ARTÍCULOS

Las metamorfitas de baja presión en la Sierra de Socoscora, San Luis, y sus implicancias regionales

 

Andrés Carugno Durán¹ y Ariel Ortiz Suárez¹

¹Universidad Nacional de San Luis, San Luis. E-mail: acarugno@unsl.edu.ar

 

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RESUMEN

La secuencia metamórfica de alta temperatura y baja presión presente en la sierra de Socoscora está compuesta por esquistos con porfroblastos de cordierita y andalucita, esquistos con nódulos de sericita, esquistos cuarzo biotítico muscovíticos y anfibolitas. Todas estas rocas se encuentran en contacto tectónico con migmatitas y granitoides. Los aforamientos de esta secuencia esquistosa son saltuarios, van de unos pocos metros a algunos kilómetros cuadrados y, en algunos casos, se presentan como xenolitos en los granitoides. Esta secuencia metasedimentaria, con intercalaciones de metabasitas, presenta evidencias de al menos tres fases deformacionales (F₁, F₂ y F₃), asociadas a una evolución metamórfica de baja presión. F₁ se desarrolla conjuntamente con un metamorfismo M₁ (Bt₁ + Ms₁), posteriormente crece cordierita estática, entre las fases F₁ y F₂, dando lugar a M₂ (Crd + Bt₂ + Qtz + Kfs), durante la fase F₂ se alcanza el clímax térmico con la presencia de sillimanita (fibrolita) (M₃: Bt₃+ Ms₂ + Sil). Posteriormente, el crecimiento estático de andalucita, post F₂, caracteriza a M₄ (And + Ms₃). Por último, durante F₃ se produce el clivaje de crenulación S₃. La presencia de abundantes rocas máficas y/o granitoides en la zona, podrían ser responsables de los altos gradientes que permitieron el desarrollo de las paragénesis descriptas. En otros sectores de Sierras Pampeanas se han reconocido rocas formadas en condiciones similares, asociadas a procesos asignados a las orogenias Pampeana y Famatiniana. La falta de datos geocronológicos no permite asignar con precisión las rocas estudiadas a una u otra etapa. Las rocas que se describen en este trabajo podrían corresponder a niveles de menor profundidad que los correspondientes a las migmatitas presentes en la región.

Palabras clave: Metamorfismo alta temperatura-baja presión; Orógenos Pampeano y Famatiniano.

ABSTRACT

The low-pressure metamorphic sequence in the Sierra de Socoscora, San Luis, and their regional implications.

The low-pressure high-temperature metamorphic sequence recognized in the Sierra de Socoscora is formed by schists with cordierite and andalusite porphyroblasts, schists with sericite nodules, muscovitic-biotite-quartz schists and amphibolites, in tectonic contact with migmatites and granitoids. The outcrops of this sequence are discontinuous, ranging from a few meters to several square kilometers; in some cases occur as xenoliths within the granitoids. This metasedimentary sequence which is inter-bedded with metabasites provides evidence of at least three deformational phases (F₁, F₂ y F₃) together with a low pressure metamorphic evolution. F₁ is developed jointly with a M1 metamorphism (Bt₁ + Ms₁), static cordierite grows subsequently between the F₁ and F₂ phases resulting in M₂ (Crd + Bt₂ + Qtz + Kfs), the thermal climax is reached during the F₂ phase with the presence of sillimanite (fibrolite), giving way to M₃ (Bt₃ + Ms₂ + Sil). Subsequently, the growth of static andalusite post F₂ generates M₄ (And + Ms₃). Finally, F₃ produced crenulation cleavage (S₃). The abundance of mafic rocks and/or granitoids in the zone could be responsible for the high gradients which allowed for the development of the characterized paragenesis. In other sectors of the Sierras Pampeanas, rocks formed under similar conditions have been reported, associated with processes assigned to the Pampean and Famatinian orogenies. The lack of geochronological data hinders the accurate assignment to a particular stage. The rocks described in this work could correspond to shallower levels than those representing the migmatites in the region.

Keywords: High-temperature - low-pressure metamorphism; Famatinian and Pampean orogenies.

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INTRODUCCIÓN

Los procesos orogénicos paleozoicos ocurridos en las Sierras Pampeanas han dejado su impronta en las rocas ígneas y metamórficas, actualmente aflorantes en una amplia región del oeste de Argentina. Por esto, el análisis de las condiciones metamórficas es una herramienta útil para entender la compleja evolución regional que se enmarca principalmente en la formación de los cinturones orogénicos Pampeano y Famatiniano.

