1. Introdución

Las Sierras Pampeanas de Argentina constituyen un laboratorio natural excepcional donde se exponen rocas asociadas a procesos geológicos atribuidos a la formación y ruptura del supercontinente Rodinia (Meso-Neoproterozóico; e.g., Vujovich y Kay, 1998; Baldo et al., 2006; Colombo et al., 2009; Rapela et al., 2010; Varela et al., 2011) y a la formación de Gondwana (Neoproterozoico-Paleozoico Inferior; e.g., Rapela et al., 1998). Esta singularidad ocurre como consecuencia de la subducción plana de la placa de Nazca por debajo de la placa Sudamericana durante el Mioceno, entre los ca. 27º y 33º S la cual exhuma bloques de basamento ígneo-metamórfico en el antepaís andino (Jordan y Allmendinger, 1986). Durante el Paleozoico inferior se desarrollaron, en el margen suroeste (SO) de Gondwana, dos orogenias que se encuentran ampliamente representadas en las Sierras Pampeanas: orogenia Pampeana (Cámbrico Inferior) y orogenia Famatiniana (Ordovícico) (Fig. 1). La orogenia Pampeana se encuentra representada por un arco magmático calcoalcalino y rocas metamórficas de bajo a alto grado metamórfico de ca. 545-520 Ma (Casquet et al., 2018 y referencias allí citadas) mientras que la orogenia Famatiniana desarrolla un arco magmático de ca. 490-460 Ma (e.g., Pankhurst et al., 1998, 2000) y metamorfismo regional entre 480-440 Ma (e.g., Casquet et al., 2001; Lucassen y Becchio, 2003; Steenken et al., 2006; Mulcahy et al., 2011, 2014). Esta última ha sido atribuida a la colisión del terreno exótico Precordillera con el margen SO de Gondwana, con diferentes hipótesis respecto al origen y edad de acreción de dicho terreno (Ramos et al., 2004; Finney et al., 2007 y referencias allí citadas). Una de las ideas más aceptadas postula que este terreno se habría separado de Laurentia en el Cámbrico Inferior y habría colisionado en el Ordovícico (e.g., Astini et al., 1995; Thomas y Astini, 2003; Astini y Dávila, 2004).

 

Fig. 1. Mapa geológico de las Sierras Pampeanas y Precordillera modificado de Rapela et al. (2016). Ac: Aconquija. Am: Ambato. An: Ancasti. Anc: Ancaján. CC: Cumbres Calchaquies. Cap: Capillitas. Ch: Chepes. Fa: Famatina. Fi: Fiambalá. Gua: Guasayán. ME: Maz-Espinal. LLA: Los Llanos. SB: Sierra Brava. SC: Sierras de Córdoba. SG: Sierra de El Gigante. SNA: Sierra Norte-Ambargasta. SPP: Sierra de Pie de Palo. SSL: Sierra de San Luis. STN: Sierra del Toro Negro. Um: Umango. VFLH: Valle Fértil-La Huerta. Ve: Velasco. Qu: Quilmes.

La Sierra de Pie de Palo (SPP) corresponde a una de las sierras más occidentales de las Sierras Pampeanas, ubicada entre la Precordillera al oeste y las rocas del arco magmático famatiniano aflorantes en la Sierra de Valle Fértil-La Huerta al este (Fig. 1). El bloque de Pie de Palo fue originalmente interpretado como el basamento de la plataforma carbonática de Precordillera formando un terreno compuesto denominado Cuyania (Ramos, 2004 y referencias allí citadas). Esta idea implicaba que el bloque de Pie de Palo habría formado parte de la placa inferior durante la subducción famatiniana dirigida hacia el este. Sin embargo estudios posteriores indican que el bloque de Pie de Palo habría formado parte del margen SO de Gondwana desde el Cámbrico Inferior y que correspondería a la placa superior durante la subducción Ordovícica, formando parte del antearco famatiniano (e.g., Mulcahy et al., 2011; Baldo et al., 2012; Ramacciotti et al., 2014, 2017, 2018). En este contexto, por su litología y ubicación, la SPP constituye una pieza clave en el rompecabezas geotectónico del orógeno Famatiniano. En ella se encuentran rocas de edad grenvilliana (ca. 1.000-1.300 Ma; McDonough et al., 1993; Rapela et al., 2010 y referencias allí citadas), una cubierta metasedimentaria ediacarense de afinidad lauréntica (Galindo et al., 2004; Ramacciotti et al., 2015a, b; Rapela et al., 2016) y rocas ígneas y metamórficas ordovícicas (Casquet et al., 2001; Mulcahy et al., 2011; Baldo et al., 2012) que contribuyen al entendimiento de procesos orogénicos ocurridos entre el Mesoproterozoico y el Paleozoico inferior en este sector de Sudamérica.

La evolución tectono-metamórfica de la SPP durante la orogenia Famatiniana es aún poco conocida, ya que la mayoría de los trabajos previos se han concentrado en estimar las condiciones de presión y temperatura (P-T) del clímax metamórfico con métodos termobarométricos convencionales (Casquet et al., 2001; Mulcahy et al., 2011, van Staal et al., 2011). Además no se ha realizado, previo a este trabajo, un análisis comparativo del metamorfismo dentro del antearco en relación con la tectónica del mismo. En esta contribución se establecen las condiciones y gradiente P-T de un esquisto estaurolítico (metapelita) ubicado al sureste de la SPP mediante el modelado de equilibrio de fases minerales (pseudosecciones; Powell y Holland, 2008). Estos datos son integrados con los obtenidos por otros autores con la finalidad de establecer la evolución tectonotérmica del antearco famatiniano en este sector de las Sierras Pampeanas.

