The metamorphic complexes of the Farmatinian back-arc (northwestern Argentina): geochemical and isotopic characterization of their protoliths, and geotectonic implications

Mariano A. Larrovere^1,2*, Camilo R. de los Hoyos³ y Pablo Grosse⁴

¹ Centro Regional de Investigaciones Científicas y Transferencia Tecnológica La Rioja, CRILAR, Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas, CONICET. Entre Ríos y Mendoza, 5301, Anillaco, La Rioja, Argentina.

² Instituto de Geología y Recursos Naturales, INGeReN, Centro de Investigación e Innovación Tecnológica, CENIIT, Universidad Nacional de La Rioja, UNLaR. Av. Gob. Vernet y Apóstol Felipe, 5300, La Rioja, Argentina. * marianlarro@gmail.com

³ Institut für Mineralogie und Kristallchemie, Universität Stuttgart, Azenbergstr. 18, D-70174 Stuttgart, Alemania.

Manuscrito recibido: Octubre 27, 2011
Manuscrito corregido recibido: Junio 25, 2012
Manuscrito aceptado: Junio 29, 2012

RESUMEN

Los análisis geoquímicos e isotópicos de dos unidades metasedimentarias ordovícicas del retro-arco de la faja orogénica Famatiniana (noroeste argentino), el complejo metamórfico-ígneo El Portezuelo (CMIEP) y el complejo metamórfico La Cébila (CMLC), combinados con estudios geocronológicos previos, muestran que sus protolitos se desarrollaron diacrónicamente en cuencas sedimentarias diferentes. Estudios litológicos y análisis geoquímicos de roca total de elementos mayores y traza permiten determinar que los protolitos de ambos complejos pertenecieron a secuencias de rocas sedimentarias clásticas conformadas principalmente por grauvacas y pelitas. Las metapelitas se caracterizan por tener contenidos mayores en Al₂O₃, Fe₂O₃(_T), MgO, K₂O, TiO₂, Rb, Nb, V y Cr, y menores en SiO₂, que las metapsamitas. La correlación negativa mostrada en estos elementos con respecto al SiO₂ denota la mayor proporción de material arcilloso en las rocas de origen pelítico. Para ambos complejos, las relaciones de Al₂O/TiO₂, La/Sc, Th/Sc, La/Co y Th/Cr, los patrones de REE, los valores de Cr, Ni y V, y los diagramas geoquímicos La/Th-Hf, K-Rb y F1-F2 sugieren que los metasedimentos fueron derivados de fuentes félsicas a intermedias. Diversos diagramas geoquímicos de discriminación de ambientes tectónicos indican que los protolitos del CMLC y del CMIEP se relacionarían con ambientes de arco magmático. La mayor variación litológica y geoquímica observada en el CMLC permite inferir un régimen deposicional más inestable que el que habría controlado la sedimentación de los protolitos del CMIEP. Las edades de residencia cortical obtenidas a partir de análisis isotópicos Sm-Nd indican que los protolitos del CMLC (~1.3—1.6 Ga) eran más modernos que los protolitos del CMIEP (~1.8—1.9 Ga). Las variaciones geoquímicas establecidas, los datos isotópicos obtenidos, y los estudios geocronológicos previos, permiten relacionar los protolitos de cada complejo metamórfico a diferentes eventos deposicionales. En este sentido, las posibles rocas precursoras del CMIEP serían las rocas metamórficas pampeanas de bajo grado de la Formación Puncoviscana, mientras que los protolitos del CMLC correspondieron a depósitos sedimentarios de edad Ordovícico Temprano-Medio. El rejuvenecimiento hacia el oeste de los protolitos de los complejos metamórficos del retro-arco Famatiniano como el CMLC es consistente con el desarrollo de cuencas menos estables asociadas a la estructuración del nuevo frente orogénico instalado al oeste sobre el margen de Gondwana.

Palabras clave: metasedimentos, geoquímica, isotopía Sm-Nd, complejo metamórfico-ígneo El Portezuelo, complejo metamórfico La Cébila, retro-arco Famatiniano, Argentina.

Geochemical and isotopic studies of two Ordovician metasedimentary units of the back-arc of the Famatinian orogenic belt (NW Argentina), the El Portezuelo metamorphic-igneous complex (EPMIC) and the La Cébila metamorphic complex (LCMC), in combination with published geochronology, show that theirprotoliths were diachronically developed in different sedimentary basins. Lithologic studies and whole-rock major and trace element geochemical analysis determine that the protoliths of both complexes belonged to sequences of clastic sedimentary rocks made up mainly of greywackes (metapsammites) and shales (metapelites). The metapelites have higher concentrations of Al₂O₃, Fe₂O₃(_T), MgO, K₂O, TiO₂, Rb, Nb, V and Cr, and lower concentrations of SiO₂ than the metapsammites. The negative correlation of SiO₂ with these elements reveals higher contents of clay minerals in the metapelites. For both complexes, Al₂O₃/TiO₂, La/Sc, Th/Sc, La/Co and Th/Cr ratios, REE patterns, Cr, Ni and V values, and La/Th-Hf, K-Rb and F1-F2 geochemical diagrams indicate that the metasediments derived from felsic to intermediate source rocks. Several tectonic setting discrimination diagrams suggest that the protoliths of the EPMIC and the LCMC were related to a magmatic arc tectonic setting. The greater lithological and geochemical variations observed in the LCMC indicate a more unstable depositional regime than for the EPMIC. Crustal residence ages obtained from Sm-Nd isotopic analysis indicate that the protoliths of the LCMC (~1.3—1.6 Ga) were younger than the protoliths of the EPMIC (~1.8—1.9 Ga). The geochemical variations and the isotopic data, together with previously published geochronology, allow relating the protoliths of each metamorphic complex to different depositional events. In this context, the possible precursor rocks of the EPMIC would be the Pampean low-grade metamorphic rocks of the Puncoviscana Formation, while the protoliths of the LCMC were Lower-Middle Ordovician sedimentary rocks. The westwards rejuvenation of the protoliths of the Famatinian back-arc metamorphic complexes such as the LCMC is consistent with the development of less stable basins associated with the emplacement to the west of the new orogenic front on the Gondwana margin.

Key words: metasediments, geochemistry, Sm-Nd isotopy, El Portezuelo metamorphic-igneous complex, La Cébila metamorphic complex, Famatinian back-arc, Argentina.

