Geoquímica de las rocas metasedimentarias del
Cámbrico medio al Ordovícico temprano de la
Sierra de Los Llanos (Sierras Pampeanas, Argentina):
Fuente de sedimentos, correlación y ambiente geotectónico

*Sebastián O. Verdecchia1, Juan A. Murra1, Edgardo G. Baldo1 Cesar Casquet2, Inmaculada Pascua3 Julio Saavedra4,

1 CICTERRA-CONICET-UNC, Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de Córdoba, Avda. Vélez Sarsfield 1611, C.P. X5016CGA-Córdoba, Argentina.
sverdecchia@gmail.com; jmurra@com.uncor.edu; ebaldo@com.uncor.edu

2 Departamento de Petrología y Geoquímica, Facultad de Ciencias Geológicas e Instituto de Geociencias IGEO (Universidad Complutense, CSIC), 28040 Madrid, España.
casquet@geo.ucm.es

3 Investigación y Control de Calidad, S.A.-INCOSA, Parque Tecnológico de Boecillo, Recinto 2. 47151 Boecillo, Valladolid, España.
mipascuag@incosa.es

4 Instituto de Agrobiología y Recursos Naturales CSIC, 37071 Salamanca, España.
julio.saavedra@irnasa.csic.es

* Corresponding author: sverdecchia@gmail.com

Fig. 1. a. Mapa geológico sintético de las Sierras Pampeanas (centro de Argentina), que muestra las principales sierras y cinturones orogénicos junto a los complejos metamórficos estudiados en este trabajo (modificado de Steenken et al., 2006 y Verdecchia et al., 2011). Se indica la ubicación de las muestra de granito TUA-1029 de Pankhurst et al. (2000); b. Detalle de la Sierra de Los Llanos y el sector norte de la Sierra de Chepes y colindantes, que señala los puntos de muestreo. Sierra de Córdoba (SC), Sierra Norte-Ambargasta (SNA), Sierra de San Luis (SL), Sierras de Los Llanos-Chepes-Ulapes (LCU), Sierra de Ancasti (An), Sierra de Ambato (SA), Sierra de Velasco (SV), Sierra de Famatina (FA), Sierra de Valle Fértil (VF), Sierra de Pie de Palo (PP), Sierras de Maz-Espinal-Umango (MEU), Complejo Metamórfico Ambato (CMA), Formaciones Negro Peinado y Achavil (NP-ACH). Se señala la ubicación de la muestra de metapsamita GAR-33 publicada por Dahlquist et al. (2005).

 

El objetivo de este trabajo es caracterizar geoquímicamente las rocas metasedimentarias del Complejo Metamórfico Los Llanos ubicado en la Sierra de Los Llanos-Chepes-Ulapes, dentro de la región de las Sierras Pampeanas Orientales (Fig. 1). En esta sierra, el metamorfismo y el plutonismo han sido vinculados con la orogenia Famatinana (Pascua et al., 1998; Pankhurst et al., 1998, 2000). Los nuevos datos químicos de elementos mayores y trazas permiten definir las características composicionales de las áreas fuente y además, la combinación de esta información con las edades publicadas del metamorfismo y magmatismo permiten acotar la edad de sedimentación de las rocas paraderivadas de la Sierra de Los Llanos y correlacionarlas con otras sucesiones metasedimentarias de la misma edad en el ámbito de las Sierras Pampeanas.

2. Marco geológico

La Sierra de Los Llanos se localiza en el sector septentrional del cordón serrano Los Llanos-Chepes-Ulapes (Sierras Pampeanas Orientales, provincia de La Rioja, figura 1a y b). Estas sierras están constituidas por cuerpos plutónicos de composición calcoalcalina, dominantemente metaluminosos, considerados como la extensión norte del batolito Los Llanos-Ulapes (Pankhurst et al., 1998 y referencias allí citadas). La litología ígnea dominante es de composición granodiorítica y contiene abundantes enclaves microgranulares máficos de composición tonalítica. La edad de cristalización de la unidad granodiorítica muestra un rango de edades de 483-497 Ma (Pankhurst et al., 1998, 2000; Dahalquist et al., 2005). En menor proporción se reconocen monzogranitos intruyendo a la granodiorita (Unidad Asperezas, de ca. 477 Ma; Pankhurst et al., 2000), gabros, dioritas en relación de mezcla con la granodiorita y finalmente granitos anatécticos como el Granito Tuani (ca. 479 Ma; Pankhurst et al., 2000, Dahlquist et al., 2005). El magmatismo de esta sierra, tanto metaluminoso como peraluminoso, registra valores negativos de εNd (-4,2 a -6,7) que sugieren una componente isotópica continental en la fuente (Pankhurst et al., 1998).