2. Marco geológico

2.1. Orogenia Famatiniana

Esta orogenia fue definida por Aceñolaza y Toselli (1973) en el noroeste Argentino para designar a las secuencias comprendidas entre la discordancia Tilcárica, atribuida a la orogenia Pampeana (Cámbrico Inferior), y el Devónico Superior. El orógeno Famatiniano comprende un extensa área que abarca desde la Patagonia hasta Venezuela (Ramos, 2018), y está representado en las Sierras Pampeanas por un arco magmático de composición máfica a félsica de edad ca. 470 Ma (e.g., Pankhurst et al., 1998, 2000; Dahlquist et al., 2008, 2012; Ducea et al., 2010, 2017; Otamendi et al., 2017). Se reconoce además, un dominio de basamento esencialmente proterozoico al oeste del arco magmático (ver más abajo) en el que se ubica la SPP, objeto de este trabajo, y una extensa región al este del mismo que se extiende hasta las Sierras de Córdoba (trasarco famatiniano) constituida mayoritariamente por rocas metasedimentarias prefamatinianas (Cámbrico Inferior) (Fig.1). El metamorfismo regional famatiniano en las Sierras Pampeanas se reconoce en los tres dominios mencionados con edades entre ca. 480 y 440 Ma (e.g., Casquet et al., 2001; Gallien et al., 2010; Larrovere et al., 2011; Mulcahy et al., 2014) y condiciones P-T variables de acuerdo con la posición respecto del arco magmático (Otamendi et al., 2008; Fig. 1). La región del arco magmático y el trasarco se caracterizan por un metamorfismo de bajo gradiente P/T y trayectorias antihorarias con presiones menores a 8 kbar y temperaturas de hasta ca. 900 ºC, encontrándose la zona de mayor profundidad en las Sierras de Cerro Toro y Valle Fértil, y la zona más somera en las sierras de Famatina, Chepes y Velasco (Dahlquist y Baldo, 1996; Hauzenberger et al., 2001; Büttner et al., 2005; Dahlquist et al., 2005; Murra y Baldo, 2006; Steenken et al., 2006; Delpino et al., 2007; Castro de Machuca et al., 2008; Otamendi et al., 2008; Gallien et al., 2010, 2012; Larrovere et al., 2011, Alasino et al., 2014). En el dominio al oeste del arco magmático famatiniano (Sierra de Pie de Palo, Loma de Las Chacras) es donde se desarrolla un metamorfismo de mayor presión alcanzando valores de hasta 13 kbar (Baldo et al., 1998; Casquet et al., 2001; van Staal et al., 2011; Mulcahy et al., 2011, 2014).

2.2. Geología de la Sierra de Pie de Palo

La SPP se encuentra formada por un complejo de corrimientos imbricados de vergencia oeste (Casquet et al., 2001; Mulcahy et al., 2011) constituido por láminas tectónicas que pueden contener más de una unidad litoestratigráfica. Sobre la base de los trabajos previos mencionados y de nuestras propias observaciones (Ramacciotti et al., 2015a, b; Ramacciotti, 2016) enumeramos a continuación las principales unidades o láminas tectónicas ordenadas de abajo hacia arriba estructuralmente, y de oeste a este a través de la sierra (Fig. 2): Unidad Caucete (UC), Unidad Complejo de Pie de Palo (UCPP), Unidad Quebrada Seca (UQS) Unidad La Loma (ULL), Unidad Vallecito (UV) Unidad El Indio (UEI) y Unidad Nikizanga (UN). La litoestratigrafía de la SPP ha sido descrita por Ramaciotti et al. (2015a y b).

 

Fig. 2. Mapa geológico simplificado de la Sierra de Pie de Palo (basado en Casquet et al., 2001; Mulcahy et al., 2011; Ramacciotti et al., 2015b) mostrando las principales estructuras, unidades tectónicas y la ubicación de la muestra estudiada (SPP-27002).

La UC, ubicada por bajo del corrimiento Pirquitas (van Staal et al., 2011 y referencias allí citadas), está formada por el Grupo Caucete, una serie metasedimentaria compuesta principalmente de rocas carbonáticas y siliciclásticas con una edad de sedimentación neoproterozoica a cámbrica (Galindo et al., 2004; Naipauer et al., 2010). La UCPP se encuentra entre los corrimientos Pirquitas y Duraznos y está compuesta principalmente por rocas máficas y ultramáficas interpretadas como un complejo ofiolítico mesoproterozoico grenvilliano (e.g., Vujovich y Kay, 1998). La UQS, aflora entre los corrimientos Duraznos y Morales (Ramacciotti, 2016) y corresponde a un basamento de difícil acceso y poco conocido, compuesto principalmente por migmatitas, ortogneises, esquistos y cuarcitas mesoproterozoicas y una cubierta de mármoles y anfibolitas neoproterozoicas equivalente a la Secuencia Metasedimentaria Difunta Correa (SMDC; v. abajo) (Casquet et al., 2001; Vujovich et al., 2004; Mulcahy et al., 2011). La edad de las rocas ígneas mesoproterozoicas alojadas en la UCPP y la UQS varían entre ca. 1.030 y 1.280 Ma (Vujovich et al., 2004; Morata et al., 2010; Rapela et al., 2010; Mulcahy et al., 2011; Garber et al., 2014). Además, dentro de la UQS se encuentran alojados ortogneises tipo “A” con una edad de cristalización de ca. 775 Ma interpretados como evidencia de la ruptura temprana del supercontinente Rodinia (Baldo et al., 2006). La ULL se extiende entre el cabalgamiento de Morales y la faja de cizalla normal Vallecito y está compuesta principalmente por cuarcitas oscuras pertenecientes a la unidad litoestratigráfica La Loma (Ramacciotti et al. 2015a y b) dentro de la SMDC. La SMDC está constituida por una compleja unidad metasedimentaria de plataforma continental, depositada en el Ediacariano inferior, compuesta por rocas metasiliciclásticas y metacarbonáticas, descrita y datada por Baldo et al. (1998), Rapela et al. (2005), Ramacciotti et al. (2015a, b). La UV se encuentra entre la zona de cizalla Vallecito y el corrimiento El Indio y se compone principalmente de mármoles pertenecientes a la SMDC mientras que la UEI aflora entre el corrimiento homónimo y la zona de cizalla normal Nikizanga y se compone de rocas metasiliciclásticas además de abundantes intrusiones graníticas ordovícicas alojadas en dicho cabalgamiento (e.g., Granito El Indio; Baldo et al., 2012). Al este de la faja de cizalla extensional Nikizanga aflora la UN formada por el Grupo Nikizanga y la SMDC. El Grupo Nikizanga está formado por rocas metamórficas de bajo grado (mármoles grafíticos, cuarcitas, y filitas) cuyos protolitos sedimentarios se depositaron en el Cámbrico (Ramacciotti et al., 2018). Esta secuencia ha sido correlacionada sobre la base de la composición isotópica de Sr de mármoles y edades U-Pb en circones detríticos con el Grupo Caucete y con el Grupo Mesón del noroeste de Argentina, y ha sido interpretada como una depositación en una plataforma continental perteneciente al margen suroccidental de Gondwana (Ramacciotti et al., 2018).

