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Revista geológica de Chile

versión impresa ISSN 0716-0208

Rev. geol. Chile v.35 n.2 Santiago jul. 2008

http://dx.doi.org/10.4067/S0716-02082008000200001 

 

Revista Geológica de Chile 35 (2): 191-213. Julio, 2008

 

Edades de metamorfismo en las unidades con bajo grado de la región central del Famatina: la impronta del ciclo orogénico oclóyico (Ordovícico)

Metamorphic ages of low-grade units in the central region of Famatina: The signature of the Ocloyic Orogeny (Ordovician)

 

Gilda Collo1, Ricardo A. Astini1, Agustín Cardona2, Margarita D. Do Campo3, Umberto Cordani4

1 Laboratorio de Análisis de Cuenca, CICTERRA, CONICET-UNC, Avenida Vélez Sársfield 1611, X5016GCA Córdoba, Argentina. gildacollo@efn.uncor.edu; raastini@com.uncor.edu

2 Centro de Investigaciones Tropicales Smithsonian, Ancón, Panamá. cardonaa@si.edu

3 INGEIS-UBA, Pabellón INGEIS, Ciudad Universitaria, 1428 Buenos Aires, Argentina. marga@ingeis.uba.ar

4 Instituto de Geociéncias, Universidad de Sao Paulo, Brasil. ucordani@usp.br


RESUMEN

Muchos de los episodios de metamorfismo y deformación asociados a las rocas de bajo grado del NO argentino fueron tradicionalmente vinculados con orógenos antiguos como el pampeano (CÁmbrico) y el oclóyico (Ordovícico). En el cinturón del Famatina, la falta de dataciones precisas y de un anÁlisis estratigrÁfico de detalle en las sucesiones con bajo grado, condujeron a interpretaciones ambiguas respecto a la evolución paleozoica del segmento sur de los Andes Centrales. Estudios recientes establecen que el 'basamento metamórfico' de bajo grado de dicha región estaría conformado por las formaciones Negro Peinado y Achavil, cuyos anÁlisis de procedencia las vinculan con la finalización del ciclo pampeano. Por su parte, la Formación La Aguadita, también afectada por metamorfismo de bajo grado, correspondería a depósitos sinorogénicos ordo vicíeos (oclóyieos). En consecuencia, el conjunto sería mÁs joven que la FormaciónPunco viscana (prepampeana) con la que fue habitualmente correlacionado. Las edades K-Ar presentadas en este trabajo permiten establecer que el metamorfismo y la deformación de estas unidades son Ordovícicos y no mÁs antiguos (Proterozoico-CÁmbrico Medio) como se interpretó durante muchos años. Edades de 457±9 Ma (roca total) y 463±14 Ma (fracción <2µm) obtenidas para la Formación Negro Peinado, permiten su vinculación con el climax de la orogenia oclóyiea, desarrollada en el margen occidental de Gondwana durante el Paleozoico inferior. Las edades de 435±12 Ma (fracción <2µm) en la Formación La Aguadita y de 444±8 Ma (roca total) en filonitas de la faja de deformación Ángulos, son consistentes con la extensión de este ciclo orogénico hasta el Silúrico Inferior. Adicionalmente, se obtuvo una edad de 359±7 Ma (fracción <2µm) en rocas de la Formación Negro Peinado (faja de deformación Las Trancas), que evidencia un reequilibrio local del sistema isotópico K-Ar parcialmente coincidente con el rango temporal asignado para la orogenia achaliana (Silúrico Tardío-Carbonífero temprano).

Palabras claves: Edades K-Ar, Metamorfismo de bajo grado, Basamento del Famatina, Antepaís Andino, Orogenia oclóyiea, Ordovícico.


ABSTRACT

Many of the metamorphic and deformational events associated to low-grade units in NW Argentina have been linked with ancient orogenies, like the Pampean (Cambrian) and the Ocloyic (Ordovician) cycles. The lack of specific ages in the low-grade metamorphic rocks of the Famatina belt, as well as the absence of a detailed stratigraphic analysis, have led to ambiguous interpretations respect to the Paleozoic evolution of the southern segment of the Central Andes. Recent work allows recognition of two units within the low-grade 'metamorphic basement'; the Negro Peinado and the Achavil formations. Provenance analysis relates deposition of both units to the final stages of the Pampean cycle during the Cambrian, whereas an Ordovician (Ocloyic) synorogenic nature is suggested for the La Aguadita Formation, also traditionally included within the low-grade 'metamorphic basement'. Thus, as a whole, these units areyounger than the traditionally correlated pre-Pampean Punco vise ana Formation. K-Ar ages obtained forFamatina indicate that low-grade metamorphism and deformation of these units are Ordovician, in contrast to a much older age (Proterozoic-Middle Cambrian) previously suggested. Ages of 457±9 Ma (whole rock) and 463±14 Ma (<2μm fraction) for the Negro Peinado Formation allow establishing a link with the climax of the Ocloyic Orogeny developed along western Gondwana during the early Paleozoic. Ages of 435±12 Ma (<2μm fraction) in the La Aguadita Formation and of 444±8 Ma (whole rock) in phyllonites of the Ángulos shear zone are consistent with an extent into the earliest Silurian for this cycle. Additionally, a 359±7 Ma (<2μm fraction) age for the Negro Peinado Formation (Las Trancas shear zone) indicates local resetting within the age range assigned to the Achalian Orogeny (Late Silurian-early Carboniferous).

Keywords: K-Ar ages, Low-grade metamorphism, Basement of Famatina, Andean foreland, Ocloyic Orogeny, Ordovician.