INTRODUCCIÓN

El basamento metamórfico de las Sierras Pampeanas Orientales de Argentina está conformado por extensas secuencias metasedimentarias que muestran esencialmente alternancias entre rocas metapsamíticas y metapelíticas. El metamorfismo y la deformación que afectaron a estas secuencias han sido relacionados a tres eventos orogénicos que se sucedieron en el tiempo sobre el margen sur-occidental de Gondwana (Aceñolaza y Toselli, 1976; Sims et al., 1998; Aceñolaza et al., 2000; Rapela et al., 2001; Hockenreiner et al., 2003; Büttner et al., 2005; Steenkeen et al., 2008): el Pampeano (Neoproterozoico Tardío - Cámbrico Temprano), el Famatiniano (Cámbrico Tardío - Devónico Temprano) y el Achaliano (Devónico Medio - Carbonífero Temprano). En las Sierras Pampeanas, la faja orogénica Famatiniana es la mejor expuesta de las tres, con afloramientos que se extienden en dirección N-S por ~ 1000 km y con un ancho de ~ 300 km. Si bien numerosos estudios petrológicos fueron publicados en la última década tendientes a definir un modelo geotectónico para el desarrollo de la orogenia Famatiniana (e.g., Pankhurst et al., 2000; Rapela et al., 2001; Lucassen y Becchio, 2003; Büttner et al., 2005; Steenken et al., 2006, 2008; Dahlquist et al., 2008, Otamendi et al., 2008; de los Hoyos et al., 2011; Grosse et al., 2011; Larrovere et al., 2011), investigaciones centradas en la geoquímica e isotopía Sm-Nd de metasedimentos caracterizando su procedencia cortical estuvieron restringidos a áreas específicas (López de Luchi et al., 2003; Steenken et al., 2004; Collo et al., 2009; Drobe et al., 2009; Verdecchia y Baldo, 2010). El origen de los materiales precursores a partir de los cuales se formó el basamento metamórfico Famatiniano podría vincularse a dos escenarios principales: 1) pertenecientes a las rocas de bajo a muy bajo grado metamórfico (Formación Puncoviscana s.l.; Turner, 1960) generadas durante la orogenia Pampeana y cuyos protolitos están asociados a una única cuenca marina de extensión regional denominada "cuenca Puncoviscana" que se desarrolló en el proto-margen occidental de Gondwana desde el Ediacarano al Cámbrico Temprano (e.g., Aceñolaza y Toselli, 1981; Willner et al., 1990; Rapela et al., 2001; Schwartz y Gromet, 2004; Zimmermann, 2005; Piñan-Llamas y Simpson, 2006), o 2) pertenecientes a depósitos que se desarrollaron en múltiples cuencas que se sucedieron en el tiempo durante el lapso Neoproterozoico Tardío - Ordovícico Temprano-Medio (e.g., Steenken et al., 2004, 2006; Rapela et al., 2007; Collo et al., 2009; Drobe et al., 2009; Verdecchia et al., 2011). Indistintamente, la sedimentación de la cuenca Puncoviscana y equivalentes metamórficos durante el Ediacarano-Cámbrico Temprano ha sido asociado a diversos ambientes tectónicos de maigen pasivo, retroarco y antearco (Rapela et al., 2007 y referencias allí citadas), mientras que las cuencas post-Pampenas han sido relacionadas a ambientes marinos de retroarco (Steenken et al., 2004; Verdecchia et al., 2007; Drobe et al., 2009).

Recientemente, dos unidades metamórficas de edad ordovícica pertenecientes a la faja oriental del retro-arco famatiniano fueron (re)definidas: el complejo metamórficoígneo El Portezuelo (CMIEP; Larrovere, 2009) y el complejo metamórfico La Cébila (CMLC; Verdecchia, 2009). Ambas unidades, localizadas de manera distante una de otra en la zona norte de las Sierras Pampeanas Orientales (Figura 1), representan paleo-secuencias sedimentarias que se habrían originado durante el Neoproterozoico Tardío-Eopaleozoico, por lo que potencialmente pueden aportar información relevante sobre la procedencia cortical del basamento metamórfico Famatiniano. A partir de nuevos datos de geoquímica de elementos mayores y elementos traza, combinado a estudios isotópicos de Sm-Nd, en este trabajo examinamos ambas unidades metamórficas con el fin de establecer: 1) la caracterización geoquímica, la procedencia, y el ambiente tectónico de las rocas precursoras de las cuales derivaron el CMIEP y el CMLC; 2) si existe alguna vinculación genética, espacial y/o temporal entre los protolitos de ambas unidades, y a su vez con otras unidades del basamento metamórfico de las Sierras Pampeanas; 3) las implicancias geotectónicas y evolutivas en cuanto al desarrollo del margen occidental de Gondwana durante el Eopaleozoico.

MARCO GEOLÓGICO

Sierras Pampeanas

La faja Famatiniana es de mayor extensión, abarcando gran parte de las Sierras Pampeanas Orientales (Figura 1). De este a oeste la faja Famatiniana está definida geotectónicamente por una zona de retro-arco, una zona de arco, y un borde de acreción (Otamendi et al., 2008 y referencias allí citadas) relacionados a un margen de subducción activo. Está caracterizada por un amplio régimen termal desarrollado en niveles medios-altos de la corteza generador de un metamorfismo de baja P/T (zona de retro-arco) y abundante magmatismo de arco tipo I y tipo S (Pankhurst et al., 2000; Lucassen y Becchio, 2003; Büttner et al., 2005; Otamendi et al., 2008; Grosse et al., 2011, Larrovere et al., 2011). Metamorfismo y magmatismo han sido coetáneos (Pankhurst et al., 2000), desarrollados durante el Ordovícico Temprano-Medio. El metamorfismo Famatiniano se habría superpuesto, por lo menos parcialmente, sobre el Pampeano (Aceñolaza y Toselli, 1976; Aceñolaza et al., 2000). El origen de la Orogenia Famatiniana estaría relacionado a la acreción del terreno alóctono (Thomas y Astini, 1996) o para-autóctono (Aceñolaza et al., 2002; Finney, 2007) Cuyania sobre el margen proto-andino de Gondwana.