El metamorfismo que afecta a las rocas más antiguas de la sierra es atribuido a la orogenia grenvilliana (ca. 1.000-1.250 Ma). Las cubiertas sedimentarias neoproterozoicas-cámbricas (SMDC, Grupo Caucete y Grupo Nikizanga) muestran un único metamorfismo regional consecuencia de la orogénesis Famatiniana. El pico térmico, próximo al de máximo enterramiento vía infracorrimientos (underthrusting), se ha datado entre los ca. 460-470 Ma (Casquet et al., 2001; Vujovich et al., 2004; Mulcahy et al., 2011; Garber et al., 2014). Este evento fue seguido de un metamorfismo dinámico localizado en fajas de cizalla de cinemática variable, aún poco conocido, hacia los ca. 440-415 Ma (Mulcahy et al., 2011; Garber et al., 2014). El metamorfismo grenvilliano fue interpretado a partir de migmatitas miloníticas del basamento mesoproterozoico como un evento de presión media (6,9±0,4 kbar) y alta temperatura (790±17 ºC; Casquet et al., 2001). El metamorfismo famatiniano fue caracterizado en el sector occidental de la SPP como un evento de trayectoria P-T horaria con condiciones de hasta 13±1 kbar y 600±50 ºC (Baldo et al., 1998; Casquet et al., 2001). Van Staal et al. (2011) proponen igualmente una trayectoria horaria para el metamorfismo famatiniano con un pico bárico de ca. 13 kbar y 450 ºC. Los trabajos mencionados se focalizaron en el sector occidental y central de la SPP, en tanto que en el sector oriental se dispone de descripciones petrográficas y mineralógicas detalladas de diversos tipos de rocas, pero con estimaciones termobarométricas poco precisas (Seia, 1996). En este trabajo estimamos las condiciones P-T de la Unidad El Indio en el sector más oriental de la sierra empleando métodos termobarométricos más precisos (pseudosecciones).

3. Petrografía e interpretación textural

El análisis de las condiciones metamórficas realizado en este trabajo se llevó a cabo en esquistos estaurolíticos de la Unidad tectónica El Indio ubicados en la quebrada de Nikizanga (Fig. 2). Tal como se expone en esta sección y en la siguiente estas rocas poseen una gran cantidad de información textural, como así también una composición química y mineral que facilitan el modelado de equilibrio de fases. Los esquistos estaurolíticos pertenecen a la SMDC y afloran esporádicamente en niveles de unos 5 m de espesor, intercalados con esquistos con muscovita y granate, y esquistos con granate, muscovita y anfíbol (Fig. 3). La alternancia de niveles de diferentes composiciones, representa el registro relíctico de la estratificación (S0). Esta superficie ha sido sobreimpresa por una foliación (S1) registrada dentro y fuera de los porfiroblastos (ver abajo), la cual representa la foliación principal de la unidad, con una orientación aproximada NNE-SSO en el sector suroriental de la sierra.

 

Fig. 3. Afloramiento de los esquistos estaurolíticos. A. Intercalaciones de esquistos estaurolíticos con esquistos con granate, anfíbol y muscovita, preservando el bandeado composicional S0. B. Imagen de detalle de los esquistos estaurolíticos, en la que pueden apreciarse los porfiroblastos de granate, estaurolita y biotita y abundante muscovita. La moneda mide 2,2 cm.

El estudio se focaliza en una muestra de estos esquistos estaurolíticos (SPP-27002; 31º34’46’’ S-67º52’51’’ O). La asociación mineral está compuesta de estaurolita, granate, biotita, muscovita, plagioclasa, cuarzo, ilmenita, rutilo, apatita y circón. La roca muestra una única foliación S1, definida en una matriz de cuarzo, muscovita y plagioclasa, sobre la que crecen porfiroblastos de biotita, estaurolita y granate, los dos primeros sin orientación preferencial y a menudo cortando la S1. En los tres casos, los porfiroblastos crecen sobre la S1 atrapando inclusiones principalmente de cuarzo, que definen una foliación interna (Si) recta y continua con la foliación externa (Se=S1) que se curva a su alrededor (Fig. 4A). También hay inclusiones de ilmenita y rutilo, por lo general concordantes con la Si aunque a veces están cruzadas (Fig. 4B). Es destacable la presencia de inclusiones de granate y biotita en la estaurolita, que representan una etapa temprana de cristalización de estos minerales (Fig. 4C).

 

Fig. 4. Fotomicrografías del esquisto estaurolítico SPP-27002. A. Textura general porfiroblástica donde pueden verse las foliaciones internas (Si) y externas (Se=S1) y las distintas generaciones de granate (Grt1 y Grt2). B. Fotomicrografía tomada con placa de yeso mostrando la continuidad de la Si al pasar de la estaurolita al Grt1 sugiriendo que ambos minerales son paragenéticos. C. Microbandas de cizallas conjugadas y rotación de porfiroblastos de Grt1. D. Rotación a paralelismo de la Bt1 desarrollando sobras de deformación. E-F. Microbandas de cizallas conjugadas y rotación de porfiroblastos de Grt1.

El granate (Grt) registra dos variedades texturales. El Grt1, el más abundante, presenta el patrón orientado ya mencionado de inclusiones rectilíneas de cuarzo (<55 mm) acompañadas de escasas inclusiones de cristales subhedrales de ilmenita. Tiene formas subhedrales y tamaño de ca. 2 mm. El Grt2 aparece como bordes de sobrecrecimientos en el Grt1 o como pequeños cristales individuales en la matriz (Fig. 4A-C). Tiene formas anhedrales a localmente subhedrales, con dimensiones menores a 0,2 mm, como recrecimiento, y tamaños <1 mm en los granos individuales. Presenta inclusiones aciculares de rutilo e ilmenita, además de cuarzo con dimensiones superiores a las registradas en el Grt1 (ca. 100 mm), similares al tamaño de grano de la matriz, las cuales definen trayectorias curvas. El contacto entre los granates Grt2 y Grt1 suele ser irregular, presentando en algunos sectores límites engolfados, lo que indicaría que el Grt1 es parcialmente reabsorbido previo o durante el crecimiento del Grt2.