 

1. Introducción

Las sucesiones clÁsticas afectadas por bajo grado de metamorfismo afloran en el NO argentino como una franja relativamente continua que, fundamentalmente por sus similitudes litológicas y el grado metamórfico alcanzado, fue considerada una cuenca común denominada 'Cuenca Puncoviscana' (Zimmermann, 2005), desarrollada durante el Pro-terozoico Superior-CÁmbrico Inferior en el margen occidental de Gondwana. En este contexto, unidades pertenecientes a formaciones como Puncoviscana. Suncho, La Cébila y La Aguadita fueron consideradas equivalentes (Aceñolaza y Aceñolaza, 2000. 2005; Aceñolaza et al, 2000; Aceñolaza, 2003; Zimmermann, 2003; Rossi etal, 2002). Los extensos afloramientos de rocas con bajo grado de metamorfismo del cinturón de Famatina, ubicado hacia el este de la faja corrida y plegada de la Precordillera en el actual antepaís andino del oeste argentino (Fig. 1), fueron considerados también parte de esta gran cuenca. Estas sucesiones, tradicionalmente asignadas a la Formación Negro Peinado, se consideraron como el 'basamento metamórfico' indiferenciado de la región, para el cual se sugirieron edades comprendidas entre el Proterozoico Tardío y Paleozoico temprano (De Alba, 1979; Rossi, 1996; Rossi et al, 1997a; Saavedraeet at al., 1998). Su principal episodio metamórfico-deformacional fue relacionado con un ciclo orogénico Paleozoico porToselli (1975). Este autor (Toselli, 1978) sobre la base de dataciones K-Ar en roca total sugirió que las rocas de dicha unidad habrían sido depositadas y metamorfiza-das durante el Ordovícico Inferior. En contraste, autores como Aceñolaza y Toselli (1988) y Rossi et al. (1997a) establecieron, a partir de registros icnológicos, una edad de sedimentación mÁs antigua (neoproterozoica-cÁmbrica temprana) y atribuyeron su metamorfismo al ciclo pampeano (Aceñolaza et al, 1990; Saavedraeet al., 1998; Pankhurst y Rapela, 1998; Pankhurst et al, 1998). En este trabajo se usarÁ la Escala de Tiempo Geológico de Gradstein et al. (2004).


A partir de un anÁlisis detallado realizado sobre estas rocas con bajo grado de metamorfismo, Collo (2006) y Collo y Astini (en prensa) identificaron ademÁs de la clÁsica Formación Negro Peinado, una nueva unidad denominada Formación Achavil. Edades U-Pb SHRIMP obtenidas en circones detríticos en dos muestras representativas de ambas unidades (Collo et al, 2005a) permitieron establecer que se habrían depositado con posterioridad al CÁmbrico Medio y que representarían depósitos vinculados con la exhµmación del orógeno pampeano (ca. 530 Ma, RÁpela, 2000), como lo demuestra la población mÁs joven {ca. 520 Ma, concircones de hasta 504± 16 Ma, véase Collo et al., en prensa). En consecuencia, el metamorfismo que las afectó debería asociarse a uncido mÁs joven.

Las rocas con bajo grado de metamorfismo de la Formación La Aguadita, ubicadas hacia el sector oriental del Famatina, fueron afectadas también por un episodio metamórfico-deformacional intenso, aunque la presencia de circones detríticos de ca. 480 y 460 Ma (Astini et al, 2003; Astini et al, 2005) indica que esta unidad no puede ser considerada parte del mencionado 'basamento metamórfico'. Dichos autores interpretan, en cambio, que se trataría de depósitos sinorogénicos del ciclo oclóyico. Esta interpretación ha sido recientemente sustentada por el hallazgo de faunas ordovícicas en unidades afectadas por metamorfismo de bajo grado interpuestas entre el Famatina y la región pampeana (Verdecchia et al, 2007). Si bien el episodio de metamorfismo que afectó a la Formación La Aguadita fue estudiado en detalle por Collo et al. (2005a) y Collo (2006), la edad del mismo aún no había sido establecida.

Sobre la base de la reciente actualización estra-tigrÁfica y caracterización metamórfica de las rocas con bajo grado del Famatina, se determinan edades K-Ar en la fracción micÁcea (<2μm) y roca total de 5 muestras de metapelitas, que permiten establecer un ordenamiento temporal para los principales episodios metamórficos que afectaron la región.

2. Marco Geológico

El cinturón de Famatina estÁ ubicado entre los 27° y 31°S, limitando al oeste con las sierras Pampeanas Occidentales y la faja corrida y plegada de la Precordillera y al este con los cordones pampeanos de las sierras de Velasco y FiambalÁ (Fig. 1a). Si bien desde el Cenozoico el Famatina constituye parte del antepaís fragmentado (DÁvila y Astini, 2007), durante el Paleozoico inferior constituyó un arco volcÁnico construido en el margen occidental de Gondwana(Tosellieet al., 1996; Aceñolazaeet al., 1996). Como consecuencia de la subducción de la placa pacífica desde el oeste y la posterior acreción continental de la microplaca de Precordillera se habría desarrollado una cuenca de retroarco (Astini y DÁvila, 2004). La sucesión sedimentaria y volca-no-sedimentaria asociada a esta cuenca cuya edad, demostrada en base al registro fósil, va desde el CÁmbrico Tardío al Llanvirniano temprano a medio (Astini, 1999,2003), se deposita en discordancia angular sobre rocas con bajo grado de metamorfismo (Fig. 2). Todo el conjunto se encuentra parcialmente intruido por granitoides ordovícicos (ca. 481-460 Ma,Pankhursteet al., 2000;Dahlquiste et al., 2005a)y rocas filonianas de variada naturaleza (pórfidos fél-sicos y lamprófiros) (Toselli et al, 1996; Pankhurst et al, 2000) que, localmente, producen metamorfismo de contacto en las rocas de caja (Rossi, 1996; Cisterna et al, 1990; Durando al, 1990).


Las sucesiones afectadas por bajo grado de metamorfismo en la región central del Famatina estÁn representadas por las formaciones Negro Peinado, Achavil y La Aguadita. Sin embargo, la reciente reinterpretación estratigrÁfica de esta última (Astini et al, 2003,2005) permite sostener que el conjunto de unidades ordovícicas del Famatina se habría depositado sólo sobre las formaciones Negro Peinado y Achavil (Figs. 2 y 3). Esta relación ha sido cartografiada (Collo, 2006) en la quebrada del río Volcancito donde la unidad homónima (CÁmbrico Tardío-Ordovícico Temprano) se apoya en discordancia angular sobre la Formación Achavil (Figs. 2 y 3).


2.1. Metamorfismo de las formaciones Negro Peinado, Achavil y La Aguadita

Los episodios de metamorfismo por los que fueron afectadas las formaciones Negro Peinado, Achavil y La Aguadita fueron caracterizados por Collo (2006) y Collo et al. (2005b).