En la Sierra de San Luis (Figs. 1a, b), se han definido los complejos metamórficos Las Aguadas (Ortiz Suárez 1988), Nogolí, Pringles y Conlara (Sims et al. 1997), la Formación San Luis (Prozzi y Ramos 1988) y las Metamorfitas Las Higueras (Grosso Cepparo et al. 2007 y Ortiz Suárez et al. 2009). El Complejo Metamórfico Las Aguadas y las Metamorfitas Las Higueras se consideran equivalentes al Complejo Metamórfico Conlara (Sato et al. 2003), y es donde se han reconocido rocas metamórficas de baja presión con andalucita (Fig. 1b). También en el Complejo Metamórfico Pringles, Hauzenberger et al. (2001) proponen una evolución en condiciones de baja presión vinculada a rocas máficas de un probable ambiente de retroarco famatiniano y González et al. (2002a) postulan un metamorfismo de baja presión, pre-famatiniano, en el Complejo Metamórfico Nogolí. Por otra parte, en las Sierras de Córdoba (Fig.1c), Verdecchia y Baldo (2004) y Martino et al. (2009) describen y analizan rocas desarrolladas en condiciones de alta temperatura y baja presión, pertenecientes a la Formación Tuclame. Los últimos autores citados remarcan la importante distribución regional de equivalentes a las rocas mencionadas, que son interpretadas como niveles profundos de la conocida Formación Puncoviscana, del Noroeste argentino. Sin embargo, en algunos sectores de la Formación Puncoviscana, Do Campo y Ribeiro Guevara (2005) y Escayola et al. (2011) describen rocas metamórficas con asociaciones minerales de alta presión y baja temperatura (fengita-clorita).

Figura 1: a) Mapa de ubicación en Argentina de la provincia de San Luis; b) Mapa de ubicación de zonas con andalucita (fechas y puntos negros) y del área estudiada (cuadrado) en la sierra de San Luis y la ubicación de los diferentes complejos metamórficos: I Complejo Metamórfico Nogolí; II Complejo Metamórfico Pringles; III Complejo Metamórfico Conlara; IV Metamorfitas Las Higueras; V Complejo Metamórfico Las Aguadas y VI Formación San Luis. c) Sierras de San Luis y Córdoba con indicación de las zonas donde se han descripto rocas de alta temperatura y baja presión con andalucita (fechas y puntos negros). d) Bosquejo geológico de la zona noreste de la sierra de Socoscora.

Por otra parte, Rossi et al. (1992) describen metamorfitas formadas en condiciones de gradientes térmicos altos, en la evolución pampeana-famatiniana de la cuenca de Puncoviscana. Asimismo, en las provincias de Catamarca y La Rioja, Verdecchia et al. (2007) identifican paragénesis de alta temperatura y baja presión en metasedimentitas con fósiles asignados al Ordovícico y Larrovere et al. (2011) estudian rocas de alta temperatura y baja presión, vinculadas al retroarco famatiniano.

Siguiendo estas ideas, la presencia de rocas de alto gradiente térmico en una extensa zona de las Sierras Pampeanas, parece ser un elemento frecuente en el desarrollo de las diferentes etapas de la evolución paleozoica de la región.

El objetivo de este trabajo es describir la petrografía de las rocas metamórficas de grado medio y baja presión presentes en la Sierra de Socoscora, interpretar su secuencia metamórfica en relación con la deformación y discutir la vinculación regional con litologías similares en otros sectores de la Sierras Pampeanas. La metodología de trabajo empleada consistió en la elaboración de una cartografía geológica de la región, para la cual se realizaron trabajos de campo, durante los cuales se muestrearon las rocas y se levantaron las orientaciones y características de las distintas estructuras presentes. A partir de los materiales recogidos se efectuó un estudio petrográfico y microestructural caracterizando los procesos de deformación, blastesis y análisis de metafacies.

CONTEXTO GEOLÓGICO

La sierra de Socoscora se encuentra ubicada en la región centro occidental de la sierra de San Luis (Sierras Pampeanas Orientales, s. Caminos 1979), a 90 km al norte de la ciudad de San Luis (Fig. 1d). Está compuesta por un basamento ígneo metamórfico integrado por migmatitas, gneises, anfibolitas, mármoles, esquistos y granitoides, en parte afectados por fajas de cizalla. Dicho basamento forma parte del Complejo Metamórfico Nogolí (Sims et al. 1997), unidad que se encuentra yuxtapuesta por una faja de cizalla al Complejo Metamórfico Pringles y a la Formación San Luis, que aforan más al este (Sato et al. 2003, Morosini 2011). La edad ordovícica del metamorfismo del Complejo Metamórfico Nogolí está evidenciada por una serie de dataciones: Ortiz Suárez (1999) presenta una edad de 452 ± 23 Ma de K/Ar en anfíbol de anfibolitas, González et al. (2002a) determinan edades U/ Pb convencional de 458 ± 3 Ma y datación química en monacitas de gneis sillimanítico-granatífero en 470 ± 15 Ma, así como una isócrona Sm/Nd en roca total en anfibolitas de 445 ± 21 Ma. Por su parte, Steenken et al. (2006) obtienen una edad de 478 ± 4 Ma U/Th en monacitas y U/Pb de 473 ± 4 Ma y 484 ± 4 Ma en migmatitas del norte de Complejo Metamórfico Nogolí. Gromet (com. pers.) encuentra edades de 470 Ma (U/Pb monacita) en ortogneises de la Sierra de Socoscora. A pesar de cierta coincidencia en las edades del metamorfismo ordovícico famatiniano, los procesos pre-famatinianos, ocurridos en el Complejo Metamórfico Nogolí, son más discutidos, así von Gosen y Prozzi (1998) establecen la existencia de tres fases deformacionales y metamorfismo de alto grado, con desarrollo de migmatitas, como parte de procesos pre-famatinianos sin una edad precisa. Por otra parte, Vujovich y Ostera (2003) determinan una edad U/Pb en circón, en ortogneis, de 554 ± 4,8 Ma, en la intersección superior de una recta de discordia, mientras que González et al. (2002b) describen una secuencia sedimentaria siliciclástica con intercalaciones volcánicas máficas a ultramáficas (basaltos y komatiitas) y estratos de hierro bandeado (BIF), de edad mesoproterozoica. Dicha secuencia registra una evolución metamórfica antihoraria, en condiciones de baja presión, previa a los 500-483 Ma. Por otra parte, Drobe et al. (2009) y Steenken et al. (2006), con base en el análisis geoquímico e isotópico de sedimentos metaclásticos y de edades de circones detríticos, proponen una evolución ordovícica temprana exclusivamente famatiniana para el Complejo Metamórfico Nogolí.