Las estaurolitas (St) forman poiquiloblastos euhedrales que pueden alcanzar los 10 mm de largo y suelen encontrarse en contacto con el Grt1, mostrando una continuidad de la foliación interna al pasar de un mineral al otro (Figs. 4A y B). Se encuentra parcialmente reemplazada en los bordes por muscovita. Por otra parte, la biotita (Bt) se presenta en dos variedades texturales: las Bt1 corresponden a los poiquiliblastos de ca. 1-2 mm con inclusiones alineadas en forma rectilínea (Si) que se continúan con la foliación externa (Fig. 4A). Las Bt2 miden aproximadamente 0,5 mm de largo y se encuentran orientadas según Se, ubicándose mayormente en bordes de los poiquiloblastos de Bt1.

La foliación externa (Se) se encuentra afectada por una deformación co-planar tardía (respecto a Se) que genera el curvamiento de la misma en torno a los poiquilobastos, principalmente de estaurolita y Grt1 (Fig. 4A), a la vez que los cristales de Bt1 rotan hacia paralelismo con la Se y forman sombras de deformación a ambos lados de los mismos (Fig. 4D). Durante esta deformación se generan también microbandas de cizalla conjugadas (Fig. 4E), y en relación con ellas, rotaciones de cristales de Grt1 (Figs. 4C y F). Durante esta etapa se produce además un incremento en el tamaño de grano de la matriz. Todas estas microestructuras son posteriores a la formación de los poiquiloblastos. El Grt2 contiene localmente inclusiones que definen una Si plegada, lo que sugiere que podría ser coetáneo con la deformación co-planar tardía.

4. Geoquímica de roca total y química mineral

La geoquímica de roca total de la muestra de esquisto estaurolítico (SPP-27002) fue tomada de Ramacciotti et al. (2015b). Los resultados se muestran en la tabla 1, junto con las composiciones químicas efectivas calculadas y utilizadas en el modelado (ver abajo). La composición química de la muestra SPP-27002 corresponde a una pelita de acuerdo con el diagrama de clasificación de rocas sedimentarias de Herron (1988) con SiO2 = 59,95%, Al2O3 = 18,79% y FeO/MgO = 5,42 (Ramacciotti et al., 2015b).

La composición química de los minerales se determinó en el Laboratorio de Microscopía Electrónica y Análisis por Rayos X (LAMARX) de la Universidad Nacional de Córdoba mediante una microsonda JEOL-JXA-8230. Para análisis realizados con WDS (Wavelength Dispersive X-ray Spectroscopy) se utilizó un voltaje de 15 kV y una intensidad de corriente de 20 nA con un haz de 5 micras de ancho, mientras que para los análisis realizados con EDS (Energy Dispersive X-ray Spectroscopy) se utilizó un voltaje de 15 kV y un tiempo de conteo de 60 segundos. Las composiciones minerales se encuentran en la tabla 2 y en la tabla suplementaria.

Los Grt1 poseen una zonación química típica de un progrado metamórfico con una disminución del contenido de espesartina (Sps), y aumento de almandino (Alm) y piropo (Prp) desde el núcleo hacia los bordes, mientras que la grosularia (Grs) se mantiene sin demasiada variación (Fig. 5A-D). Los núcleos de estos granates tienen una composición promedio Alm=0,71, Sps=0,14, Grs=0,11, y Prp=0,04; en tanto que los bordes del mismo tienen los siguientes valores: Alm=0,79, Sps=0,04, Grs=0,08, y Prp=0,09. El Grt2 está compuesto por Alm=0,72, Sps=0,01, Grs=0,15, y Prp=0,12. Los porfiroblastos de estaurolita no poseen variaciones composicionales significativas a lo largo de los cristales con valores de XFe (Fe/Fe+Mg) entre 0,79 y 0,82, con un promedio de 0,80 (n=48; Fig. 5E y F). Las biotitas poseen valores de XFe entre 0,49 y 0,43, Altotal (apfu) entre 3,39 y 3,58, en tanto que las muscovitas tienen valores de XFe=0,38-0,44 y Altotal (apfu)=5,47-5,58 (Fig. 6), y la plagioclasa es de composición andesina (Ab58).

 

Fig. 5. Perfiles y mapas composicionales de granates y estaurolita de la muestra SPP-27002. A. Mapa composicional de Mn en granate en el cual se puede observar el paso de Grt1 a Grt2 por una disminución considerable en el contenido de Mn en este último evidenciado por colores más oscuros. Los puntos amarillos corresponden a los lugares donde se realizaron las medidas del perfil. B. Perfil composicional del granate mostrado en (A). En el Grt1 puede observarse el típico patrón de progrado metamórfico con incremento de almandino (Alm) y piropo (Prp) y disminución de espesartina (Sps) desde el núcleo al borde, en tanto que la grosularia (Grs) no muestra variaciones significativas. Al pasar al Grt2 se observa un salto composicional marcado por el incremento de Prp y Grs y disminución de Alm y Sps, llegando este último a valores cercanos a cero. C. Mapa composicional de Mn en granate mostrando un borde engolfado entre el Grt1 y Grt2. El granate corresponde al mismo mostrado en la fotomicrografía de la figura 4C. D. Perfil composicional del granate mostrado en (C). El patrón es similar al descrito en (B) aunque aquí se ve un consumo de un borde de Grt1 previo al crecimiento del Grt2. E. Fotomicrografía mostrando una estaurolita y los puntos de medida de los dos perfiles realizados y mostrados en (F). F. Perfiles de XFe=(Fe/Fe+Mg) mostrando un patrón plano con un valor medio de XFe=0,80.

 

Fig. 6. Composición química de las micas de la muestra SPP-27002.

5. Modelado de equilibrio de fases minerales

Con el objeto de reconstruir la trayectoria P-T del metamorfismo registrado en estos esquistos con estaurolita, se realizó un análisis del equilibrio mineral mediante la construcción de pseudosecciones P-T. Esta herramienta nos permite reproducir diferentes etapas dentro de la trayectoria P-T. Sin embargo, la composición química global en cada etapa dependería de la proporción y composición de los minerales que participan del equilibrio y del posible fraccionamiento composicional, como ocurre en minerales zonados (e.g., granate), los cuales definen un volumen o composición global efectiva (e.g., Stüwe, 1997). En este sentido, la composición global seleccionada corresponde a la de una muestra representativa de estos esquistos (SPP-27002; Ramaciotti et al., 2015b).