La Formación Negro Peinado (Fig. 4a), cuya edad de sedimentación pudo acotarse entre el CÁmbrico Medio y el Ordovícico Temprano (Collo et al., 2005a, Collo y Astini, en prensa), fue afectada por un evento metamórfico-deformacional M1Np-D1Np con desarrollo de un plegamiento intrafoliar intenso (Fig. 5a, b). Los anÁlisis de DRX permitieron establecer que la fracción arcillosa neoformada, vinculada al episodio de mÁximo soterramiento, se compone de illita, clorita y ocasionalmente biotita (Figs. 5c, d). Por lo general, la illita es la fase predominante (∼90%), aunque en algunas muestras los contenidos de clorita son importantes (∼50%). El metamorfismo se ubica en la anquizona intensa-epizona (IK: 0,16-0,28 Δ°2 θ) hasta la zona de biotita (desarrollo de biotita blÁstica, Fig. 5c, d), con temperaturas estimadas entre 290° y 400°C (Collo, 2006). AnÁlisis EDX ('energy-dispersive system') realizados en muestras de esta unidad, arrojaron contenidos de sílice de hasta 3,33 a.p.fu. para las micas blancas (libres de sustitución illítica) asociadas al metamorfismo. De acuerdo a Massone y Szpurka (1997) los contenidos de sílice en rocas con ausencia de paragénesis limitante (cuarzo, feldespato potÁsico y flogopita) pueden ser utilizados para establecer condiciones de presiones mínimas para una secuencia. Según estos autores contenidos de 3,33 a.p.fu. representaríanfases generadas a presiones de ∼4,5 kb. El parÁmetro b de la mica blanca (b: 9,025 Å, n: 7 s: 0,004, Tabla 1) medido en las mismas rocas es característico de la serie de presión media (con un gradiente de 25-35°C/km, Guidotti y Sassi, 1986; Merrimany Frey, 1999; Merriman, 2002,2005) y consistente con las presiones estimadas a partir del quimismo de las fengitas.



FIG. 5. Microfotografías. Formación Negro Peinado: a. bandas filosilicáticas y cuarzosas alternantes que reflejan el bandeado compo-sicional primario y son coincidentes con la orientación de la foliación metamórfica S1 asociada al plegamiento P1 del episodio MlNp-DlNp (nicoles cruzados), b. banda filosilicática de grano fino plegada en una capa de grano más grueso; obsérvese la intensa recristalización en los dominios, c. y d. desarrollo de biotita blástica definiendo la foliación principal de la roca (nicoles paralelos), observar en d algunos cristales asociados a las sombras de presión de los granos de cuarzo. Formación Achavil: e. metaarenisca cuarzosa con la foliación metamórfica SI asociada al plegamiento Pl evidenciada por la orientación de los granos de cuarzo y los filosilicatos de la matriz (nicoles cruzados); Formación La Aguadita: f. metagrauvaca en la que se observan los cristales cuarzo-feldespáticos rodeados por una matriz cuarzo-micácea que define la foliación S1 generada durante el episodio M1LA-D1LA (nicoles cruzados); Faja Milonítica Ángulos: g. y h. filonita en la que pueden observarse bandas producto de recristalización mineral con blástesis de biotita (nicoles paralelos).

Tanto las presiones y gradientes establecidos, así como la disposición textural de los filosilicatos transformados y neoformados (incluyendo labiotita, Fig. 5c, d), que definen la foliación metamórfica, permitieron desvincular el metamorfismo que afecta a esta unidad de un metamorfismo de contacto asociado a la intrusión de los granitoides ordovícicos. Esto no descarta que el gradiente térmico regional haya estado relativamente elevado dado el contexto de arco de la región. Los efectos de un metamorfismo de contacto pueden acotarse a las zonas periféricas de los granitoides (Rossi et al, 1997b). Asimismo, la presencia localizada de esquistos cordieríticos con una foliación metamórfica clara (SE del Cerro Ram-blones, Fig. 3), es consistente con un desarrollo sincrónico entre el metamorfismo regional dominante y la intrusión de algunos de los cuerpos graníticos.

En la Formación Negro Peinado se identificaron ademÁs zonas de cizalle discretas, asociadas con un episodio M2Np-D2Np superpuesto al episodio principal M1Np-D1Np (Collo, 2006). Este segundo episodio afecta, particularmente, a las rocas que forman la parte oriental de la escama de Las Trancas (Fig. 3).

Para la Formación Achavil (Fig. 4b), con una edad límite de depositación cÁmbrica media a superior (504±16 Ma, edad U-Pb SHRIMP del circón mÁs joven, Collo et al, 2005a), los valores de IK medidos (0,26-0,41 Δ°2 θ) indican que fue meta-morfizada bajo condiciones de anquizona débil a intensa, con temperaturas estimadas entre 200° y 280°C para el climax del metamorfismo (Tabla 1, Fig. 5e). Para esta formación se identificaron dos episodios de plegamiento superpuestos. El mÁs antiguo, demoninado P1A, se orienta ~E-0, mientras que el segundo, denominado P2A, se orienta ~N-S (Collo et al, 2006). Ambos plegamientos presentan rasgos indicativos de deformaciones en niveles estructurales relativamente altos (<5 km), por lo que resulta probable que el mÁximo soterramiento haya sido alcanzado por las rocas de esta unidad con posterioridad a los episodios de deformación indicados. Esto resulta, a su vez, consistente con las condiciones de mÁximo soterramiento establecidas para las rocas de la Formación Volcancito, carentes de deformación apreciable (210° a 240°C, Collo, 2006) y depositadas en discordancia angular sobre la Formación Achavil.


El parÁmetro b de la mica blanca indica que en la región del río Volcancito el mÁximo soterramiento de la Formación Achavil habría tenido lugar bajo condiciones de presión intermedia a intermedia-baja (b: 9,011 Å, n: 6, s: 0,004) con un gradiente geotérmico de ~30-35°C/km (Tabla 1). Estos valores son consistentes con el quimismo de las micas blancas establecido mediante EDX, con contenidos mÁximos de Si de 3,32 a.p.f.u. que, en ausencia de la paragénesis limitante mencionada, indicarían presiones mínimas de entre 2,5 y 3 kb (cf Massonne y Szpurka, 1997). Los anÁlisis de DRX realizados para las pizarras de la Formación Achavil, evidenciaron que, en todos los casos, la fracción <2µm se compone principalmente de illita (68 a 98% de los filosilicatos), con clorita subordinada (2 a 32%). En unas pocas muestras se identificaron cantidades menores interestratificadas de clorita/vermiculita (Chl/Vm) y de esmectita (4%) que corresponderían al producto de reacciones retrógradas locales, dado que fases de este tipo no son por lo general estables en la anquizona débil a intensa y la región estÁ afectada por hidrotermalismo relativamente reciente.