En la sierra de Socoscora, se encuentran migmatitas, anfibolitas, mármoles, milonitas y esquistos, intruidos por granitoides (Rossello 1984, 1994, Carugno Durán 1998, Carugno Durán y Ortiz Suárez 2003, 2011). Rossello (1984) analizó concentraciones de amianto en anfibolitas y menciona bancos carbonáticos, variablemente skarnificados junto a gneises, esquistos y migmatitas. Posteriormente, Rossello (1994) estudió las manifestaciones auríferas interpretando un control tectónico vinculado a zonas de cizallas de tipo frágil-dúctil, asociadas a rocas deformadas, dispuestas en dirección noroeste, con fuertes inclinaciones hacia el suroeste y componentes importantes de movimientos transcurrentes. La cizalla está caracterizada por dos movimientos asociados a diferentes picos térmicos desarrollados entre el Silúrico y el Devónico. El primer movimiento es transpresivo dextral y sus condiciones metamórficas son de facies esquistos verdes, el segundo movimiento, generado por un desplazamiento de rumbo, presenta características de menor temperatura (Carugno Durán y Ortiz Suárez 2003).

Las anfibolitas de la sierra de Socoscora se encuentran formando cuerpos de tamaños y formas variables, desde decenas a centenas de metros, en contacto con esquistos, como así también en xenolitos en granitos. Están formadas por hornblenda, plagioclasa, biotita y cuarzo. Estudios petrográficos y geoquímicos permitieron postular un origen ígneo de estas rocas, y asignarlas a un magmatismo toleítico de arco de islas proterozoico superior, (Carugno Durán 2001). Las características geológicas, petrográficas y geoquímicas de los granitoides y leucosomas de las migmatitas de Socoscora sugieren una secuencia magmática donde participan componentes de distinto origen y que se habría desarrollado en un ambiente de arco magmático que evoluciona a sinco-lisional. La falta de edades absolutas no permite establecer la ubicación cronológica de este magmatismo aunque se presume, sobre la base de información geológica, que corresponderían al orógeno Famatiniano (Carugno Durán y Ortiz Suárez 2009).

LOS ESQUISTOS DE LA SIERRA DE SOCOSCORA

Los esquistos se ubican al norte de San Francisco del Monte de Oro, en cercanías de Pozo de los Rayos, formando elevaciones suaves que se extienden por algunos cientos de metros en sentido NNE y constituyen las últimas estribaciones serranas (Fig. 1d). Las rocas esquistosas se encuentran formando parte de una secuencia magmática-sedimentaria metamorfizada, formada por metabasitas (anfibolitas), metapelitas y metagrauvacas, en contacto tectónico con rocas de más alto grado y como xenolitos en granitoides (Fig. 2a).

Figura 2: Fotografías de aforamientos de: a) Xenolitos de esquistos en granitos. b) Esquistos biotíticos muscovíticos crenulados (S₃). c) Esquistos biotítico-muscovíticos.

La estructura de las metasedimentitas está caracterizada por dos orientaciones principales, la más antigua S₁ es una esquistosidad relíctica que se observa en forma esporádica dentro de los microlitones que definen S₂ y generalmente mantiene un rumbo noroeste y buzamiento cercano a 90º, y otra posterior S₂, representada por una esquistosidad de plano axial de rumbo variable NNE y buzamiento de alto ángulo al oeste y al este. La lineación mineral integrada por biotita que se reconoce en estas rocas (L_m) presenta una inclinación de 35º en la dirección N 335º. No obstante en algunos aforamientos es posible observar la estructura sedimentaria S₀ puesta de manifesto por la alternancia de bancos pelíticos y areniscosos, que presenta un rumbo meridiano y buzamiento de alto ángulo. Asimismo, se observa una crenulación local que define pobremente una superficie S₃ (Fig. 2b) y que posee un rumbo N 160º y buzamiento de 50º al sudoeste. En las anfibolitas, sólo se reconoce S₂, definida por la orientación de hornblenda y escasa biotita.