Sectores nororiental y centro-oriental de las Sierras Pampeanas

Sierras de Aconquija, Ambato y Ancasti

Las Sierras de Aconquija, Ambato y Ancasti se localizan en el sector nororiental de las Sierras Pampeanas Orientales (Figura 1). Están compuestas por amplias secuencias metasedimentarias que incluyen desde filitas hasta granulitas, las cuales son indicativas de diferentes grados metamórficos (e.g., Caminos, 1979; Toselli et al., 1986). A partir de comparaciones litológicas y de geoquímica de elementos mayores y traza en roca total, las rocas metamórficas de esta región han sido consideradas como equivalentes de mayor grado metamórfico de la Formación Puncoviscana (Aceñolaza y Toselli, 1981; Willner et al., 1990; Zimmermann, 2005). Aceñolaza y Toselli (1977) denominaron a estas secuencias metasedimentarias Formación Sierra Brava, Formación Ancasti y Formación El Portezuelo, estas dos últimas agrupadas posteriormente bajo la denominación de complejo metamórfico-ígneo El Portezuelo (CMIEP; Larrovere, 2009). En la Sierra de Ancasti edades de 524 ± 28 Ma (isocrona Rb-Sr sobre roca total, Knüver, 1983) fueron atribuidas a un evento metamórfico regional de grado bajo "M2" (Pampeano); mientras que edades de 472 ± 26 Ma (isocrona Rb-Sr sobre roca total, Knüver, 1983) fueron relacionadas con un metamorfismo de grado alto "M3" (Famatiniano) asociado con migmatización. Bachmann y Grauert (1987 a, b) determinaron edades de 540-580 Ma para el metamorfismo M2 y de 435-470 Ma para el metamorfismo M3 (isocrona Rb-Sr sobre roca total y minerales). Análisis U-Pb sobre monacitas permitieron a Larrovere et al. (2011) ajustar la edad del metamorfismo de alto grado de la región a 477-470 Ma (ver detalles en Geología del CMIEP). Las edades más jóvenes determinadas en circones detríticos de la Formación Ancasti al sur de la sierra homónima oscilan entre 570-680 Ma (Rapela et al., 2007), restringiendo la edad máxima de depositación, en coincidencia con las edades de sedimentación de 570-590 Ma determinadas para los protolitos de mármoles en la Sierra de Ancasti (Murra et al., 2011). Adams et al. (2008) determinaron edades heredadas en circones detríticos en Cumbres Calchaquíes (551-650 Ma), Cerro San Javier (612-628 Ma) y Cerro Nogalito (596-624 Ma) similares a las establecidas en la Sierra de Ancasti.

La actividad ígnea en el área está representada por el batolito Capillitas (Ordovícico Temprano-Medio) constituido por granitoides peraluminosos tipo-S característicos del magmatismo Famatiniano (Toselli et al., 1996; Pankhurst et al., 2000; Rossi et al., 2002), y por plutones menores coetáneos tipo-S y tipo-I de edad ordovícica (Knüver, 1983; Toselli, 1992; Rapela et al., 2005). Un magmatismo Devónico-Carbonífero representado por varios granitoides que intruyen en forma discordante el basamento (Knüver, 1983; Toselli, 1983; Indri y Barber, 1987; Toselli, 1992) completa la geología del área.

Sierra de Velasco

La Sierra de Velasco se localiza en el sector centro-oriental de las Sierras Pampeanas Orientales (Figura 1). Está conformada por escasos afloramientos de rocas me-tasedimentarias en el flanco oriental de la sierra, y por extensos volúmenes de rocas magmáticas (granitoides) que abarcan más del 90% del área de la sierra. Las rocas metasedimentarias han sido denominadas Formación La Cébila por González-Bonorino (1951) y recientemente agrupadas bajo el nombre de complejo metamórfico La Cébila (CMLC; Verdecchia, 2009). El CMLC está conformado por una secuencia metamórfica progradante del bajo al alto grado metamórfico incluyendo filitas, metacuarcitas, esquistos, gneises y migmatitas correspondiente con un metamorfismo regional de baja presión (Verdecchia, 2009). El metamorfismo del CMLC ha sido datado en monacitas de migmatitas de la Quebrada de La Rioja (de los Hoyos et al., 2011) arrojando una edad de 478 ± 4 Ma (Ordovícico Temprano). Edades similares han sido consideradas para la sedimentación de los protolitos del CMLC, referidas al Ordovícico Temprano a Medio sobre la base del registro fosilífero (Verdecchia et al., 2007). Las máximas edades de sedimentación determinadas a partir de las poblaciones más jóvenes de edades heredadas en circones detríticos son 550 Ma (Finney et al., 2003, 2004), 530 Ma (Rapela et al., 2007), 525 Ma (Adams et al., 2011) y 520 Ma (Verdecchia et al., 2011).

GEOLOGÍA DEL COMPLEJO METAMÓRFICO-ÍGNEO EL PORTEZUELO Y DEL COMPLEJO METAMÓRFICO LA CÉBILA

El complejo metamórfico-ígneo El Portezuelo (CMIEP)

El CMIEP está integrado por migmatitas, gneises, esquistos y numerosos cuerpos menores de granitoides concordantes (Figura 2), y en forma subordinada por calcosilicatos y mármoles. El complejo abarca un conjunto de sierras menores ubicadas entre las sierras de Ancasti, Ambato y Aconquija, por donde se prolongarían los límites del CMIEP. Las migmatitas tienen continuidad litológica con los gneises y esquistos, evidenciando un cambio transicional en el grado metamórfico (Larrovere et al., 2011). Las migmatitas constituyen la principal litología del CMIEP, comprendiendo una faja de extensión regional con dirección norte-sur conformada mayormente por metatexitas del tipo estromatítico y en menor medida por diatexitas. Una foliación regional S₂ es definida a partir de la estructura bandeada (mesosoma, melanosoma, leucosoma) de las metatexitas estromatíticas con dirección NNO-SSE y N-S, y buzamientos al ENE y E respectivamente. En gneises y esquistos (Figuras 3a, 3b y 3c), S₂ está definida por una foliación metamórfica o bandeado diferenciado con dirección NO-SE y N-S, y buzamientos hacia el NE y E respectivamente. El CMIEP fue producto de un metamorfismo regional desarrollado a los ~ 477—470 Ma durante la Orogenia Famatiniana (Larrovere et al., 2011). Las condiciones del pico térmico del evento metamórfico fueron de T ~ 670-820 °C y P ~ 4.6-5.3 kbar consistentes con un metamorfismo de baja P/T representativo de niveles medios de la corteza del retro-arco Famatiniano.

El complejo metamórfico La Cébila (CMLC) en el flanco centro-oriental de la Sierra de Velasco

El CMLC aflora sobre el flanco centro-oriental de la Sierra de Velasco, entre la zona de El Cantadero y la Quebrada de La Rioja (Figura 4). Está compuesto mayormente por filitas y esquistos (Figura 3d), con intercalaciones subordinadas de metacuarcitas. En la parte sur (Quebrada de La Rioja) de la unidad metasedimentaria se observan rocas de mayor grado metamórfico, compuesta por migmatitas, gneises y esquistos. El CMLC está intruido por granitoides ordovícicos y carboníferos que generaron localmente, por metamorfismo de contacto, corneanas cordieríticas. En las zonas de contacto es común encontrar septos y xenolitos metamórficos dentro de los granitoides. La unidad metase-dimentaria presenta una foliación S₁ orientada en dirección NNO-SSE. La edad de 478 ± 4 Ma obtenida sobre migmatitas generadas durante el pico térmico permite relacionar el evento metamórfico a la orogenia Famatiniana (de los Hoyos et al., 2011).