Las rocas de la Formación La Aguadita (Fig. 4c) estuvieron sometidas al menos a dos procesos pos-deposicionales claramente identificables. Durante el primero de ellos, de mayor intensidad y el que mejor se preserva, tuvo lugar una blÁstesis mineral, asociada al desarrollo de un clivaje Sj (Fig. 5f). Los anÁlisis de DRX realizados sobre la fracción arcilla de las metapelitas indican que la illita es el principal mineral formado durante este episodio (61a 94%), acompañado por clorita poco abundante (4 a 9%), mientras que el estudio microscópico evidenció la recristalización de minerales cuarzo-feldespÁticos. Los valores del IK obtenidos indican que este episodio tectono-metamórfico alcanzó el campo de la anquizona (IK=0,25-0,40 A°26), con temperaturas estimadas entre 200° y 300°C (Tabla 1). El parÁmetro b de la mica blanca (b: 9,025 Å n: 3, s: 0,003) corresponde a la serie de facies de presión intermedia propuesta por Guidotti y Sassi (1986), con un gradiente geotérmico estimado de entre 25° y 30°C. Estos valores son consistentes con el contenido de Si en las micas blancas; el valor mÁximo de 3,38 a.p.f.u. correspondería a presiones de ~3,5 Kb que, debido a que en estas rocas se identificó la paragénesis limitante, puede ser interpretada como la mÁxima presión a la que fue sometida durante su soterramiento.

Las temperaturas y gradientes son estimados a partir de los valores de IK y del parÁmetro b de la mica blanca. Las series de facies de presión son las propuestas por Guidotti y Sassi (1986).

La edades U-Pb SHRIMP en circones detríticos de esta unidad (Astini et al., 2003; Tabla 2) permiten establecer una edad mÁxima ordovícica superior para el metamorfismo por el que fue afectada (edades mÁs jóvenes de 452±6 y 458±5 Ma).


El segundo proceso identificado en la Formación La Aguadita es posterior al episodio tectono-metamórfico principal y consiste en una alteración hidrotermal de tipo propilítica, vinculada a zonas marginales de un sistema de alteración. Durante este episodio tuvo lugar la blÁstesis de epidota y clorita en las rocas de grano mÁs grueso. En las metapelitas se identificó escasa esmectita generada durante un evento de retrodiagénesis, que podría vincularse con la circulación de fluidos de baja temperatura (<180°C) durante las etapas postµmas de la alteración hidrotermal o bien con la interacción de las rocas con agua meteórica durante el ascenso de la unidad (Collo et al, 2005b).

3. Muestreo y Métodos Analíticos

Las mediciones K-Ar se realizaron en 4 peritas pertenecientes a las formaciones Negro Peinado y La Aguadita; ademÁs, se realizó una medición en una muestra de la filonita de la faja de deformación Ángulos (DÁvila et al, 2003; Astini y DÁvila, 2004), ubicada inmediatamente al oeste e infrayaciendo a la Formación La Aguadita (Fig. 3). Dos de las muestras analizadas en la Formación Negro Peinado (QP4: 28°42'38,7"S-67°35'50"O y CNP: 28°50'49,3"S- 67°37'13,2"0) fueron tomadas en regiones afectadas únicamente por el episodio M1Np-D1Np, mientras que la restante (517: 28°59'27,l"S-67°33'49"0) corresponde a una de las regiones afectadas por la faja de cizalle (Fig. 3). En ningún caso las muestras presentan evidencias de haber sido afectadas por el metamorfismo de contacto generado por los intrusivos ordovícicos. La muestra de la Formación La Aguadita (LD6) fue tomada en la localidad de Loma de Las Damas (28°39'45,9"S-67°38'01"O, Fig. 3). El anÁlisis isotópico de la filonita (Fil), formada a partir de un granitoide, se realizó sobre roca total en una muestra tomada de la localidad tipo (Fig. 3, DÁvila, 2001).

En tres de las muestras pelíticas (QP4, 517 y LD6) los anÁlisis K-Ar fueron realizados sobre la fracción <2µm, para minimizar la presencia de fases detríticas portadoras de K (micas y feldespatos) que pudieran contener Ar heredado. La separación se realizó siguiendo las recomendaciones de Moore y Reynolds (1997) y Kisch (1991). Cabe aclarar que para la saturación de los filosilicatos se utilizó acetato de Na+, dado que el mismo no interfiere en la determinación de las relaciones isotópicas del Ar en el espectrómetro de masas. Asimismo, en el caso de las esmectitas, este catión remueve el K+ de sitios intercambiables en donde el Ar radiogénico no es retenido. En las dos muestras restantes (CNP y Fil), que presentaban blÁstesis de biotita, las mediciones se realizaron sobre la roca total.

Los anÁlisis K-Ar fueron realizados en el Laboratorio Ar/Ar del Centro de Investigaciones Geocronológicas de la Universidad de Sao Paulo según el protocolo de Cordani (1970) y Cordani et al. (2004). La mineralogía de la fracción arcilla de las metapelitas sobre la que se realizaron 3 de las mediciones, se determinó en el INGEIS empleando un difractómetro Philips equipado con un goniómetro vertical PW1050. Los análisis pordifracciónde rayos X se realizaron sobre los agregados orientados (a.o.) secados al aire entre 3 y 50°29, de los a.o. tratados conetilen-glicol durante 12 horas a60°Cy después de calentados a 500°C durante 4 horas, entre 3 y 30°29. Las condiciones de las corridas fueron 50 kV y 30 mA, a una velocidad de 17min. AdemÁs, en estas muestras se midió el índice de K&uµml;bler (IK), parÁmetro basado en la medición del ancho a la altura media de la reflexión (001) de la mica blanca y que se emplea para establecer las condiciones de soterramiento alcanzadas poruña unidad (K&uµml;bler, 1968; Guggenheim et al, 2002). Para poder convertir las mediciones del IK a la escala internacional 'crystallinity index standard' (CIS), propuesta por Warr y Rice (1994). se tratÁronlos patrones sµministrados por dichos autores siguiendo los mismos procedimientos que se emplearonpara tratar las muestras problema (Kisch. 1991). Con los valores de IK obtenidos para los patrones se calculó la ecuación de regresión para el difractómetro utilizado (CIS=l,151x+0,0071 A°26, r: 0,9963). En la escala CIS los límites inferior y superior de la anquizona son respectivamente 0,42 y 0,25A°29. Se realizaron cuatro mediciones del IK para cada muestra, dos sobre el preparado original y dos sobre el duplicado, promediÁndose los cuatro valores obtenidos. Las corridas para la medición del IK se realizaron a 40 kV y 30 mA, a una velocidad de 0,57min entre 7,5 y 10°2θ0.