Dentro de las metasedimentitas, se encuentran diferentes variedades petrográficas: esquistos con porfroblastos de muscovita, esquistos con porfroblastos de andalucita y cordierita, esquistos nodulosos y esquistos biotíticos muscovíticos. Las metabasitas son anfibolitas formadas por plagioclasa, hornblenda, biotita y epidoto. Los esquistos biotíticos y muscovíticos son más abundantes y presentan una fuerte crenulación S₃; sus aforamientos no superan el kilómetro cuadrado, son rocas de colores claros y de grano fino (Figs. 2b, c). Los esquistos con nódulos de sericita, y esquistos con porfroblastos de andalucita y cordierita son comunes en xenolitos dentro de los granitos (Fig. 3a).

Figura 3: a) Fotografía de aforamiento de esquistos con porfroblastos de cordierita y andalucita. b) Fotomicrografía a nicoles paralelos de porfroblastos de cordierita con inclusiones de biotita 1 y muscovita 1. c) Fotomicrografía a nicoles paralelos de fibrolita y porfroblastos de cordierita y andalucita.

PETROGRAFÍA

Esquistos biotíticos con porfroblastos de cordierita y andalucita

La roca presenta una textura porfroblástica con matriz lepidoblástica a granoblástica poligonal de grano muy fino (0,11 a 0,22 mm de tamaño promedio). La composición mineralógica es: biotita, muscovita, cordierita, andalucita, sillimanita (fibrolita), feldespato potásico, cuarzo y circón. La biotita y muscovita definen dos foliaciones, una de carácter relíctico (S₁) preservada en los porfroblastos de cordierita y otra más evidente que define la estructura predominante de la roca S₂ (Fig. 3b).

La cordierita forma porfroblastos de 1 mm, con un importante grado de pinitización, que muestran inclusiones rectas de biotita y muscovita conformando trenes oblicuos a S₂. La andalucita se presenta en porfroblastos prismáticos subidioblásticos, con inclusiones rectas de biotita y cuarzo paralelas a S₂. La sillimanita (fibrolita) crece a partir de biotita y muscovita y, en general, posee poca orientación o bien es paralela a S₂ (Fig. 3c). La cordierita se ubica junto con biotita y sillimanita, y está rodeada por la esquistosidad S₂. El cuarzo es escaso y se observa poligonizado. Los minerales opacos forman bandas junto con las biotitas, probablemente se trata de hematita como producto de la desferritización de esta última. El circón se presenta como inclusión en la biotita desarrollando halos metamícticos.

Esquistos nodulosos

Estas rocas poseen textura porfroblástica nodulosa con matriz lepidoblástica de grano muy fino (tamaño variable entre 0,09 a 0,2 mm). Su mineralogía está definida por biotita, muscovita, cuarzo, sericita y clorita. Los nódulos están compuestos principalmente de sericita, su tamaño no supera los 2 mm, presentan forma alargada y en su interior se observan inclusiones rectilíneas de biotita y muscovita orientadas de manera oblicua a la estructura predominante S₂, indicando una superficie relíctica S₁ en la roca. Tanto la biotita como la muscovita se presentan orientadas en dos direcciones, una incluida en los nódulos (S₁), oblicua con respecto a la estructura externa predominante (S₂). La biotita se observa en blastos tabulares y muestra un pleocroísmo del pardo claro (a) al marrón oscuro (β = γ). La muscovita se presenta en pequeñas láminas incoloras con sus bordes defecados. El cuarzo representa bajo porcentaje en la roca, muestra poligonización en sus bordes y leve extinción ondulosa.

Esquistos biotíticos muscovíticos

La textura es lepidogranoblástica de 0,05 a 0,15 mm, están compuestos principalmente por biotita, muscovita, cuarzo, epidoto y minerales opacos. La estructura está conformada por una superficie relíctica (S₁) que se observa en escasos micro-litones y es definida por la orientación de pequeñas láminas de biotita y muscovita. Por otra parte, se observa una foliación S₂, predominante, compuesta de biotita, muscovita y cuarzo. Por último, aparece un incipiente clivaje de crenulación que genera una superficie S₃ (Fig. 2b). Se observan tres generaciones de biotita, dos formadas por blastos de mayor tamaño que definen S₂ y otra integrada por pequeñas laminillas ubicadas paralelas a S₁. Todas son pleocroicas de pardo claro (a) al marrón oscuro (β = γ). La muscovita se observa junto con biotita en dos orientaciones preferenciales. La hematita es escasa y muestra un color rojo intenso. La magnetita se presenta en secciones cuadradas y subhedrales y es uno de los minerales opacos más abundantes. El cuarzo conforma bandas con textura granoblástica poligonal. El epidoto se presenta en subidioblastos orientados junto con los blastos de biotita según S₂. La plagioclasa es escasa, presenta macla polisintética y la mayoría es subidioblástica. El feldespato alcalino, poco abundante, muestra blastos con macla de dos individuos.