MATERIALES Y MÉTODOS

Se seleccionaron 26 muestras representativas de metasedimentos del CMIEP y del CMLC para realizar la caracterización geoquímica de protolitos, así como estudios de proveniencia y ambiente tectónico. En 24 de ellas se analizaron elementos mayores y en 25 elementos traza. Del CMIEP se analizaron 11 muestras que corresponden a 3 esquistos biotítico-muscovíticos, 1 esquisto biotítico-granatífero, 1 gneis biotítico y 6 mesosomas de metatexitas, de las cuales 8 son metapsamitas y 3 metapelitas (Tabla A1 del suplemento electrónico; Figura 2). Adicionalmente, la muestra de gneis (muestra 6982) y un mesosoma (muestra 6985) fueron analizados isotópicamente. Del CMLC se analizaron geoquímicamente 15 muestras: 1 filita, 7 esquistos, 4 gneises, y 3 corneanas, de las cuales 6 son metapsamitas y 9 metapelitas (Tabla A1 del suplemento electrónico; Figura 4). Para los análisis isotópicos fueron utilizadas una muestra de filita (muestra 6941) y una muestra de esquisto micáceo (muestra 7252).

Los elementos mayores se analizaron en dos laboratorios: 1) en la Universidad de Oviedo, España, por fluorescencia de rayos X (XRF) con un equipo marca Phillips PW2404. Los cristales analizadores utilizados fueron LiF220 (fluoruro de litio), LiF200 (fluoruro de litio), Ge (germanio), Px1 (sintético) y Pe (Pentaerythritol). Los análisis se realizaron sobre perlas formadas por la mezcla de 6 g de un fundente con 0.5 g de muestra. La precisión típica de este método es superior al ± 1.5% (relativo). 2) en Activation Laboratories Ltd., Ontario, Canadá, mediante el método de fusión con meta-borato/tetraborato de litio - ICP. La precisión y exactitud es generalmente superior al 2% (relativo). Los elementos traza y los elementos del grupo de Tierras Raras (REE) también fueron analizados en dos laboratorios: 1) en la Universidad de Huelva, España, mediante plasma acoplado por inducción con espectrómetro de masas (ICP-MS) con un sistema HP-4500. La disolución de las muestras se logró utilizando HF + HNO₃ (8:3), evaporación y segunda disolución en HNO₃ y luego en HCl. La precisión y exactitud de la mayoría de los elementos se encuentran en el rango 5-10% relativo, y fueron controlados por análisis repetidos de los estándares internacionales SARM-1 (granito) y SARM-4 (norita). Detalles metodológicos se encuentran en de la Rosa et al. (2001). 2) en Activation Laboratories Ltd., Ontario, Canadá, usando un ICP-MS. La precisión y exactitud es generalmente superior al ± 6%.

Para los análisis isotópicos de Sm-Nd se seleccionaron muestras previamente analizadas por química de roca total y se utilizaron fracciones de los mismos molidos finos. Los análisis se llevaron a cabo en el Department für Geo und Umweltwissenschaften, Ludwig-Maximilians-Universität, Munich, Alemania. La disolución de las muestras y la separación química de los elementos se llevaron a cabo en laboratorios limpios. Se usaron las concentraciones de Sm y Nd obtenidas del ICP-MS y controladas mediante spikes mixtos Sm-Nd aplicados sobre otras muestras de la misma tanda analizada. Las muestras (50-100 mg) fueron disueltas con una mezcla de HF-HNO3 y luego con HCl 6N. Sm y Nd fueron separados en columnas de Teflón por técnicas de intercambio catiónico convencionales. Las muestras se cargaron sobre filamentos de Re previamente desgasificados. Las relaciones isotópicas de Sr, Nd y Sm se determinaron con un espectrómetro de masas de ionización térmica (TIMS) Finnigan MAT 261/262. Junto con las muestras se cargaron y midieron estándares de Nd (AMES Nd) y Sm (AMES Sm) para el control de las mediciones. Las determinaciones de errores se obtuvieron con un nivel de confianza del 95% (2 sigma). El fraccionamiento de masas fue corregido normalizando las relaciones isotópicas a ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219 para Nd, y a ¹⁴⁸Sm/¹⁵²Sm = 0.4204548 para Sm. Las constantes CHUR utilizadas para calcular eNd fueron ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512638 (Goldstein et al., 1984) y ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1967 (Peucat et al., 1989). Edades modelos de Nd de una etapa se calcularon siguiendo a Goldstein et al. (1984) (con ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (DM) = 0.51315 y ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd (DM) = 0.217).

Petrografía del material seleccionado

CMIEP

Los esquistos biotítico-muscovíticos (Figura 3a, 3b y 3c; muestras 7934-A, 7934-C, 7934-E) son de grano fino, con bandeado diferenciado y compuestos por cuarzo (45%), plagioclasa (16%), biotita (25%) y muscovita (14%). Apatita y circón son accesorios comunes. El esquisto biotítico-granatífero (muestra 7153) se encuentra incluido como résister dentro de las migmatitas. Es de grano fino y con bandeado composicional del orden milimétrico. Posee textura granolepidoblástica y está compuesto por cuarzo (34%), plagioclasa (33%), biotita (33%) y como accesorios granate, apatita, circón y minerales opacos. El gneis biotítico (muestra 6982) posee textura lepidogranoblástica y está compuesto por cuarzo (52%), plagioclasa (27%) y biotita (20%); como accesorios se encuentran muscovita (<1%), apatita, circón y minerales opacos. Los mesosomas de las metatexitas (muestras 6985, 7150-mes, 7413-mes, 7550-mes, 7649-mes, 7935-mes) son de grano fino, con textura granolepidoblástica, y están compuestos por cuarzo (~ 39%), plagioclasa (~ 32%) y biotita (~ 28%). Feldespato potásico, muscovita, sillimanita, granate y/o cordierita están ocasionalmente presentes. Fases minerales accesorias comunes son la apatita, circón y minerales opacos.

Las filitas (muestra 6941) están compuestas por clorita, muscovita, biotita, cuarzo, microclino, plagioclasa y minerales opacos. Presenta una esquistosidad bien definida y un leve bandeado composicional (Figura 3e). Las micas son abundantes (>50%) mientras que el cuarzo se encuentra en una proporción de ~ 20%. Los esquistos (muestras 7252, 7587, 7652, 7820, 7912, 7818, C70) son predominantemente micáceos, con una marcada esquistosidad y desarrollo de un bandeado composicional. Están constituidos por muscovita, biotita, cuarzo, plagioclasa, microclino, y como accesorios clorita, turmalina, granate, sillimanita, apatita, titanita, circón y minerales opacos. La proporción de micas es >50%, mientras que el contenido de cuarzo es de 20 a 35%. Los gneises (muestras 7816, 7918, 7921, 7993) son de grano medio y están compuestos por cuarzo, biotita, muscovita, plagioclasa, granate, sillimanita, ilmenita y circón. La foliación está definida por bandas de micas alineadas, y por un bandeado composicional. Granate (< 2%) y sillimanita coexisten y están restrictos a los dominios micáceos. Las corneanas (muestras 7244, 7901, 7904) son rocas de alta dureza y compacidad, textura masiva, equigranulares, de grano medio a fino y color gris oscuro a negro. Están compuestas por microclino pertítico, cordierita, plagioclasa, biotita, cuarzo y sillimanita. La textura predominante es granoblástica, definida por agregados poligonales de cuarzo y menos frecuentemente de cordierita.