4. Resultados: Características mineralógicas y relaciones K-Ar de las muestras analizadas

4.1. Formación Negro Peinado

4.1.1. Muestras afectadas por el episodio tneta-mórfico principal M1Np -D1NP

En la muestra QP4 la mineralogía de la fracción <2µm se compone predominantemente de illita (67%) y clorita (33%), con cuarzo y albita subordinados, mientras que no se identificó biotita Mastica (Tabla 3, Fig. 6a). En esta metapelita el IK medido es de 0,27 Δ°2 θ, correspondiendo a la parte superior de la anquizona intensa. La edad K-Ar obtenida para esta muestra es de 463±14 Ma (Tabla 4). La muestra CNP es una metapelita con clara blÁstesis de biotita (Fig. 5c), cuya mineralogía se compone predominantemente de illita, biotita, clorita, cuarzo y albita, conpequeñas concentraciones (<5%) de in-terestratificado I/S y de esmectita (Tabla 3, Fig. 6d), ambas producto de alteración local, probablemente asociada a la exhµmación de la secuencia. Para esta muestra de roca total se obtuvo una edad K-Ar de 457±9 Ma (Tabla 4).


4.1.2. Muestra afectada por los episodios M1-D1Npy M2Np-D2Np

La fracción <2 µm de la muestra 517 estÁformada predominantemente por illita (78%) y clorita (22%), con cuarzo y albita subordinados (Fig. 6b, Tabla 3). El IK medido de 0,28 Δ°2 θ corresponde a la parte superior de la anquizona intensa. Para la misma se obtuvo una edad de 359±7 Ma (Tabla 4), mÁs joven que las obtenidas para las muestras QP4 y CNP.


4.2. Formación La Aguadita

La fracción <2lihi de la muestra LD6 estÁ compuesta predominantemente por illita (89%) y clorita (9%), con esmectita (3%), cuarzo y albita subordinados (Fig. 6c). El valor de IK medido en esta muestra es de 0,26 Δ°2 θ y corresponde al límite entre la anquizona intensa y la epizona (Tabla 3). Para esta muestra el anÁlisis K-Ar arrojó un valor de435±12Ma (Tabla4).


4.3. Faja milonítica Ángulos

La mineralogía de la filonita analizada (Fil), establecida mediante microscopía óptica de transmisión, se compone de cuarzo, plagioclasa, feldespato potÁsico, muscovita, clorita y biotita (Fig. 5g y h). Los porfidoclastos son escasos y estÁn constituidos por agregados de cuarzo y micas de tamaño inferior a los 0,1 mm. La matriz es abundante y se compone de granos <0,01 mm de muscovita, cuarzo y feldespato (DÁvila, 2001). La edad obtenida para esta faja es de 444±8 Ma (Tabla 3).

5. Discusión

5.1. Datación K-Ar de eventos metamórficos de bajo grado

La interpretación de resultados geocronológicos obtenidos por el método K-Ar en rocas metamór-ficas depende principalmente de la temperatura alcanzada por el evento metamórfico y de la temperatura de cierre del sistema del mineral empleado en la datación (Adams et al, 1999; Adams, 2003; Adams y Maas, 2004). En general, se considera que la temperatura de cierre de la muscovita es de 350°C (JÁger, 1979; Cliff, 1985; McDougall y Harrison, 1999), aunque esta temperatura puede variar como consecuencia de la deformación, presencia de fluidos, variaciones en la composición de los minerales, el tamaño de grano, y las tasas de enfriamiento (Dahl, 1996; Villa, 1997). El sistema K-Ar es ampliamente utilizado para establecer edades de episodios diagenéticos o de metamorfismo de bajo grado en rocas que durante su historia posdeposi-tacional no han superado las temperaturas de cierre mencionadas (e.g., Aronsony Hower, 1976; Lee et al, 1986; Clauer y Chaudhuri, 1999). Asimismo, en la interpretación de edades K-Ar sobre illita en secuencias progradas, es importante tener en cuenta que el equilibrio isotópico alcanzado en el metamorfismo incipiente puede ser incompleto (Clauer etal, 1995; Belmar etal, 2004). La heterogeneidad química e isotópica de estas rocas (Lee et al, 1986; López Munguiray Nieto, 1999;Do Campoy Nieto, 2003; Abad et al, 2006; Kralik, 1983; Hay et al, 1988) depende, en gran medida, del mecanismo mediante el cual se hayan formado los filosilicatos autigénicos y del grado metamorfico alcanzado por las secuencia. Estas condiciones de heterogeneidad que derivan de metaestabilidad son importantes en rocas diagenéticas y de anquizona débil, mientras que, a medida que aµmenta el metamorfismo, las edades obtenidas sobre la roca total y sobre la fracción <2µm (compuesta totalmente o en forma predominante por micas autigénicas o transformadas) convergen paulatinamente y se acercan al equilibrio termodinÁmico. Algunos autores como Dong et al. (1997)y Clauery Chaudhuri (1999) consideran que para lograr la homogeneización del sistema isotópico K-Ar en las metapelitas son necesarias temperaturas correspondientes al límite anquizona-epizona. Al respecto Dallmeyer y Takasu (1992) consideran que el reequilibrio ('reseteo') del sistema K-Ar en las pizarras se completaría en la anquizona mÁs alta. De acuerdo a Hunziker et al. (1986), la pérdida total del Ar heredado en la fracción <2µm se produce a temperaturas de ~260±30°C.

5.2. Interpretación de las edades K-Ar obtenidas

Las condiciones establecidas a partir de los anÁlisis cristaloquímicos y cristalogrÁficos en minerales neoformados y transformados para el episodio M1Np-D1Np de la Formación Negro Peinado, permitirían desvincular las edades K-Ar obtenidas de procesos asociados a la intrusión de los granitoides ordovícicos. En la muestra CNP, la presencia de biotita Mastica indica temperaturas cercanas a los 400°C (cf Buchery Frey, 1994) para el climax del metamorfismo, que superarían las temperaturas de cierre del sistema K-Ar para las fases minerales portadoras de K+ presentes (predominantemente biotita y muscovita, con ausencia de feldespato potÁsico). Esto permitiría suponer que la homogeneización del sistema K-Ar habría sido alcanzada y, en consecuencia, que la edad K-Ar obtenida sobre roca total de 457±9 Ma representaría la edad del episodio metamorfico que afectó a la unidad o, en su defecto, una edad de enfriamiento ligeramente mÁs joven. Por su parte, la edad obtenida para la fracción <2µm de la muestra QP4 (463±14 Ma, error 1,85%) también sería representativa del episodio metamorfico principal. Estas dos edades, coincidentes dentro del rango de error, permiten acotar al Ordovícico Medio-Tardío el episodio metamórfico-deformacional M1Np-D1Np que afecta a la Formación Negro Peinado.

