte de la  sierra  de Valle  Fértil  está  constituida por  rocas  ígneas, que estas  rocas se  formaron como parte del denominado arco Famatiniano, y que la evolución estructural registra  los efectos de un evento  tectónico  post-magmático  posiblemente vinculado  a  la  exhumación  de  la  parte profunda del arco, como producto de  la colisión  entre  el  terreno  Cuyania  y  el margen activo de Gondwana.

AGRADECIMIENTOS

Agradecemos las valiosas sugerencias realizadas  por  la  Dra.  brígida  Castro  de Machuca  y  por  la  Dra.  María  Cristina Frisicale. Este trabajo fue subsidiado por los proyectos PICTR  20298/04  y PICT 01904/07 de la Agencia Nacional de Promoción Científica  y Tecnológica  de Argentina y a través del fondo de ayuda de la  Secretaria  de Ciencia  y Técnica  de  la Universidad Nacional de Río Cuarto.

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Recibido: 19 de abril, 2010
Aceptado: 3 de diciembre, 2010