RESULTADOS ANALÍTICOS

Elementos mayores

La variación en las concentraciones de SiO2 y Al2O3 observada en los metasedimentos del CMIEP y del CMLC, cuya relación es inversamente proporcional, permite asociar los protolitos de las rocas metamórficas a psamitas (~ SiO₂ > 67%, Al₂O₃ < 15%) y pelitas (~ SiO₂ < 67%, Al₂O₃ > 15%). Considerando las relaciones SiO₂/Al₂O₃ y Fe₂O₃/ K₂O en el diagrama de clasificación química de rocas sedimentarias de Herron (1988), puede observarse que los protolitos de los metasedimentos del CMIEP y del CMLC se corresponden con grauvacas (i.e., psamitas) y rocas pelíticas (Figura 5), y sólo una muestra (1918) del CMLC corresponde a una litoarenita. Por lo tanto, ambos complejos estarían conformados por la alternancia de metapsamitas y metapelitas. Las metapsamitas del CMIEP presentan contenidos de SiO₂ bastante acotados (67.5-74.4%) al igual que los principales elementos mayores: Al₂O₃ (10.9-13.5%), Fe₂O_3(T) (4.5-5.7%), MgO (1.6-2.3%), CaO (1.6-2.4%), Na2O (2.4-3.0%), K2O (2.0-3.0%), TiO2 (0.66-0.74%).

Las metapsamitas del CMLC muestran contenidos más variables en la mayoría de sus componentes principales: SiO₂ (63.0-78.9%), Al₂O₃ (7.9-15.5%), Fe₂O_3(T) (3.4-7.6%), MgO (1.3-2.6%), CaO (0.1-1.5%), Na₂O (0.2-1.7%), K₂O (1.6-6.2%) y TiO₂ (0.5-1.0%). En las metapelitas se observa una tendencia similar (Figura 6): las metapelitas del CMIEP tienen valores bastante restringidos de sus componentes mayores (SiO₂ 63.8-65.4%, Al₂O₃ 14.3-15.7%, Fe₂O_3(T) 6.0-7.1%, MgO 2.6-3.0%, Na₂O 2.5-3.0%, K₂O 2.6-3.8%, TiO₂ 0.72-0.79%) excepto el CaO con valores más variables (1.2-2.9%), mientras que las metapelitas del CMLC muestran mayor variabilidad (SiO2 57.2-66.1%, Al₂O₃ 15.6-21.9%, Fe₂O_3(T 5.2-8.4%, MgO 2.0-2.8%, CaO 0.1-0.8%, Na₂O 0.2-2.0%, K₂O 3.2-6.5%, TiO₂ 0.7-1.2%). En ambas unidades, las metapelitas tienen contenidos mayores en Al₂O₃, Fe₂O_3(T), MgO, K₂O y TiO₂, y menores en SiO2, que las metapsamitas. La correlación negativa mostrada en estos elementos con respecto al SiO2 (Figura 6) sugiere proporciones variables de componentes ricos en arcillas y componentes ricos en cuarzo (e.g., Nagarajan et al., 2007; Dostal y Keppie, 2009). La mayor proporción de filosilicatos y menor contenido en minerales félsicos en las metapelitas respecto de las metapsamitas queda evidenciado es sus mineralogías (la metapelita 7934-A está compuesta por 45% de cuarzo, 16% de plagioclasa, 25% de biotita, y 14% de muscovita, mientras que la metapsamita 6982 está compuesta por 52% de cuarzo, 27% de plagioclasa, y 20% de biotita). La correlación positiva entre TiO2 y Al2O3 (Figura 7) sugiere que el Ti está principalmente presente en los filosilicatos (Dostal y Keppie, 2009 y referencias allí citadas). La muestra C70 clasificada según el diagrama de Herron (1988) como grauvaca, pero ploteada en el límite cercano al campo de las pelitas (Figura 5), presenta contenidos de SiO₂, Al₂O₃, Fe₂O_3fT), MgO, K₂O y TiO₂ en el rango de las metapelitas.

Elementos traza

Elementos del grupo de Tierras Raras (REE)

Los contenidos de REE en las metapsamitas y metapelitas de ambos complejos son relativamente altos (CMIEP EREE de 102.90 a 191.37 y CMLC EREE de 150.96 a 249.86; Tabla A1 del suplemento electrónico). Los contenidos promedios de EREE son de 165.35 (metapsamitas CMIEP), 159.54 (metapelitas CMIEP), 216.01 (metapsamitas CMLC) y 194.16 (metapelitas CMLC). Si bien no hay marcadas diferencias entre los valores promedio de EREE observados entre metapsamitas y metapelitas de un mismo complejo, los mayores valores observados en las metapsamitas difieren de los resultados expuestos por Cullers et al. (1987) que indican que las rocas con fracciones de grano más fino tienden a concentrar más REE. Para ambos complejos los patrones de REE normalizadas a condrito (Taylor y McLennan, 1985) exhiben un enriquecimiento de tierras raras ligeras (LREE) en relación a las tierras raras pesadas (HREE). La mayoría de las muestras del CMIEP describen diseños similares a composiciones de rocas sedimentarias estándar (Figura 9) especialmente las LREE (con valores de La_N entre ~ 69 y 103) y las MREE (tierras raras medianas, e.g., Gd_N ~ 11-22), mientras que las HREE presentan valores más variables (e.g., Yb_N ~ 3-14; Tabla A2 del suplemento electrónico). Similar comportamiento muestran las REE del CMLC, con valores de La_N entre ~ 69 y 130, de Gd_N entre ~ 13 y 31, y una mayor variación de Yb_N entre ~ 2 y 13. En general, las rocas metapelíticas del CMIEP y del CMLC muestran mejor correspondencia con las composiciones de rocas estándar que las rocas metapsamíticas, las cuales tienden a presentar mayor variabilidad y/o menores concentraciones de HREE (Figura 9). Todas las muestras analizadas presentan anomalías negativas de Eu, con valores promedio de Eu/Eu* similares (0.64 metapsamitas CMIEP, 0.65 metapelitas CMIEP y 0.61 metapelitas CMLC) excepto las metapsamitas del CMLC con un valor menor (0.44). La consistencia en las concentraciones en REE de las muestras analizadas, entre sí y con los patrones de rocas sedimentarias estándar, evidencia la relativa inmovilidad de las REE, incluso en las rocas que experimentaron un mayor grado de metamorfismo (i.e., mesosomas del CMIEP), de las cuales sólo en la muestra 7649-mes se observan valores de REE menores (Figura 9). En esta muestra no pueden relacionarse los bajos valores de REE con los efectos de dilución asociados a la presencia de cuarzo ya que los contenidos de SiO₂ son similares al resto de las metapsamitas (Tabla A1 del suplemento electrónico).