Si bien en nuestro trabajo se analizó una muestra correspondiente a la Formación Achavil, se obtuvo un valor con un error porcentual del orden del 15%, por lo que no fue considerada. Cabe mencionar que Toselli (1978) obtuvo edades K-Ar sobre roca total de entre 495± 15 y 475± 15 Ma para muestras de esta unidad aflorantes en la quebrada del río Volcancito (Fig. 3) (unidad atribuida en ese entonces a la Formación Negro Peinado). Estas rocas no muestran evidencias petrogrÁficas ni mineralógicas de haber sido afectadas por un episodio de metamorfismo térmico, como sí ocurre con las cornubianitas de la región del cerro Negro Overo (Fig. 3), por lo que dichas edades podrían, en consistencia con lo sugerido por Toselli (1978), vincularse con un episodio de metamorfismo regional. Dado que los anÁlisis fueron realizados por este autor sobre roca total, es probable que minerales detríticos portadores de K+ hayan aportado algo de Ar heredado, en cuyo caso las edades corresponderían a una edad mÁxima para el evento metamorfico que afectó a la secuencia. Un metamorfismo en grado anquizona como el que afectó a la Formación Achavil puede no ser suficiente para que se alcance el equilibrio del sistema isotópico K-Ar a nivel de roca total (cf. Clauery Chaudhuri, 1999).

La edad de 435± 12 Ma obtenida para la fracción <2µm en la Formación La Aguadita es aparentemente mÁs joven que la obtenida para el episodio de metamorfismo regional de las unidades de la faja central (formaciones Negro Peinado y Achavil). Esta edad, representativa del episodio metamorfico principal de la unidad, resulta consistente con la presencia de circones detríticos de ca. 452 Ma que indican que su depositación y metamorfismo tuvieron lugar con posterioridad a la exhµmación parcial del arco magmÁtico oclóyico (Astini y DÁvila, 2004). probablemente desarrollado contemporÁneamente al episodio de metamorfismo regional que afectó a las formaciones Negro Peinado y Achavil.

Para laFormaciónLaAguadita una reapertura del sistema isotópico en las illitas durante el desarrollo de la retrodiagénesis debe ser considerada. Estudios realizados en secuencias con una historia posdeposi-tacional similar (e.g., Clauereet al., 1995), indican que las micas generadas durante un episodio progrado no modificarían sus relaciones isotópicas frente a efectos de retrodiagénesis, siempre que este último evento se haya desarrollado a temperaturas mucho menores que la temperatura de cierre de la illita. Clauer et al. (1995) demostraron, ademÁs, que cuando los contenidos de esmectita en la fracción <2lihi son menores al 5%, la edad obtenida no resulta alterada, reflejando correctamente la edad del episodio progrado. En el caso de la Formación La Aguadita, la muestra analizada contiene sólo un 3% de esmectita (formada a <180°C), por lo que puede descartarse que la edad obtenida represente una edad de mezcla.

La muestra de la faja milonítica Ángulos (fil) habría sido recristalizada en condiciones de facies de esquistos verdes con blÁstesis de biotita. En este caso, las temperaturas alcanzadas (400°C, cf Bucher y Frey, 1994), sµmadas al grano fino que presenta la roca, permiten inferir que el sistema isotópico K-Ar habría alcanzado el equilibrio durante dicho evento y que la edad de ca. 444 Ma obtenida estaría reflejando la del episodio de deformación que generó la faja y no una edad vinculada al protolito. Esta edad resulta consistente con la relación estratigrÁfica entre la faja y la Formación La Aguadita. En el caso de existir feldespatos relictos (desde la cristalización del granito original) que hubieran preservado parte del Ar radiogénico acµmulado en la historia previa a la faja, la edad de 444 Ma sería una edad de mezcla, que representaría una edad mÁxima para su desarrollo. Dadas las bajas temperaturas de cierre de este mineral (150-350°C, Reiners etal, 2005) es probable que sus relaciones isotópicas reflejen la historia metamórfica de la roca.

La edad de 359±7 Ma obtenida para la muestra 517, correspondiente a los afloramientos de la Formación Negro Peinado, ubicados dentro de la zona de cizalle Las Trancas, podría vincularse al episodio M2Np -D2Np al Devónico Tardío-Carbonífero Temprano. Para este episodio se determinaron condiciones de anquizona intensa, por lo cual es difícil discernir si el sistema isotópico K-Ar alcanzó la puesta a cero en forma total o solo parcialmente. Cabe mencionar que el granito Loma Colorada adyacente, correspondiente a la serie magmÁtica carbonífera (cf. granitos postfamatinianos de Dahlquist et al, 2005b), podría haber afectado térmicamente a esta muestra. Si bien no existen evidencias textu-rales a favor de un metamorfismo de baja presión, para descartar o corroborar sus posibles efectos, deben llevarse a cabo anÁlisis cristaloquímicos y cristalogrÁficos de mayor detalle, como los realizados en muestras de las formaciones Negro Peinado, Achavil y La Aguadita.