Las rocas metasedimentarias afloran de manera discontinua e intercalada con las unidades plutónicas, constituyendo grandes septos de dimensiones kilométricas. Estos septos representan fragmentos de una sucesión sedimentaria psamítico-pelítica que fue metamorfizada en condiciones de baja presión y con desarrollo de una zonación de bajo a alto grado (Pascua et al., 1998; Pankhurst et al., 1998). Limarino y Poma (1999) han agrupado las rocas metamórficas de la Sierra de Los Llanos en dos unidades formacionales en función del grado metamórfico: la Formación Olta (que incluye a filitas, pizarras, metapsamitas, esquistos y cuarcitas) y el Complejo Pacatala (que agrupa a gneises y migmatitas). En este trabajo se prefiere utilizar la denominación de Complejo Metamórfico Los Llanos (CMLL) para referirnos a todas las unidades metamórficas del área por considerar que las diferencias en grados metamórficos no son un criterio válido para diferenciar unidades formacionales. Junto a las litologías mencionadas, se han reconocido también niveles subordinados de rocas calcosilicáticas y corneanas localizadas en las cercanías de los intrusivos más básicos (Pascua et al., 1998).

Las rocas plutónicas y metamórficas de la Sierra de Los Llanos, Chepes y Ulapes constituyeron el basamento cristalino sobre el que se depositaron los sedimentos continentales del grupo Paganzo (Carbonífero-Pérmico). La tectónica compresiva de la orogenia Andina (Mioceno-Plioceno) facilitó la exhumación a nivel de erosión de este basamento, debido al basculamiento de grandes bloques corticales a favor de fallas inversas de alto ángulo y buzamiento al oeste (Limarino y Poma, 1999).

3. Muestras y metodología

Con el objeto de determinar la señal geoquímica de las unidades metasedimentarias del CMLL, se analizaron siete muestras del CMLL: dos muestras que corresponden a metapsamitas (Gar-38 y Dif-56) y cinco a metapelitas (Sab-144, Dif-61, Gar-36, Dif-57 y Esp-70), provenientes de las unidades de bajo y alto grado y cuya ubicación puede observase en la figura 1b). Por otro lado, en el tratamiento de la información química se incorpora una muestra de esquisto cuarzo-micáceo (metapsamita, Gar-33) publicada por Dahlquist et al. (2005) y, con el objeto de poder comparar la composición de estas muestras con las del Complejo Metamórfico La Cébila (CMLC), se incorporaron nuevos datos de elementos trazas de metapsamitas de la quebrada de La Cébila y la quebrada de Cantadero, incrementando la base de datos de esta región publicadas previamente por Verdecchia y Baldo (2010). Todos los análisis químicos se presentan en el apéndice, y de manera sintética en la tabla 1.

Los análisis químicos de las muestras del CMLL fueron obtenidos siguiendo la rutina (4 Litho-research) de Actlabs (Canadá). Por otra parte, los análisis químicos adicionales de trazas (e.g., REE y Sc) de las muestras del CMLC, fueron completados en el GeoAnalytical Laboratory (Universidad del Estado de Washington, Pullman, Estados Unidos). En ambos laboratorios se aplicó el método de espectrometría de masas con plasma de acoplamiento inductivo (ICP-MS).

4. Las unidades metasedimentarias del complejo metamórfico los llanos

4.1. Caracterización geológica y petrográfica de las muestras

Las rocas metasedimentarias del CMLL afloran como grandes septos, sin una distribución geográfica preferencial. Los de mayor tamaño se encuentran ubicados en la zona noroeste, en las cercanías del paraje El Alto, y en el sector sur, entre las localidades de Olta y Malanzán (Fig. 1b). En uno de los septos de la zona noroeste es donde se observa mejor conservada la secuencia metasedimentaria asociada al metamorfismo regional, formada de oeste a este por esquistos andalucíticos y gneises con biotita, sillimanita y cordierita, con intercalaciones esporádicas de niveles centimétricos de rocas calcosilicáticas. En el sector más oriental de este septo, se encuentran migmatitas estromatíticas y diatexitas, mientras que en el sector occidental afloran esquistos moteados (cordierita) y cornubianitas de grano muy fino vinculadas con la intrusión de cuerpos máficos. Las rocas metamórficas presentan una foliación penetrativa de ~310º/75ºSW dada por la orientación de filosilicatos. En los septos del sector sur, entre Olta y Malanzán (Fig. 1b), las litologías predominantes son filitas de colores verdosos, intercalados con niveles de metapsamitas de bajo grado. En las proximidades de los cuerpos ígneos, las filitas desarrollan motas no orientadas de biotita.