ANÁLISIS DE LAS CONDICIONES METAMÓRFICAS y RELACIÓN CON LAS ESTRUCTURAS DE LA DEFORMACIÓN

El análisis de las relaciones entre las estructuras y paragénesis presentes en las metasedimentitas muestra el registro de tres fases deformacionales F₁, F₂, F₃. La primera fase es contemporánea con un metamorfismo regional M₁ definido por la paragénesis Bt₁ + Ms₁, que forman la foliación relíctica S₁, preservada en los porfroblastos de cordierita. Esto evidencia que este último mineral crece con posterioridad y en condiciones estáticas, encerrando a la superficie S₁, asimismo es envuelta por S₂, superficie desarrollada como resultado de una segunda deformación. Esta situación indica que la cordierita crece entre F₁ y F₂, durante el metamorfismo M₂, cuya paragénesis característica es Crd + Bt₂ + Qtz + Kfs, y donde participa la reacción metamórfica continua de deshidratación Bt + Ms + Qtz = Crd + Kfs + H₂O (Bucher y Frey 1994).

Durante la fase F₂ se alcanzan las máximas condiciones térmicas con la presencia de sillimanita (fibrolita) que se orienta según S₂, dando lugar a M₃, cuya paragénesis Bt₃ + Ms₂ + Sil es formada por la reacción metamórfica continua Crd + Ms = Sil + Bt + Qtz (Bucher y Frey 1994). El crecimiento estático de andalucita, con trenes de inclusiones paralelos a S₂, marca el evento M₄, cuya paragénesis característica es And + Ms₃ (los símbolos de minerales utilizados corresponden a Kretz 1983). Por último, F₃ produce el clivaje de crenulación S₃.

La secuencia de asociaciones minerales define un metamorfismo de rocas pelíticas que evoluciona en condiciones de baja presión en la mayor parte de su trayectoria y se caracteriza por la aparición de cordierita, andalucita y sillimanita con ausencia de granate, estaurolita y cianita. La cordierita aparece comúnmente a los 500 y 550°C, junto con andalucita, en varias asociaciones que incluyen clorita, muscovita y biotita, y con ausencia de estaurolita y granate (Bucher y Frey 1994). Se considera que la reacción que da lugar a cordierita es Bt + Ms = Crd + Kfs (Fig. 4). A los 650 a 700 °C, comienza la reacción Crd + Ms = Sil + Bt (con exceso de sílice) donde se produce la paragénesis Sil + Bt + Ms, lo que explicaría que el clímax térmico se alcanza con aumento de la presión, implicando un camino antihorario. La última etapa de la evolución queda registrada por la aparición de andalucita y muscovita, estáticas y retrógradas, nuevamente en condiciones de baja presión.

Figura 4: Diagrama P-T con las reacciones metamórficas y la trayectoria antihoraria del metamorfismo basada en datos texturales; el punto triple de los polimorfos de alúmina (P) de Holdaway y Mukhopadhyay (1993) y las reacciones de Bucher y Frey (1994).

IMPLICANCIAS REGIONALES

La sierra de Socoscora muestra, además de las litologías aquí descriptas, migmatitas con cordierita (Carugno Durán y Ortiz Suárez 2009), que indicarían que todas las unidades metamórficas de dicha sierra comparten una historia con altos gradientes geotérmicos. Este hecho sugiere que estarían representados diferentes niveles corticales de un mismo ambiente.

La existencia de metamorfismo en condiciones de baja presión de carácter regional implica un mecanismo de importante aporte térmico. En la sierra de Socoscora, Kostadinoff et al. (2003) han propuesto, sobre la base de evidencias geofísicas, la presencia de un importante volumen de rocas máficas en profundidad, que se continuarían hacia el norte en la zona de las sierras de Ulapes y Chepes; esto brindaría una posible explicación para obtener los gradientes térmicos necesarios en las unidades descriptas. Algunas de estas rocas máficas se han interpretado como correspondientes a un arco de islas (Carugno Durán y Ortiz Suárez 2000, Carugno Durán 2001). Más al sur dentro del Complejo Metamórfico Nogolí, González et al. (2002b) consideran que las rocas máficas - ultramáficas premetamórficas corresponden a una asociación komatiítica; sin embargo, no es clara la relación con las rocas aquí mencionadas. No debería descartarse, por otra parte, la relación entre condiciones de alta temperatura y la intrusión de granitoides que son comunes en la región estudiada. Sin embargo la mayor parte de estas rocas intruyen los esquistos, cortando las estructuras metamórficas previas al desarrollo de cordierita pero posteriores al crecimiento de andalucita (S₂). Tal situación podría sugerir una relación compleja entre ambas. Uno de los problemas que se plantean es determinar la edad del metamorfismo descripto, ya que hay elementos para asignarlo tanto a los procesos famatinianos como pampeanos; en el primer caso, se encuentran las edades determinadas por Gromet (com. pers.), Steeeken et al. (2006) y Drobe et al. (2009). Asimismo se considera que gran parte del magmatismo presente en la sierra de Socoscora correspondería al arco magmático famatiniano (Carugno Durán y Ortiz Suárez 2009). De poder comprobarse esta hipótesis se debería considerar una importante extensión de las condiciones metamórficas de alta temperatura y baja presión registradas en las provincias de La Rioja y Catamarca (Verdecchia et al. 2007, Larrovere et al. 2011).