Con el objetivo de obtener una trayectoria P-T se han modelado tres etapas del progrado metamórfico: 1) crecimiento temprano del núcleo del Grt1; 2) crecimiento en el pico térmico del borde del Grt1, junto a poiquiloblastos de estaurolita y Bt2; y 3) crecimiento del Grt2. Durante las etapas 1 y 2, el contenido de Mn en la composición global ha sido determinante para el crecimiento y estabilización de granate. Sin embargo, la composición química de los Grt2 sugiere un fuerte fraccionamiento de este elemento en el Grt1, por lo que el Mn no sería un elemento esencial en la composición global efectiva. Por esta razón, las pseudosecciones fueron construidas utilizando dos sistemas químicos: las etapas 1 y 2 fueron analizadas en el sistema MnNCKFMASH (MnO-Na2O-CaO-K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O), mientras que para la etapa 3 se utilizó el sistema NCKFMASH (Na2O-CaO-K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O) (ver lista de composiciones en la Tabla 1).

Debido a que el efecto del Fe3+ y el Ti no fueron considerados, se realizó una corrección por presencia de ilmenita, ya que esta secuestra Fe y sobrestima la concentración de este elemento en la composición global. Para minimizar este efecto, se sustrajo una cantidad molar de FeO equivalente a la cantidad molar de TiO2 contenida en la composición global, asumiendo una distribución ideal en la estequiometria de la ilmenita (1TiO2:1FeO). De forma similar, la presencia de apatita en la asociación mineral sugiere una sobrestimación del contenido de CaO, el cual está alojado en este mineral y no se encuentra disponible en el volumen de equilibrio, ya que no existen modelos composicionales adecuados para minerales con fósforo. Por esta razón, se realizó una corrección del calcio, quitando una cantidad molar equivalente a la proporción 5CaO:1.5P2O3 en apatita.

Para la construcción de pseudosecciones se utilizó el programa THERMOCALC v3.33 (Powell y Holland, 1988) con la base de datos internamente consistente ds55, propuesta por Holland y Powell (1998; actualizada en noviembre de 2003). Los minerales y modelos de actividad-composición utilizados fueron: granate (White et al., 2005; 2007), biotita (Mahar et al., 1997; Powell y Holland, 1999; White et al., 2007), estaurolita y cordierita (Mahar et al., 1997; Holland y Powell, 1998), muscovita (Coggon y Holland, 2002), clorita (Holland et al., 1998), plagioclasa y feldespato potásico (Holland y Powell, 2003). Como fases puras se consideró sillimanita, cianita, andalucita, albita, zoisita, cuarzo y agua. El contenido de agua fue ajustado de tal manera que el sistema se encuentre saturado en este componente y su actividad fue asumida como igual a 1.

5.1. Pseudosección P-T para núcleo de Grt1

Esta pseudosección se elaboró en el sistema MnNCKFMASH (MnO-Na2O-CaO-K2O-FeO-MgO-Al2O3-Si2O-H2O) y corresponde al momento en el que el Grt1 comienza a formarse (núcleo). En dicho momento, todos los elementos químicos habrían estado disponibles para reaccionar y es por esto que en el cálculo de la pseudosección se considera como composición efectiva a la composición global de la roca (Tabla 1). Dado que las condiciones bajo las cuales se habrían producido las reacciones serían subsólidas, se consideró un sistema saturado en H2O (5%) para el rango P-T analizado.

Los resultados se muestran en la figura 7. El cuarzo y el granate se encuentran presentes en todo el rango de P-T calculado. En las condiciones de equilibrio de la parte superior del diagrama se produce la desaparición de plagioclasa. La biotita es estable en las condiciones de la mitad derecha del diagrama, en tanto que la clorita es estable en la mitad superior izquierda. La estaurolita es estable entre ca. 2-8 kbar y ca. 515-645 ºC. La andalucita, cordierita y feldespato potásico se encuentran restringidos a bajas presiones (<4 kbar) y temperaturas > 520 ºC (borde inferior derecho). La sillimanita se encuentra a partir de los 585 ºC, entre ca. 3 y 6 kbar, en tanto que a mayores presiones aparece la cianita (borde superior derecho). El cloritoide es estable a presiones mayores a 4 kbar y temperaturas menores a 525 ºC.

Para establecer las condiciones de presión y temperatura de equilibrio al momento de la blástesis del núcleo del Grt1 se utilizaron las isopletas calculadas a partir del análisis de dicho granate (punto 25 del perfil mostrado en la figura 5B). Las curvas se intersectan en el campo con la asociación Grt+Chl+Ms+Pl+Qz+H2O (abreviaturas minerales según Whitney y Evans, 2010), limitando las condiciones de equilibrio a 3,1±0,1 kbar y 516±1 ºC (área naranja en la figura 7).

 

Fig. 7. Pseudosección P-T para el núcleo de Grt1. Las condiciones de equilibrio de 3,1±0,1 kbar y 516±1 ºC (área sombreada en naranja) fueron establecidas a partir de las isopletas de granate. x(g)=xalm=Fe/(Fe+Mg+Ca+Mn). z(g)=xgrs=Ca/(Ca+Fe+Mg+Mn). m(g)=xsps=Mn/(Mn+Fe+Mg+Ca).

5.2. Pseudosección P-T para borde de Grt1

Esta pseudosección se elaboró en el sistema MnNCKFMASH (MnO-Na2O-CaO-K2O-FeO-MgO-Al2O3-Si2O-H2O). A medida que el Grt1 continúa creciendo, la composición efectiva va cambiando dado que los elementos capturados por el núcleo de Grt1 no se encuentran disponibles para las reacciones. Por esta razón, es necesario quitar el núcleo del Grt1 y recalcular la composición efectiva para conocer las condiciones bajo las que se formó el borde del Grt1. Dicha modificación se realiza mediante la función readbulkinfo (rbi) de THERMOCALC que es un script que se utiliza para conocer la composición química global a partir de las modas minerales y sus composiciones en un punto P-T determinado. Se realiza un rbi en el punto obtenido en la primera pseudosección (ca. 3,1 kbar y 516 ºC). De esta manera se conocen las modas minerales y sus composiciones para las condiciones de equilibrio del núcleo del Grt1. El paso siguiente consiste en hacer cero la moda de granate en ese punto, y así se obtiene la composición química global sin el núcleo del Grt1 (nueva composición química efectiva; Tabla 1).