6. Edades del metamorfismo en un contexto regional

El ciclo orogénico oclóyico es evidenciado por procesos de sedimentación, deformación, metamorfismo y magmatismo que tuvieron lugar durante el Ordovícico a lo largo del margen occidental de Gondwana. Si bien este ciclo es reconocido desde el Perú hasta la Patagonia (e.g., Lucassen y Franz, 2005; RÁpela et al, 2005; Chew et al, 2007) y asociado con un orógeno acreccional, sólo en el segmento andino central (Fig. 7), alineado con el cin-turón de Famatina, ha sido vinculado con la colisión del terreno Precordillera (Astini y DÁvila, 2004). Dentro de los eventos metamórficos que tuvieron lugar en el retroarco de la placa superior de este segmento, los mejor preservados y mÁs estudiados son los que afectaron las rocas que hoy forman parte de la Sierra de SanLuis (Sierras Pampeanas Orientales, Fig. 7), constituida por los complejos metamórficos Nogolí, Pringles y por las filitas de la Formación San Luis. En el Complejo Metamórfico Nogolí, edades de entre 458±2 Ma y 478±4 (GonzÁlez et al, 2004; Steenken et al, 2006) fueron atribuidas al episodio metamórfico-deformacional principal que afectó a esta secuencia, que no presenta evidencias de haber sido afectada por episodios preoclóyicos. Para el Complejo Metamórfico Pringles, Sims et al. (1998) obtuvieron edades U-Pb de 452±12 May 459±5 Ma, mientras que Steenken et al. (2006) obtuvieron una edad algo mÁs antigua (edad U-Pb de ca. 498±10 Ma) a partir de la que sugieren que el episodio de metamorfismo por el que fue afectado este complejo habría comenzado en el CÁmbrico Superior y se habría extendido por alrededor de 46 Ma. Si bien la edad del metamorfismo y deformación penetrativa que afectó a las filitas de la Formación San Luis no ha podido ser establecida con precisión dado que no se dispone de datos isotópicos, se ha inferido que éstos habrían tenido lugar con antelación al emplazamiento de los granitoides no deformados del Ordovícico Temprano (von Gosen et al., 2002). En la sierra de Chepes, una edad U-Pb SHRIMP de 469±4 Ma obtenida para bordes sobrecrecidos de circones en granitoides fue interpretada como producto de un evento de deformación y/o calentamiento desarrollado luego de la cristalización de dichos cuerpos (Dahlquist et al, 2005b; RÁpela et al, 2001). Hacia la región norte de las Sierras Pampeanas Orientales, en la sierra de Quilines (Fig. 1a; Fig. 7), se establecieron edades de entre 412 y 470Ma(Lucasseneet al., 2000;Buttnereet al., 2005) para el metamorfismo que afecta a las secuencias metasedimentarias, que fueron interpretadas como producto de un efecto predominantemente térmico desarrollado entre el Ordovícico Medio y el Silúrico en esta región.



FIG. 7. Distribución de edades de metamorfismo vinculadas a las orogenias pampeana, oclóyica y achaliana en el segmento sur de los Andes Centrales de Argentina. LP: cinturón Lules-Puncoviscana; Cho: cinturón Choromoro; Q: Sierra de Quilmes; C: Capillitas; A: Ancasti; V: Velazco; F: Famatina; E: El Espinal; U: Umango; M: Sierra de Maz; VF: Valle Fértil; PP: Pie de Palo; Ch: Chepes y Llanos de La Rioja; SL: Sierras de San Luis; Co: Sierras de Córdoba; SN: Sierra Norte; SPOr: Sierras Pampeanas Orientales; SPOcc: Sierras Pampeanas Occidentales.

Estas edades oclóyicas obtenidas para algunas regiones de las Sierras Pampeanas Orientales, son comparables con las del metamorfismo de bajo grado en Famatina y claramente mÁs jóvenes que las edades cÁmbricas inferiores (ca. 530 Ma, RÁpela etal, 1998) que caracterizan al metamorfismo pampeano en las unidades ubicadas mÁs el este, en las sierras de Córdoba. Particularmente, para las filitas de la región de Los Túneles y para las metapelitas de la región de las Cañas, en la sierra de Chepes (Fig. 7), que han sido correlacionadas con la Formación Puncoviscana, se obtuvieron edades K-Ar (fracción <0,5μm) de 517±19 Ma y Rb-Sr de 525±18 Ma (RÁpela et al, 1998) y edades Rb-Sr de 523±47 Ma (Pankhurst et al, 1998), ~40 Ma mÁs antiguas que las obtenidas para la Formación Negro Peinado en este trabajo. Si bien no se cuenta con dataciones precisas para el episodio de metamorfismo y deformación en la Formación Puncoviscana, éste estÁ acotado entre el Proterozoico Tardío (Buatois y MÁngano, 2003; Adams et al, 2005, 2006) y el CÁmbrico Medio (MÁngano y Buatois, 2004), sobre labase de evidencias estratigrÁficas, bioestratigrÁfi-cas, estructurales y geocronológicas.

En las Sierras Pampeanas Occidentales (Fig. 7), parte de la placa inferior del orógeno en el segmento andino central, las edades asociadas al principal episodio de metamorfismo se vinculan también con la orogenia oclóyica. Para el Complejo Maz (en las Sierras de Maz-Espinal) y la sierra de µmango (Fig. 7), se obtuvieron edades comprendidas entre los 421±5 y 466±1 Ma (Lucasseny Becchio, 2003; Porcher et al, 2004; Casquet et al, 2005). Edades similares fueron obtenidas algo mÁs al sur, en las sierras de Valle Fértil y Las Imanas (463±2 Ma, Baldo etal, 2001; 465±5 Ma, Galindo et al, 2004). Para la Sierra de Pie de Palo (Fig. 7) Casquet et al. (2001) realizaron anÁlisis U-Pb SHRIMP en circones pertenecientes a rocas metapelíticas, y obtuvieron edades de núcleo de entre 1.000 y 1.200 Ma, y edades de bordes de ca. 460 Ma, señalando que no existen evidencias de ningún evento metamórfico entre estas dos edades para la región occidental del orógeno. Estas edades de borde son consistentes con las edades U-Pb de 452±3 May 455±10 Ma obtenidas para la misma región por Mulcahy et al. (2003) y Vujovich et al. (2004), respectivamente.

De estos resultados se desprende que, tanto en la región gondwÁnica del orógeno (placa superior del contexto convergente) como en la región del supuesto bloque acrecionado, los principales episodios de metamorfismo tuvieron lugar entre los 498 y 421 Ma (Ordovícico Superior a Silúrico). Algunas edades obtenidas para fajas de cizalle localizadas (Fig. 7), sobre todo en el sector gondwÁnico del orógeno (Sims et al, 1998; GonzÁlez et al, 2004), pero también en la placa inferior (Ramos et al, 1998; Baldo et al, 1999; Casquet et al, 2001), indican que la deformación oclóyica con cinemÁtica dominantemente inversa y vergencia oeste podría haberse extendido hasta el Silúrico. Cabe señalar que recientemente Thomas y Astini (2007) describen deformación con vergencia oeste afectando la cubierta sedimentaria en la Precordillera septentrional, también acotada al Ordovícico Superior. Considerando este rango, las edades K-Ar presentadas en este trabajo permiten vincular los eventos metamórfico-deformacionales de las unidades con bajo grado del Famatina con la orogenia oclóyica y no con el ciclo pampeano (CÁmbrico Temprano a Medio) como fue tradicionalmente aceptado. Luego del episodio de metamorfismo regional que en el Ordovícico Medio habría generado el pico registrado en las formaciones Negro Peinado y Achavil en la faja central, se habría producido la migración hacia el este de la faja corrida y plegada en el retroarco oclóyico (DÁvila y Astini, 2005). con depositación concomitante de la Formación La Aguadita. Esta última representaría el destechado incipiente del arco magmÁtico y el desarrollo de una cuña clÁstica sinorogénica (cf Astini y DÁvila. 2004). Es posible que la faja milonítica extensional de Ángulos (DÁvila, 2003), para la cual se obtuvo una edad K-Ar en roca total de ca. 444 Ma, se vincule con adelgazamiento y colapso orogénico luego del mÁximo engrasamiento del orógeno (e.g., Dewey, 1988; England y Molnar, 1990; Hodges et al, 1998). En este marco, el metamorfismo de la Formación La Aguadita (ca. 435 Ma) se asociaría a las etapas finales de la orogenia oclóyica. La aparente inversión en el grado metamórfico, que afecta con mayor intensidad a esta formación, a pesar de ser mÁs joven que las unidades ordovícicas que se ubican en la faja central del Famatina (e.g., Formación Volcancito, Grupos Famatina y Cerro Morado, Figs. 2 y 3), puede explicarse por su posiciónrelativa dentro de la configuración del antepaís.