A favor de una hipótesis de metamorfismo pampeano, se reconocen las edades obtenidas por Vujovich y Ostera (2003) y González et al. (2002a), asimismo la litología y la evolución metamórfica tienen muchas analogías con el complejo Las Aguadas y las metamorfitas Las Higueras, lo que apoyaría la mayor antigüedad y permitiría correlacionar el Complejo Metamórfico Nogolí con el Complejo Metamórfico Conlara.

En el ámbito de las sierras de Córdoba, en el sector norte, Martino et al. (2009) describen a los esquistos bandeados de Tuclame y los asignan al Neoproterozoico, con migmatización y cristalización de granitos anatécticos alrededor de los 530 Ma. Estos autores proponen integrar todas estas rocas en la cuenca Puncoviscana por evidencias de campo que sugieren que los esquistos bandeados pasan transicionalmente por transposición a rocas filíticas típicas de esta cuenca. La posible correlación entre estas rocas con las mencionadas para la sierra de San Luis, todas ellas afectadas por un metamorfismo de baja presión, podría tener importantes implicancias regionales marcando el desarrollo de un área de gradientes térmicos altos por más de 200 km de longitud durante el orógeno Pampeano, que contrastaría, además, con las condiciones determinadas para otras áreas, ubicadas al norte, del mismo proceso orogénico (Do Campo y Ribeiro Guevara 2005, Escayola et al. 2011). Por otra parte, las condiciones de alta temperatura y baja presión del metamorfismo pampeano en el área norte de las sierras de Córdoba han llevado a postular la posible subducción de una dorsal con fuente del aporte térmico alrededor de los 510 Ma (Fantini et al. 1998). La falta de datos, particularmente geocronológicos, no permiten, por el momento, asignar con precisión el metamorfismo estudiado a los procesos ocurridos durante el Paleozoico Temprano en el margen occidental de proto-Gondwana.

CONCLUSIONES

- En la sierra de Socoscora se encuentra una secuencia metasedimentaria con intercalaciones básicas que pasa a migmatitas en una relación tectónica dada por fajas de cizalla dúctil.

-  Los metasedimentitas corresponden a diferentes variedades de esquistos que presentan evidencias de un metamorfismo con cuatro eventos y al menos tres fases deformacionales. Las asociaciones minerales reconocidas indican que la evolución metamórfica corresponde a condiciones de baja presión, con desarrollo de sillimanita (fibrolita) en el clímax térmico, y que correspondería a una temperatura cercana a los 650 ºC.

- Las edades determinadas para las rocas de la región no permiten, hasta el momento, ubicar la evolución metamórfica descripta con claridad en los procesos orogénicos de la región.

- El reconocimiento de rocas metamórficas con asociaciones de alta temperatura y baja presión en la Sierra de San Luis sugieren un amplio desarrollo de altos gradientes térmicos durante la evolución de la corteza paleozoica en las Sierras Pampeanas.

AGRADECIMIENTOS

La Universidad Nacional de San Luis, mediante el Proyecto de Ciencia y Técnica N° 340103 "Estudios del Basamento y Sedimentitas Mesozoicas de la Provincia de San Luis", ha aportado los recursos para el desarrollo del presente trabajo. Los árbitros Dr. Pablo D. González y Dra. Gilda Collo, así como la editora Dra. Alina Guereschi, han permitido mejorar la calidad de este trabajo con sus valiosas recomendaciones.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

1. Bucher, K. y Frey, M. 1994. Petrogenesis of Metamorphic Rocks. Complete Revision of Winkler´s textbooks (6º ed.). Springer-Verlag, 318 p., Berlin.         [ Links ]

2. Caminos, R. 1979. Sierras Pampeanas Noroccidentales de Salta, Tucumán, La Rioja y San Juan. En Turner, J.C.M. (ed.) Segundo Simposio de Geología Regional Argentina, Academia Nacional de Ciencias 1: 225-291, Córdoba.         [ Links ]

3. Carugno Durán, A. 1998. Geología y Petrografía de la sierra de Socoscora, Provincia de San Luis, Argentina. 2° Congreso Uruguayo de Geología, Actas 1: 108-112, Punta del Este.         [ Links ]