Los resultados del modelado se muestran en la figura 8. La configuración y posición de los campos de estabilidad son similares a los obtenidos en la pseudosección anterior (Fig. 7). La principal diferencia es la desaparición de granate en las condiciones de la parte inferior del diagrama.

En esta etapa del progrado metamórfico se produciría la blástesis de estaurolita y Bt1 junto al borde del Grt1 (crecimiento continuo). Para conocer las condiciones P-T se utilizaron las isopletas calculadas para la composición del borde del Grt1 (punto 18, ver figura 5). Dichas isopletas se intersectan en el campo con la asociación Grt+St+Bt+Ms+Pl+Qz+H2O limitando las condiciones de equilibrio a 5,4±1 kbar y 576±17 ºC (área naranja de la figura 8). Las relaciones de XFe ca. 0,80 de la estaurolita se encuentran a presiones mayores a las obtenidas con el granate (Fig. 8) lo que podría estar indicando un proceso de difusión sufrido probablemente durante la blástesis de Grt2.

 

Fig. 8. Pseudosección P-T para el borde de Grt1. La línea continua roja marca la desaparición de granate hacia las zonas bajas del diagrama. Las condiciones de equilibrio de 5,4±1 kbar y 576±17 ºC (área sombreada en naranja) fueron establecidas a partir de las isopletas de granate. x(g)=xalm=Fe/(Fe+Mg+Ca+Mn). z(g)=xgrs=Ca/(Ca+Fe+Mg+Mn). m(g)=xsps=Mn/(Mn+Fe+Mg+Ca). x(st)=Fe/(Fe+Mg).

5.3. Pseudosección P-T para Grt2

Esta pseudosección se elaboró en el sistema NCKFMASH (Na2O-CaO-K2O-FeO-MgO-Al2O3-Si2O-H2O). El Mn fue quitado del sistema debido a que el Grt2 posee contenidos muy bajos de dicho elemento (Sps=0,01). La información textural sugiere que tanto el Grt1 como la estaurolita no habrían participado en forma significativa (en volumen) en las reacciones que dieron lugar a la formación de Grt2, y por lo tanto se sustrajo de la composición global la moda de ambos minerales para calcular las condiciones de equilibrio durante esta etapa. Para realizar esta operación se utilizó la metodología descrita en la pseudosección anterior.

La pseudosección obtenida se muestra en la   figura 9. La biotita, plagioclasa y el cuarzo son estables en todo el rango P-T. El granate es estable a partir de los ca. 7 kbar (línea continua roja). La clorita se encuentra a temperaturas menores a 575 ºC, en tanto que la muscovita desaparece en las condiciones del borde inferior derecho del diagrama, a expensas de la blástesis de feldespato potásico. En las mismas condiciones se encuentra la cordierita. La zoisita es estable en las condiciones del borde superior izquierdo del diagrama, lugar en el cual las asociaciones se encuentran sin H2O.

Para estimar las condiciones de equilibrio de esta etapa se utilizan las isopletas calculadas para la composición de Grt2, las cuales se intersectan en el campo con Grt+Bt+Ms+Pl+Qz+H2O y arrojan valores de 9,2±0,5 kbar y 642±17 ºC.

 

Fig. 9. Pseudosección P-T para el Grt2. La línea continua roja marca la desaparición de granate hacia las zonas bajas del diagrama. Las condiciones de equilibrio de 9,2±0,5 kbar y 642±17 ºC (área sombreada en naranja) fueron establecidas a partir de las isopletas de granate. x(g)=Fe/(Fe+Mg). z(g)=Ca/(Ca+Fe+Mg).

 

6. Discusión

6.1. Trayectoria P-T

Los trabajos sobre metamorfismo realizados en la SPP indican que hay dos eventos metamórficos: uno mesoproterozoico (grenvilliano) y otro ordovícico (famatiniano) (Dalla Salda 1984, Baldo et al., 1998; Casquet et al., 2001; Mulcahy et al., 2007, 2011; van Staal et al., 2011; Garber et al., 2014), lo que indicaría que las secuencias neoproterozoicas-cámbricas, donde se encuentra la muestra analizada SPP-27002, corresponden a unidades afectadas solo por el metamorfismo ordovícico famatiniano. La figura 10 es un diagrama en el que se han representado los tres puntos o áreas P-T calculados para el esquisto estaurolítico, como así también se ha trazado la trayectoria seguida por la roca. El primer tramo de la trayectoria corresponde al período entre la blástesis del núcleo y el borde del Grt1 durante el cual la roca pasa de ca. 3 kbar y 515 ºC a ca. 5,5 kbar y 575 ºC, marcando un alto gradiente P/T (e.g., Brown et al., 2014). Luego de alcanzar los ca. 5,5 kbar la roca sufriría una leve disminución en la temperatura marcada localmente por un consumo de Grt1 y retrogradación de estaurolita a muscovita. A continuación se produciría la blástesis de Grt2 junto con muscovita orientada y Bt2 definiendo la S1 en condiciones de ca. 9 kbar y 640 ºC continuando con un alto gradiente P/T. La muestra estudiada no proporciona información sobre la historia retrógrada. Baldo et al. (1998) y Casquet et al. (2001) determinan, en una muestra situada estructuralmente por debajo de la roca aquí estudiada, una trayectoria de sentido horario. También van Staal et al. (2011) interpretan sus resultados P-T obtenidos en la parte estructural más baja de SPP (Grupo Caucete y Complejo de Pie de Palo) como una trayectoria horaria, lo que implica una descompresión seguida por enfriamiento.

Fig. 10. Diagrama P-T mostrando las tres áreas de equilibrio obtenidas en las tres pseudosecciones y la trayectoria seguida por la roca. Se muestran las pendientes de los diferentes gradientes P/T tomado de Brown et al. (2014).