Geoquímica isotópica Sm-Nd

Con el fin de establecer la proveniencia cortical se realizaron análisis isotópicos de Sm-Nd en cuatro muestras de metasedimentos procedentes del CMIEP y del CMLC.

Debido a que los sedimentos que conformaron los protolitos de los metasedimentos serían el resultado de la mezcla de diversas rocas fuentes, las edades modelos representan edades mínimas o edades promedio de residencia cortical (Rollinson, 1993). Las relaciones isotópicas iniciales se calcularon a 470 Ma, edad aproximada del metamorfismo Famatiniano. Las muestras del CMIEP presentan valores eNd₍₄₇₀₎ de -7.8 y -8.4 con edades de residencia cortical promedio de 1.82 Ga y 1.89 Ga (Tabla 1). El CMLC se diferencia del CMIEP por sus valores eNd₍₄₇₀₎ mayores de -6.5 y -7.5 y de residencia cortical promedio más jóvenes de 1.34 Ga y 1.57 Ga.

DISCUSIÓN

Caracterización de protolitos y variación composicional

Debido a que las muestras analizadas del CMIEP corresponden a rocas de mayor grado metamórfico, el acotado campo composicional observado en las metapsamitas y en las metapelitas podría estar reflejando un proceso de homogeneización metamórfica en un sistema cerrado. Sin embargo, Cullers (2000) demostró que las grandes variaciones en las concentraciones de elementos entre sedimentos adyacentes hace despreciable la influencia de la movilidad de los mismos por procesos metamórficos. A excepción de la muestra 7649-mes con valores de REE menores, el comportamiento de las REE en las rocas del CMIEP pareciera no estar afectado por el grado metamórfico, y el patrón mostrado es consistente con los patrones de rocas sedimentarias estándar. Los valores menores en las concentraciones de HREE indicarían aporte de material desde fuentes empobrecidas en estos elementos como pueden ser rocas ígneas muy diferenciadas, mientras que su variabilidad estaría controlada por diferencias en el contenido modal de minerales pesados (e.g., circón) que generalmente tienden a concentrar éstos elementos (e.g., Rollinson, 1993). En el CMIEP esta variabilidad puede ser sustentada por el incremento directamente proporcional de los valores de HREE y los valores de Zr, mientras que en el CMLC la relación entre los valores de HREE y Zr muestra un patrón errático.

Procedencia

Las signaturas geoquímicas de los metasedimentos fueron utilizadas para caracterizar la procedencia de los protolitos. Las composiciones de las rocas fuentes pueden ser inferidas utilizando la relación Al₂O₃/TiO₂ que tiende a incrementarse a medida que una roca ígnea se hace más félsica (3 a 8 en rocas máficas, 8 a 21 en intermedias, 21 a 70 en félsicas; Hayashi et al., 1997). Las relaciones Al₂O₃/TiO₂ del CMIEP varían entre ~15 y 20, y en el CMLC entre ~15 y 25 (Tabla A2 del suplemento electrónico). Comparado con los rangos composicionales establecidos por Hayashi et al. (1997) las fuentes del CMIEP se relacionarían a composiciones de rocas ígneas intermedias, mientras que las del CMLC a composiciones de rocas ígneas intermedias a félsicas. Los valores bajos a moderados de algunos elementos como el Cr, Ni y V, que tienden a concentrarse en rocas ultrabásicas (Armstrong-Altrin et al., 2004), sugieren fuentes félsicas para el CMIEP y el CMLC. En ambos complejos los patrones de REE normalizadas a condrito exhiben un enriquecimiento de LREE en relación a las HREE y anomalías negativas en Eu (Figura 9), características geoquímicas que fueron relacionas por Cullers (1994) a fuentes de rocas félsicas. Las relaciones entre algunos elementos como La, Th, Co, Sc, Cr y Eu son indicadores sensibles de la composición de la roca fuente (Cullers, 2000). Por ejemplo, La y Th tienden a concentrarse en rocas ígneas más silícicas mientras que Co, Sc, y Cr lo hacen en rocas más básicas. También las rocas ígneas silícicas poseen anomalías negativas de Eu mientras que en las más básicas éstas no existen o son pequeñas (Cullers, 2000). Por lo tanto, tales relaciones son indicativas del grado de diferenciación ígnea (McLennan et al., 1990), y aquellos protolitos que hayan recibido aportes de rocas más máficas tendrán una menor relación Th/Sc, La/ Sc, Th/Cr, etc. Las relaciones La/Sc, Th/Sc, La/Co, Th/Co, Th/Cr y Eu/Eu* son similares entre el CMIEP y el CMLC (Tabla A2 del suplemento electrónico; Figura 10), aunque con valores más variables en el CMLC. En comparación con los rangos composicionales de sedimentos compilado por Cullers (2000), las muestras del CMIEP y del CMLC presentan una alta correspondencia en las relaciones La/ Sc, Th/Sc, La/Co y Th/Cr con sedimentos provenientes de fuentes silícicas (Figura 10). Las relaciones Th/Co y Eu/ Eu* no definen una discriminación clara ya que muestran cierto solapamiento tanto con sedimentos de fuentes silícicas (granitoides) y de fuentes ígneas básicas, aunque con una mayor tendencia hacia las fuentes silícicas. Las relaciones de elementos de rocas sedimentarias estándar PAAS y UCC se corresponden con los rangos presentados por el CMIEP y el CMLC (Figura 10).

Algunos diagramas geoquímicos fueron seleccionados para caracterizar la procedencia de los protolitos como soporte de lo anteriormente expuesto. El diagrama de Roser y Korsch (1988; Figura 11a) utiliza dos funciones discriminantes F1 y F2 construidas a partir de los óxidos mayores TiO₂, Al₂O₃, Fe₂O_3(T), MgO, CaO, Na₂O y K₂O. Dicho diagrama es independiente de los efectos producidos por el tamaño de grano y por lo tanto aplicable a secuencias sedimentarias conformadas por areniscas y pelitas. La precisión y la fiabilidad del diagrama han sido probadas por Ryan y Williams (2007). Los metasedimentos del CMIEP caen en los campos de fuentes ígneas félsicas y fuentes sedimentarias cuarzosas, mientras que los protolitos del CMLC habrían sido derivados predominantemente de fuentes sedimentarias cuarzosas (Figura 11a). El diagrama K₂O-Rb de Floyd y Leveridge (1987) y Floyd et al. (1989) (Figura 11b) indica que las metapsamitas del CMIEP y del CMLC proceden de materiales ígneos ácidos a intermedios, a pesar de que estos elementos son considerados móviles durante el proceso sedimentario. En acuerdo con lo anteriormente expuesto, en el diagrama La/Th-Hf de Floyd y Leveridge (1987; Figura 11c) el material parental de las metapsamitas del CMIEP y del CMLC muestra relación con fuentes de arco ácido.