4. Carugno Durán, A. 2001. Estudio preliminar de un arco magmático Proterozoico superior en la Sierra de Socoscora-San Luis, República Argentina. 11° Congreso Latinoamericano de Geología y 3° Congreso Uruguayo de Geología, Actas en CD-ROM, artículo N° 214: 6p., Montevideo.         [ Links ]

5. Carugno Durán, A. y Ortiz Suárez, A. 2000. The new evidence of precambrian island arc in the Pampeanas Orientales Terranes, Argentina. 31st International Geological Congreso, Actas CD-ROM, Río de Janeiro.         [ Links ]

6. Carugno Durán, A. y Ortiz Suárez, A. 2003. Evolución de la faja de cizalla de la Sierra de Socoscora, San Luis, Argentina. 10° Congreso Geológico Chileno, Actas en CD-ROM, Sesión Temática 1: 6p., Concepción.         [ Links ]

7. Carugno Durán, A. y Ortiz Suárez, A. 2009. Magmatismo peraluminoso de la Sierra de Socoscora, San Luis, Argentina. 12° Congreso Geológico Chileno, Actas S8-005, Santiago.         [ Links ]

8. Carugno Duran, A. y Ortiz Suárez, A. 2011. Metamorfitas de baja presión en la Sierra de Socoscora y sus implicancias regionales, San Luis, Argentina. 18° Congreso Geológico Argentino, Actas: 150-152, Neuquén.         [ Links ]

9. Do Campo, M. y Ribeiro Guevara, S. 2005. Provenance analysis and tectonic setting of late Neoproterozoic metasedimentary successions in NW Argentina. Journal of South American Earth Sciences 19: 143-153.         [ Links ]

10. Drobe, M.A., Lopez de Luchi, M.G., Steenken, A., Frei, R., Naumann, R., Siegesmund, S. y Wemmer, K. 2009. Provenance of the late Proterozoic to early Cambrian metaclastic sediments of the Sierra de San Luis (Eastern Sierras Pampeanas) and Cordillera Oriental, Argentina. Journal of South American Earth Sciences 28: 239-262.         [ Links ]

11. Escayola, M.P., van Staal, C.R. y Davis, W.J. 2011. The age and tectonic setting of the Puncoviscana Formation in northwestern Argentina: An accretionary complex related to Early Cambrian closure of the Puncoviscana Ocean and accretion of the Arequipa-Anto-falla block. Journal of South American Earth Sciences 32: 438-459.         [ Links ]

12. Fantini, R., Gromet, P.L., Simpson C. y Nothrup, C.J. 1998. Timimg of high-temperature metamorphism in the sierras Pampeanas of Córdoba, Argentina: Implications for Laurentia-Gondwana interaction. 10º Congreso Latinoamericano de Geología y 6º Congreso Nacional de Geología Económica, Actas 2: 388-392. Buenos Aires.         [ Links ]

13. González, P.D., Sato, A.M., Basei, M.A., Vlach, S.R.F. y Llambías, E.J. 2002a. Structure, metamorphism and age of the Pampean-Famatinian Orogenies in the western Sierra de San Luis. 15º Congreso Geológico Argentino, Actas 2: 51-56, El Calafate.         [ Links ]

14. González, P.D., Sato, A.M. y Llambías, E.J. 2002b. The komatiites and associated mafic and ultramafic metavolcanic rocks of western Sierra de San Luis. 15º Congreso Geológico Argentino, Actas 2: 87-90, El Calafate.         [ Links ]

15. Grosso Cepparo, P., Ortiz Suárez, A. y Gómez Figueroa, J. 2007. Metamorfitas Las Higueras, Sierra Pampeanas de San Luis, Argentina. 5º Congreso Geológico de Uruguay, Actas 077 CD-ROM, Montevideo.         [ Links ]

16. Hauzenberger, C., Mogessie, A., Hoinkes, G., Felfernig, A., Bjerg, E., Kostadinoff, J., Delpino, S. y Dimieri, L. 2001. Metamorphic evolution of the Sierras de San Luis, Argentina: granulite facies metamorphism related to mafic intrusions. Mineralogy and Petrology 71: 95-126.         [ Links ]

17. Holdaway, M.J. y Mukhopadhyay, B. 1993. A re-evaluation of the stability relations of andalusite: thermochemical data and phase diagram for the aluminum silicates. American Mineralogist 78: 298-315.         [ Links ]

18. Kostadinoff, J., Bjerg, E., Raniolo, A. y Santiago, E. 2003. Anomalías del campo gravitatorio y magnético terrestre en la sierra de Socoscora, provincia de San Luis. Revista de la Asociación Geológica Argentina 58: 505-510.         [ Links ]

19. Kretz, R. 1983. Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 277-279.         [ Links ]

20. Larrovere, M.A., de los Hoyos, C.R., Toselli, A.J., Rossi, J.N., Basei, M.A.S. y Belmar, M.E. 2011. High T/P evolution and metamorphic ages of the migmatitic basement of northern Sierras Pampeanas, Argentina: Characterization of a mid-crustal segment of the Famatinian belt. Journal of South American Earth Sciences 31: 279-297.         [ Links ]