 

6.2. Implicancias geodinámicas en el antearco famatiniano

Como se mencionó en la sección de introducción, el bloque de Pie de Palo fue interpretado originalmente como el basamento de la plataforma carbonática de la Precordillera, formando parte del terreno compuesto Cuyania, y que por lo tanto habría formado parte de la placa inferior durante la subducción y posterior colisión de dicho terreno al margen suroccidental de Gondwana en el Ordovícico (e.g., Astini et al., 1995; Ramos, 2004). Esta idea surgió tras el hallazgo de xenolitos en rocas volcánicas miocenas en la Precordillera, los cuales fueron datados como grenvillianos (Abbruzzi et al., 1993). Estas rocas mesoproterozoicas, no expuestas en la Precordillera, fueron correlacionadas con el basamento aflorante en la SPP. Esta correlación, basada en la edad de las rocas, sumada a la existencia de un lineamiento de primer orden hacia el este de la SPP (Lineamiento Bermejo o Valle Fértil; Fig. 1) fueron las evidencias más fuertes que llevaron a postular que el bloque de Pie de Palo y la Precordillera formarían parte de un único terreno (Ramos et al., 1998) y que dicho lineamiento correspondería a una zona de sutura continental. Sin embargo, trabajos posteriores han mostrado la existencia de rocas mesoproterozoicas hacia el este del lineamiento de Valle Fértil (complejo Resina; McClelland et al., 2005), lo que invalida el criterio de la edad de las rocas para separar estos bloques continentales a ambos lados de dicho lineamiento. Además, no se han encontrado complejos ofiolíticos, ni ninguna otra evidencia geológica que sugieran el cierre de un océano a lo largo de esta estructura.

Los estudios realizados en los últimos años indican que el bloque de Pie de Palo se encontraría anexado a Gondwana desde el Cámbrico Inferior, y por lo tanto formaría parte de la placa superior durante la subducción famatiniana (e.g., Mulcahy et al., 2007, 2011; Ramacciotti et al., 2018). Las evidencias en las que se fundamenta esta interpretación son las siguientes: 1) edades (40Ar/39Ar) de ca. 515 Ma en anfíboles de anfibolitas por encima del cabalgamiento Pirquitas, atribuidas por Mulcahy et al. (2007) al inicio de la subducción bajo el margen Gondwánico en el Cámbrico Inferior a Medio; 2) la existencia de rocas ígneas félsicas y máficas ordovícicas pertenecientes al magmatismo del antearco famatiniano (Pankhurst y Rapela, 1998; Baldo et al., 2012; Ramacciotti et al., 2014, 2017), y 3) es fundamental el reconocimiento de rocas metasedimentarias en la SPP cuyos protolitos habrían sido depositados durante el Cámbrico con una proveniencia gondwánica (Ramacciotti et al., 2018). Ello incluye el Grupo Caucete, por lo que tanto el supuesto basamento del mismo (el Complejo de Pie de Palo; van Staal et al., 2011) como el propio Grupo Caucete serían parte del margen de Gondwana y no parte del terreno Cuyania previo a la orogenia Famatiniana.

Las evidencias mostradas en los trabajos mencionados en el párrafo anterior son difíciles de explicar si el bloque de Pie de Palo se hubiese encontrado en la placa inferior durante la subducción Famatiniana, y consideramos que son suficientemente probatorias de que este bloque se encontraba formando parte de la placa superior durante dicha subducción. Es por esto que en este trabajo se analizan los datos de metamorfismo obtenidos en este trabajo y los previamente publicados en un contexto de placa superior aunque estos por sí solos no pueden discriminar entre las dos hipótesis mencionadas. Mulcahy et al. (2011) postulan que el bloque de Pie de Palo se ubicaría en la región de antearco durante la orogénesis famatiniana en base al evento deformacional de ca. 515 Ma (Mulcahy et al., 2007). Igual ubicación tectónica ha sido propuesta para Loma de Las Chacras (Casquet et al., 2012b), un pequeño bloque de basamento orodvícico ubicado inmediatamente al este de la SPP y al oeste del lineamiento de Bermejo (Fig. 1). Casquet et al. (2012b) postulan que Loma de Las Chacras correspondería a una cuenca sedimentaria de antearco en la cual se habrían depositado sedimentos clásticos con circones de ca. 470 Ma procedentes del propio arco magmático famatiniano. Dichos sedimentos se habrían enterrado rápidamente bajo el arco (underplating) alcanzando presiones de ca. 12 kbar y 780 ºC casi a la misma edad que el magmatismo. La presión de ca. 9 kbar alcanzada por el esquisto SPP-27002 es compatible con el engrosamiento cortical propuesto por Casquet et al. (2012b) para el antearco famatiniano.

En la figura 11 se muestra un diagrama P-T con las facies metamórficas en el cual se han proyectado todas las muestras de la SPP de las cuales se conocen las condiciones termobarométricas, además de las rocas de Loma de Las Chacras y la caja metamórfica del arco magmático famatiniano de la Sierra de Valle Fértil-La Huerta (Fig. 1). Las rocas de la SPP, se han subdividido en varias unidades separadas por contactos tectónicos basadas en los trabajos de Casquet et al. (2001), Mulcahy et al. (2011) y Ramacciotti (2016). La mayoría de ellas corresponden a condiciones P-T en facies de esquistos verdes y anfibolitas, dos cercanas a las facies de eclogitas, y tres en facies de esquistos azules, a pesar de que no se han encontrado aún esquistos azules ni eclogitas en SPP probablemente debido a causas composicionales (van Staal et al., 2011). Las rocas de Loma de Las Chacras alcanzan las facies de granulitas, con presiones similares a las de la SPP, pero con temperaturas que llegan a los ca. 900 ºC. Por otra parte, la caja del arco magmático de Valle Fértil-La Huerta se encuentra mayormente en facies de granulitas, pero con presiones menores (mayoritariamente entre 6-8 kbar) a las encontradas en el antearco (mayoritariamente entre 8 y 14 kbar).

Fig. 11. Diagrama P-T mostrando las facies metamórficas en el antearco (Sierra de Pie de Palo y Loma de Las Chacras) y arco magmático famatiniano (Sierra de Valle Fértil-La Huerta). Los datos termobarométricos fueron tomados de Casquet et al. (2001, 2012a), Galindo et al. (2004), Murra y Baldo (2006), Mulcahy et al. (2007, 2011), Delpino et al. (2008), Otamendi et al. (2008), Gallien et al. (2010), Tibaldi et al. (2011, 2013), van Staal et al. (2011), Gallien et al. (2012), Garber et al. (2014), Mulcahy et al. (2014). Los límites de facies se basan en la figura 3.4 de Nicollet (2013). Los colores de las unidades son coincidentes con los mostrados en el mapa de la figura 2.