Ambiente tectónico

Bhatia (1983) y Bhatia y Crook (1986) propusieron diversos diagramas de discriminación de ambientes tectónicos basados en las características geoquímicas de rocas sedimentarias. Dichos diagramas han sido ampliamente utilizados para inferir el ambiente tectónico en que se desarrollaron antiguas cuencas sedimentarias (e.g., Ryan y Williams, 2007; Dostal y Keppie, 2009; Drobe et al., 2009). Proyecciones sobre los diagramas de discriminación de ambientes tectónicos para grauvacas La-Th-Sc y La-Th (Bhatia y Crook, 1986) relacionan el depósito de los protolitos psamíticos del CMIEP y del CMLC principalmente a cuencas relacionadas a arcos de isla continentales (Figuras 12a y 12b). Similar comportamiento es observado también en el diagrama TiO₂-Fe₂O_3T+MgO (Figura 12c; Bhatia, 1983). Por otro lado, el diagrama F1-F2 de Bhatia (1983; Figura 12d) sugiere un ambiente de margen continental activo y, en menor medida, a un arco de isla continental para las metapsamitas del CMIEP y del CMLC. Por lo tanto los protolitos del CMLC y del CMIEP se relacionarían con ambientes de arco magmático (i.e., arcos de isla continental y margen continental activo según Bhatia, 1983, y Bhatia y Crook, 1986), en coincidencia con los resultados anteriormente expuestos por Zimmermann (2005) y Verdecchia y Baldo (2010) para el CMLC, y por Zimmermann (2005) para otras unidades metamórficas aflorantes en la Sierra de Ambato que serían equivalentes del CMLC y/o del CMIEP.

Si bien el estudio geoquímico de los metasedimentos por sí solo no permite establecer un vínculo preciso entre la génesis, la relación espacial y la relación temporal de ambos complejos metamórficos, la información isotópica obtenida en este trabajo complementada con relaciones de campo, estudios estructurales, edades de metamorfismo y datos sobre edades de herencia en circones detríticos publicados previamente permiten analizar algunas implicancias geotectónicas (Figura 13). Aunque el metamorfismo de ambos complejos fue relativamente coetáneo, resta determinar si sus protolitos corresponden a secuencias sedimentarias relacionadas a una misma cuenca o no, y a una misma edad de depositación o no. Como evaluamos anteriormente, las características litológicas y los patrones geoquímicos del CMIEP y del CMLC permiten diferenciar dos secuencias sedimentarias con características deposicionales propias pero siempre relacionadas a un margen de placa activo (arco magmático continental). El rejuvenecimiento evidenciado por las edades de residencia cortical obtenidas para el CMLC (~1.3-1.6 Ga) en comparación con el CMIEP (~1.8-1.9 Ga) sugiere que el CMLC recibió aporte de material más joven. Hacia el norte del CMLC y en la misma faja meridional, aflora otra unidad metamórfica denominada complejo metamórfico Quebrada del Molle (CMQM, Figura 1), probable equivalente del CMLC y en contacto tectónico hacia el este con el CMIEP (Larrovere, 2009). El CMQM presenta una edad de residencia cortical de ~1.3 Ga similar al CMLC. Dos interpretaciones alternativas podrían ser válidas en este sentido: 1- la sedimentación del CMLC (y equivalentes) fue posterior a la del CMIEP, lo que indicaría que los depósitos se desarrollaron diacrónicamente en una o más cuencas; 2- en el área de aporte de los protolitos del CMLC estaban expuestas rocas más jóvenes que en el área de aporte de los protolitos del CMIEP, pero las cuencas podrían haber sido relativamente coetáneas. A partir del análisis conjunto de datos publicados recientemente, la primera de las alternativas se puede sustentar ampliamente. La edad de sedimentación de los protolitos del CMLC queda delimitada por edades de herencia de circones detríticos que indican una edad máxima entre los ~ 530-520 Ma (Rapela et al., 2007; Adams et al., 2011; Verdecchia et al., 2011) y una edad mínima correspondiente al Ordovícico Temprano a Medio registrada en las metasedimentitas de niveles corticales superiores a partir del registro fosilífero (Verdecchia et al., 2007) y en la edad de 478 Ma del metamorfismo de los niveles más profundos (de los Hoyos et al., 2011). Esto indica que la cuenca recibió aporte desde fuentes pampeanas (rocas de la faja orogénica Pampeana exhumadas hacia el este; Verdecchia et al., 2011) y que, al menos durante el Ordovícico Temprano-Medio, la sedimentación y el metamorfismo fueron relativamente coetáneos.