21. Martino, D.R., Guereschi, A.B. y Sfragulla, J.A. 2009. Petrology, structure and tectonic significance of the Tuclame banded schists in the Sierras Pampeanas of Córdoba and its relationship with the metamorphic basement of the northwestern Argentina. Journal of South American Earth Sciences 27: 280-298.         [ Links ]

22. Morosini, A. 2011. El Granito La Escalerilla, Provincia de San Luis. Tesis doctoral, Universidad Nacional de San Luis (inédita), 434 p., San Luis.         [ Links ]

23. Ortiz Suárez, A. 1988. El basamento de Las Aguadas, Provincia de San Luis. Revista de la Asociación Argentina de Mineralogía, Petrología y Sedimentología 19: 13-24.         [ Links ]

24. Ortiz Suárez, A. 1999. Geología y Petrología del área de San Francisco del Monte de Oro, San Luis, Argentina. Tesis doctoral, Universidad Nacional de San Luis (inédita), 259 p., San Luis.         [ Links ]

25. Ortiz Suárez, A., Grosso Cepparo, P., Gómez Figueroa, J., Erroz, M., Montenegro, T. 2009. Geología del basamento en el extremo noroeste de la Sierra de San Luis. Revista de la Asociación Geológica Argentina 64: 481-492.         [ Links ]

26. Prozzi, C. y Ramos, R. 1988. La Formación San Luis. 1° Jornadas de Trabajo de las Sierras Pampeanas, , Actas: 14, San Luis.

27. Rossello, E. 1984. Manifestación de amianto anfibolítico en la Sierra de Socoscora, Provincia de San Luis. Revista de la Asociación Argentina de Mineralogía, Petrología y Sedimentología 15: 91-94.         [ Links ]

28. Rossello, E. 1994. Los depósitos auríferos de El Pilón (Sierra de Socoscora, San Luis, Argentina), control estructural y metalogénesis. 2º Reunión de Mineralogía y Metalogenia, Actas 3: 369-380, La Plata.         [ Links ]

29. Rossi, J.N., Toselli, A.J. y. Durand, F.R. 1992. Metamorfismo de baja presión, su relación con el desarrollo de la cuenca Puncoviscana, plutonismo y régimen tectónico, Argentina. Estudios Geológicos 48: 279-287, Madrid.         [ Links ]

30. Sato, A.M., González, P.D. y Llambías, E. 2003. Evolución del Orógeno Famatiniano en la Sierra de San Luis: magmatismo de arco, deformación y metamorfismo de bajo a alto grado. Revista de la Asociación Geológica Argentina 58: 487-504.         [ Links ]

31. Sims, J., Stuart-Smith, P., Lyons, P. y Skirrow, R. 1997. 1:250.000 Scale Geological and Metallo-genetic Maps. Sierras de San Luis and Comechingones, Provinces of San Luis and Córdoba. Final report. Geoscientific Mapping of the Sierras Pampeanas Argentine- Australia Cooperative Project Australian Geological Survey Organization - Servicio Geológico Minero Argentino, 123 p., Buenos Aires.         [ Links ]

32. Steenken, A., Siegesmund, S., López de Luchi, M.G., Frei, R. y Wemmer, K. 2006. Neoproterozoic to early Palaeozoic events in the Sierra de San Luis: implications for the Famatinian geodynamics in the Eastern Sierras Pampeanas (Argentina). Journal Geological Society of London 163: 965-982.         [ Links ]

33. Verdecchia, S. y Baldo, E. 2004. Los Esquistos con nódulos cordieríticos de la Formación Tuclame, Sierras Pampeanas de Córdoba: relaciones blastesis-deformación. 7º Congreso de Mineralogía y Metalogenia, Actas: 415-420. Río Cuarto.         [ Links ]

34. Verdecchia, S.O., Baldo, E.G., Benedetto, J.L., y Borghi, P.A. 2007. The first shelly fauna from metamorphic rocks of the Sierras Pampeanas (La Cébila Formation, Sierra de Ambato, Argentina): age and paleogeographic implications. Ameghiniana 44: 493-498.         [ Links ]

35. von Gosen, W. y Prozzi, C. 1998. Structural Evolution of the Sierra de San Luis (Eastern Sierras Pampeanas, Argentina): implications for the proto-andean Margin of Gondwana. En Pankhurst, R. y Rapela, C. (eds.) The Proto-Andean Margin of Gondwana. Geological Society of London, Special Publication 142: 235-258, London.         [ Links ]

36. Vujovich, G.I. y Ostera, H.A. 2003. Evidencias del ciclo Pampeano en el basamento del sector noroccidental de la Sierra de San Luis. Revista de la Asociación Geológica Argentina 58: 541-548.         [ Links ]

Recibido: 07 de octubre, 2011.
Aceptado: 22 de febrero, 2012.