 

La figura 12 muestra la variación E-O de las condiciones P-T en el antearco famatiniano desde Loma de Las Chacras al este, hasta el Grupo Caucete en la SPP al oeste, encontrándose una disminución en las condiciones termobarométricas en dicho sentido. La muestra analizada (SPP-27002; Unidad El Indio) posee una presión inferior a la esperada según la línea de tendencia mostrada en la figura 12. Dicha diferencia puede deberse a causas geológicas (e.g., diferentes grados de enterramiento de las láminas de corrimiento) o a cuestiones metodológicas, ya que las muestras analizadas en trabajos previos han sido tratadas con termobarómetros convencionales. En cualquier caso los 9 kbar obtenidos en este trabajo son compatibles con el engrosamiento del antearco propuesto por Casquet et al. (2012b).

Fig. 12. Variación de presión (P), temperatura (T) y gradiente geotérmico (G) a través del antearco famatiniano de oeste a este. La base de datos es la misma que en la figura 11. Las estructuras marcadas corresponden a las zonas de cizalla dúctil de la Sierra de Pie de Palo. Los colores de las unidades son coincidentes con los mostrados en el mapa de la figura 2.

Las edades del metamorfismo famatiniano, de los infracorrimientos y del propio arco magmático son muy coincidentes dentro de los límites de error entre ca. 465 y 470 Ma (e.g., Ramos et al., 1998; Casquet et al., 2001, 2012b; Ducea et al., 2017). Interpretamos que el extenso basamento que constituyó el antearco famatiniano fue acortado y engrosado mediante grandes infracorrimientos con vergencia al oeste, muy cercano en el tiempo con el desarrollo del magmatismo en el arco. Este antearco se convirtió así en una cuña imbricada de basamento prefamatiniano, con sedimentos sinorogénicos solo reconocidos hasta el momento en Loma de Las Chacras (Casquet et al., 2012b). Las diferencias de temperaturas registradas de este a oeste desde ca. 900 ºC en Loma de Las Chacras, a ca. 450 ºC en torno del cabalgamiento Pirquitas, indican un descenso progresivo del gradiente geotérmico hacia el oeste dentro de la cuña imbricada, desde ca. 85 ºC/kbar junto al arco a ca. 35 ºC/kbar en la parte más alejada del mismo. Los procesos de engrosamiento cortical debido al infracorrimiento (underthrusting) de antearcos bajo arcos magmáticos han sido reconocido en otros orógenos colisionales, como por ejemplo en los gneises de Swakane en la cordillera de las Cascadas en Norteamérica, cuyos protolitos fueron depositados en un antearco en el Cretácico tardío y enterrados a profundidades equivalentes a 9-12 kbar de presión en ca. 5 Ma (Matzel y Bowring, 2004). Otros ejemplos de estos procesos pueden encontrarse en el orógeno de Taiwan (Malavieille y Trullenque, 2009), en el terreno de Monterrey, California (Ducea et al., 2009), o en el orógeno colisional del arco de Banda-NO Australia (Standley y Harris, 2009).

El significado geotectónico del acortamiento y engrosamiento del antearco famatiniano es, por el momento, incierto. Todavía no se ha reconocido la ubicación del límite del margen continental al oeste del antearco en el Ordovícico Inferior a Medio, ni una sutura de dicha edad. En cualquier caso, esta fase de acortamiento se puede comparar con el tipo de orógeno acreccionario en avance (Advancing Accretionary Orogen de Cawood et al., 2009) y ser imputable a cualquiera de las siguientes causas: 1) subducción de litosfera oceánica boyante; 2) acrección de terrenos; 3) reorganización de placas y aumento de la velocidad de convergencia (Cawood et al., 2009).

7. Conclusiones

En la Sierra de Pie de Palo se encuentran registrados dos eventos tectonotermales: el primero, de edad mesoproterozoica, corresponde a la orogénesis Grenvilliana (ca. 1,0-1,1 Ga) mientras que el segundo, de edad ordovícica, se encuentra registrado en las cubiertas sedimentarias neoproterozoicas a cámbricas (SMDC y grupos Caucete y Nikizanga) y es atribuido a la orogénesis Famatiniana. El modelado de equilibrio de fases minerales realizado en este trabajo indica que las rocas del sector sureste de la sierra sufrieron un metamorfismo en facies de anfibolitas pasando progresivamente de ca. 3 kbar y 515 ºC a ca. 9 kbar y 640 ºC, marcando un gradiente P/T alto para el metamorfismo famatiniano en este sector de las Sierras Pampeanas.

El antearco famatiniano, del cual forman parte las rocas de Loma de Las Chacras y la Sierra de Pie de Palo, muestra una disminución en las condiciones P-T y el gradiente geotérmico desde las adyacencias al arco magmático donde las rocas se encuentran en facies de granulitas (Loma de Las Chacras, ca. 85 ºC/kbar), hacia el margen continental activo al oeste, donde las rocas se encuentran predominantemente en facies de esquistos verdes y anfibolitas (SPP, ca. 35 ºC/kbar). Este antearco fue acortado y engrosado mediante infracorrimientos dirigidos hacia el oeste al mismo tiempo que ocurría el magmatismo de arco en la Sierra de Valle Fértil-La Huerta, convirtiéndose así en parte de la cuña acrecionaria frontal de la orogenia Famatiniana.

Agradecimientos
Este trabajo fue financiado con los siguientes proyectos Argentinos: PUE 2016 CONICET-CICTERRA, CONICET PIP 2015-2018 11220150100901CO, FONCYT PICT 0472, SECyT 2016-2017 Tipo A Nº 30720150100517CB, y Españoles CGL2016-76439-P de MINECO. Este artículo es parte de la tesis doctoral del Dr. C.D. Ramacciotti. Agradecemos a todos los miembros del grupo PAMPRE, en especial al Dr. F. Colombo por la asistencia en el microanálisis de minerales. Agradecemos al Dr. J. Otamendi y a un revisor anónimo por los comentarios y sugerencias realizadas, las cuales contribuyeron a una mejora de este artículo, y al editor W. Vivallo por el trabajo editorial.

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