Los eventos vinculados con la orogenia oclóyica habrían sido sucedidos por episodios desarrollados entre el Silúrico Tardío y el Carbonífero Temprano (Sato et al, 2003) incluidos dentro del ciclo orogénico achaliano (Sims et al, 1998). En las Sierras Pampeanas Orientales estos episodios se evidencian por el desarrollo de varias zonas de cizalle (Fig. 7; RÁpela et al, 1998; Sims et al, 1998; Sato et al, 2003; Hóckenreinereet al., 2003). Aun cuando no se conozca la cinemÁtica precisa de varias de estas fajas miloníticas es clara su vinculación con el magmatismo achaliano que habría determinado la intrusión de cuerpos graníticos de 'tipo A' comunes en contextos extensionales (e.g., 340±3 Ma, Granito San Blas, Dahlquist et al., 2005b, 2006a, b). La edad K-Ar de ca. 359 Ma para la muestra de la Formación Negro Peinado (517) en la faja de cizalle Las Trancas, ubicada en el límite Devónico-Carbonífero, es consistente con las edades obtenidas para las fajas de cizalle de la región. En el Ámbito de la Precordillera, la deformación precordillerÁnica constituye un equivalente temporal y ha sido reconocida a partir de diversos argµmentos estratigrÁficos (Astini, 1996).

La marcada consistencia entre las edades establecidas para los episodios de metamorfismo en el Famatina, a partir del anÁlisis K-Ar realizado en este trabajo, con la geocronología U-Pb disponible y las evidencias estratigrÁficas y estructurales discutidas en el texto para este segmento de los Andes centrales, permite concluir que la metodología empleada constituye una herramienta geocronológica independiente y útil a los efectos de validar historias orogénicas complejas.

7. Conclusiones

Las dataciones K-Ar realizadas permiten vincular los episodios de metamorfismo regional de las unidades con bajo grado del Famatina con la orogenia oclóyica. Las edades obtenidas son mÁs de 40 Ma mÁs jóvenes que las establecidas para el pico de metamorfismo pampeano, característico de la Formación Puncoviscana y equivalentes de alto grado en las sierras Pampeanas Orientales. Las edades metamórficas ordovícicas, junto a la procedencia detrítica de las unidades que componen el 'basamento metamórfico' de la región, permiten diferenciarlo y desvincularlo de las rocas atribuidas al 'Complejo Puncoviscana'. La edad de 463±14 Ma obtenida para la fracción <2μm (QP4) en la Formación Negro Peinado sería representativa del principal episodio de metamorfismo regional (M1Np -D1Np) por el que fue afectada y resulta consistente, dentro del rango de error, con la obtenida para la misma unidad sobre roca total (CNP, 459±9Ma). Sibien no se obtuvo una edad confiable para la Formación Achavil, las edades K-Arpreviamente obtenidas por Toselli (1978) son comparables con las establecidas en este trabajo para la Formación Negro Peinado. A nivel regional, este episodio se vincularía con el climax del ciclo orogénico oclóyico durante el cual habría tenido lugar un metamorfismo regional de bajo grado y, localmente, de muy baja presión, asociado con la intrusión de importantes cuerpos batolíticos. El episodio de metamorfismo y deformación registrado en estas unidades afectadas por bajo grado puede correlacionarse con evidencias estratigrÁficas registradas en la colµmna del Ordovícico Medio de la región (e.g., discordancia angular entre el Grupo Famatina y el Grupo Cerro Morado). En la Formación La Aguadita, ubicada en el margen oriental del Famatina, el evento metamórfico sería algo mÁs joven y se vincularía con el epílogo de la orogenia oclóyica (ca. 435±12 Ma). Efectos probablemente vinculados a cizalle localizada y/o mag-matismo relacionados con el ciclo achaliano (ca. 359±7 Ma para la faja de deformación Las Trancas) se superpondrían localmente en algunas fajas de la Formación Negro Peinado. El fuerte acortamiento ocurrido durante el Paleozoico temprano en el Famatina, acentuado por el acortamiento andino, sería responsable de la superposición de estas fajas de rocas ordovícicas (Formación La Aguadita) y pre-ordovícicas (formaciones Negro Peinado y Achavil) que poseen trayectorias de soterramiento y exhµmación contrastadas como reflejo de la dinÁmica en el antepaís oclóyico.

Agradecimientos

Agradecemos a la Secretaría de Ciencia y Tecnología de la Universidad Nacional de Córdoba (62/03 SECyT-UNC), a la Agencia Nacional de Promoción de Ciencia y Tecnología (PICT-2002/07-11741 FONCYT/ANCYT) y al Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (PIP-CONICET 5873) que subsidian nuestros proyectos de investigación. Discusiones constructivas con los Dres. F. DÁvila y E. Baldo (ambos de la Universidad Nacional de Córdoba), F. Nieto (Universidad de Granada) y las agudas revisiones de los doctores R. Pankhurst, F. Luccasen y un revisor anónimo contribuyeron a mejorar significativamente nuestro trabajo. Agradecemos también a A. Onoe del Centro de Pesquisas Geocronológicas de la Universidad de San Pablo Brasil por su colaboración en los anÁlisis K-Ar. Este trabajo constituye aspectos parciales de la Tesis Doctoral presentada por la primera autora en la UNC.

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Manuscrito recibido: marzo 12, 2007; aceptado: noviembre 13, 2007.