Por su parte, la determinación de la edad de sedimentación del CMIEP resulta más compleja. Históricamente, las rocas del CMIEP (donde se agruparon las denominadas Formación El Portezuelo y Formación Ancasti) fueron interpretadas como equivalentes metamórficos de mayor grado de la Formación Puncoviscana (e.g., Aceñolaza y Toselli, 1976) y por lo tanto relacionadas a la orogenia Pampeana. La edad de ~ 477—470 Ma determinada por Larrovere et al. (2011) para el metamorfismo de alto grado del CMIEP descarta la posibilidad de que el evento metamórfico principal haya correspondido a la orogenia Pampeana. Sin embargo, las rocas metamórficas pampeanas de bajo grado de la Formación Puncoviscana sí podrían representar las rocas precursoras pre-migmáticas del CMIEP. Los datos geocronológicos y estructurales que soportan esta hipótesis son: 1- evidencia de poli-metamorfismo en la Sierra de Ancasti (dos fases de metamorfismo superpuestas 524-580 Ma y 472-435 Ma; Knüver, 1983; Bachmann y Grauert, 1987a, 1987b); 2- el registro de dos eventos deformacionales superpuestos, basados en análisis estructurales, asignados al Cámbrico (Pampeano) y al Ordovícico (Famatiniano) en Sierras Pampeanas Noroccidentales (Willner et al., 1987); 3- considerando la continuidad litológica entre las rocas de grado bajo-medio y las rocas de grado metamórfico alto del CMIEP cuya edad de metamorfismo es ~ 477-470 Ma, la ausencia en circones detríticos de edades más jóvenes que el Ediacarano (Rapela et al., 2007; Adams et al., 2008) representativas de edades máximas de depositación como así también las edades de depositación de 570-590 Ma de los mármoles en la Sierra de Ancasti (Murra et al., 2011), implica que sobre las rocas metamórficas de bajo grado pampeanas no hubo nueva depositación. El lapso de tiempo delimitado por las edades de depositación máximas (circones detríticos de edad Ediacarano) y mínimas (metamorfismo Ordovícico Temprano-Medio, o en su defecto el metamorfismo Cámbrico Temprano si consideramos la edad menos confiable determinada por Knüver, 1983) de los protolitos del CMIEP indican que los mismos podrían relacionarse exclusivamente con la Formación Puncoviscana. Si bien estudios litológicos y geoquímicos previos sugerían gran correspondencia entre estas unidades (Willner et al., 1990; Zimmermann, 2005), los mismos no eran concluyentes. En este sentido, Verdecchia y Baldo (2010) resaltaron amplias similitudes en la impronta geoquímica entre los metasedimentos de Sierras Pampeanas. Por otro lado, cabe destacar que en una zona intermedia entre el CMIEP y el CMLC una nueva unidad denominada complejo metamórfico Ambato (CMA, Figura 1) con edades de metamorfismo de ~ 470-460 Ma ha sido definida por Verdecchia et al. (2011). Sobre la base del patrón de edades en circones detríticos, los protolitos del CMA han sido considerados más viejos que los del CMLC debido a la ausencia de material proveniente del Cratón del Río de La Plata (Verdecchia et al., 2011). La edad máxima de sedimentación de 530 Ma para el CMA permite considerarlo más joven que el CMIEP, y por lo tanto los protolitos del CMA se habrían desarrollado en depocentros post-pampeanos no pertenecientes a la Formación Puncoviscana. Dentro del grupo de depocentros post-pampeanos podría incluirse a la Formación Suncho (FS, Figura 1) compuesta por rocas metamórficas de bajo grado y localizada en la Sierra de Ovejería sobre la misma faja meridional que el CMA, el CMLC y el CMQM, cuyas poblaciones más jóvenes de edades en circones detríticos son de 514 Ma y 519 Ma (Adams et al., 2011). La presencia de trazas fósiles de Oldhamia radiata asignadas al Cámbrico Temprano indican, junto a la edad de los circones detríticos, que el depósito de la Formación Suncho fue durante el Cámbrico Temprano - Cámbrico Medio temprano (Adams et al., 2011). Con base en estas consideraciones, y teniendo en cuenta las edades de residencia cortical determinadas en este trabajo a partir de la geoquímica isotópica Sm-Nd (CMIEP ~1.8-1.9 Ga; CMLC ~1.3-1.6 Ga), puede establecerse para la parte oriental del retro-arco Famatiniano que de este a oeste se evidencia un rejuvenecimiento en la edad de los protolitos de los complejos que fueron afectados por el metamorfismo Famatiniano durante el Ordovícico Temprano-Medio. La mayor variación geoquímica mostrada hacia el oeste en los protolitos más modernos (CMLC) podría relacionarse al desarrollo de cuencas menos estables asociadas a la estructuración del nuevo frente orogénico Ordovícico instalado al oeste sobre el margen de Gondwana. Una configuración geotectónica similar ha sido propuesta para la Sierra de San Luis (Steenken et al., 2004; Drobe et al., 2009) en la parte sur de las Sierras Pampeanas, donde los protolitos del complejo metamórfico Conlara habrían formado parte de la cuenca Puncoviscana que posteriormente habría actuado como basamento sobre el cual se desarrollaron hacia el oeste las cuencas post-pampeanas de retro-arco representadas por las unidades metamórficas Famatinianas como son el complejo metamórfico Pringles y el complejo metamórfico Nogolí.

CONCLUSIONES

La combinación de estudios petrográficos, geoquímicos e isotópicos aplicados sobre las unidades metamórficas CMIEP y CMLC permite determinar que los protolitos de ambos complejos pertenecieron a secuencias de rocas sedimentarias clásticas conformadas principalmente por grauvacas y pelitas. Los valores bajos a moderados de Cr, Ni y V, los patrones de REE, las relaciones Al2O3/TiO2, La/Sc, Th/Sc, La/Co y Th/Cr, y los diagramas geoquímicos La/Th-Hf, K-Rb y F1-F2 sugieren que los metasedimentos fueron principalmente derivados de fuentes félsicas a intermedias. Elementos mayores y traza utilizados para discriminar ambientes tectónicos indican que tanto el CMLC como el CMIEP se relacionarían con ambientes de arco magmático. En comparación con el CMIEP, los metasedimentos del CMLC muestran mayores variaciones geoquímicas en sus elementos mayores, elementos traza tales como Ni, Sr, Ba, Zr, Y, U y Cu, y en las relaciones La/Sc, Th/Sc, Th/Co, Th/ Cr y Eu/Eu*. La mayor variación litológica y geoquímica observada en el CMLC, incluso internamente entre los niveles psamíticos y pelíticos que lo conforman, permite inferir un régimen deposicional más inestable que el que habría controlado la sedimentación de los protolitos del CMIEP. Los sedimentos de la Formación Puncoviscana, depositados entre los ~570-540 Ma en un ambiente con menor dinámica y luego metamorfizados durante la orogenia Pampeana, habrían sido los protolitos del CMIEP. En cambio, los protolitos del CMLC correspondieron a depósitos sedimentarios del retro-arco Famatiniano de edad Ordovícico Temprano-Medio. El rejuvenecimiento hacia el oeste de los protolitos de los complejos metamórficos del retro-arco Famatiniano (e.g., el CMLC) es consistente con el desarrollo de cuencas menos estables asociadas a la estructuración del nuevo frente orogénico instalado al oeste sobre el margen de Gondwana.

AGRADECIMIENTOS

Agradecemos a Jesús de la Rosa por los análisis geoquímicos realizados en España, y a Frank Söllner y Alex Rocholl por su ayuda con los análisis isotópicos realizados en Alemania. También agradecemos a CONICET, ANPCyT y DAAD por las becas otorgadas a los autores durante sus estudios doctorales y post-doctorales. Estamos agradecidos por el soporte técnico brindado por la Universidad Nacional de La Rioja, Universidad Nacional de Tucumán, CRILAR-CONICET, INSUGEO-CONICET y Fundación Miguel Lillo. Los trabajos de campo fueron financiados por los proyectos PICT 0159 (CONICET), 07-09686 (ANPCyT), 26-G321 y 26G-438 (CIUNT) otorgados a Juana Rossi y Alejandro Toselli, a los cuales se les agradece su colaboración. Los comentarios y sugerencias del editor T. Calmus y de los revisores R. Vega Granillo, E. Jaillard y J. Madhavaraju mejoraron considerablemente la calidad de este trabajo.

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