Filitas (Sab-144, Apéndice, figura 2a). Rocas de color verde y grano muy fino, con textura lepidoblástica con bandas micáceas que envuelven a sectores lentiformes compuestos de cuarzo, plagioclasa y mica. La composición mineralógica es muscovita, clorita, biotita, cuarzo, plagioclasa y minerales accesorios (hematita, circón, apatita).

Rocas córnenas (Gar-38 y Dif-61, Apéndice, figura 2b). Se localizan en la región noroccidental de la Sierra de Los Llanos, en contacto con intrusivos de composición máfica (gabros). Constituyen afloramientos continuos de unos 20 m de potencia. Son de color gris oscuro a negro, de aspecto isótropo y de grano muy fino (< 0,5 mm), con textura granoblastica. La mineralogía varía de cuarzosa a cuarzo-micácea, y se compone de cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa, biotita, muscovita, andalucita y cordierita como fases principales, y apatita, turmalina, circón e ilmenita como accesorios.

Metapsamitas y esquistos cuarzo-micáceos con andalucita y cordierita (Dif-56, Gar-36 y Dif-57, Apéndice, figura 2c). Son de colores grises a ocre-amarillentos, con tamaños de grano entre 0,1 y 1 mm. Las metapsamitas muestran texturas granolepidoblásticas, mientras que los esquistos presentan una textura lepidoblástica con esporádicas intercalaciones de bandas granoblásticas. La composición mineralógica principal es cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico, muscovita, cordierita y andalucita, con circón, apatita, monacita, turmalina, ilmenita y magnetita como fases accesorias.

Gneises (Esp-70, Apéndice, figura 2d). Estas rocas presentan un bandeado gnéisico dado por la alternancia de bandas micáceas de 2 a 5 cm con otras de composición cuarzo-feldespática de hasta 10 cm de espesor. A su vez, en sectores localizados, se intercalan bancos o lentes de composición psamítica o esporádicamente de composición calcosilicática, de 10 a 15 cm de espesor. Los gneises tienen una textura granolepidoblástica, con alternancia de bandas cuarzo-feldespáticas de 2 mm de espesor y bandas lepidoblásticas conformadas por biotita, muscovita y sillimanita (fibrolita). La asociación mineral es cuarzo, plagioclasa, biotita, muscovita y sillimanita como fases principales, y como accesorios, circones incluidos en biotita, apatita y minerales opacos (e.g., ilmenita, magnetita).

Fig. 2. Fotografías de afloramientos de las distintas litologías analizadas. a. Afloramiento de las filitas en el sector sur de la Sierra de Los Llanos; b. Afloramiento de las rocas corneanas macizas junto a esquistos moteados; c. Detalle de esquistos cuarzo-micáceos con andalucita-cordierita; d. Gneis biotítico-sillimanítico con intercalaciones centimétricas de lentes de composición psamítica.

4.2. Composición química

4.2.1. Elementos Mayores
Las muestras de rocas metasedimentarias analizadas registran composiciones geoquímicas equivalentes a psamitas relativamente poco maduras (sublitoarenita y subarcosa) y pelitas, como puede verse en el diagrama de clasificación química de Herron (1988; Fig. 3), el cual muestra las relaciones entre SiO₂/Al₂O₃ versus Fe₂O₃/K₂O. Las metapelitas (n=5: Sab-144, Dif-61, Gar-36, Dif-57 y Esp-70) registran las concentraciones más bajas de SiO₂ (55,4 a 62,2%) y más altas de Al₂O₃ (18,4 a 21,7%) y K₂O (4,5 a 5,3%), en contraste con las muestras de metapsamitas (n=3: Gar-33, Gar-38 y Dif-56) las cuales registran un 85,2 a 87,9% de SiO₂, 5,8 a 6,9% de Al₂O₃ y 1 a 2,4% de K₂O. Las relaciones de Al₂O₃/K₂O son altas en todas las muestras, con valores de 2,9 a 6,1 en metapsamitas y 3,8 a 4,1 en metapelitas, lo que indica la presencia significativa de minerales aluminosos en ambos casos. Estas diferencias en composición resultan consistentes con la variación de la asociación mineralógica de los protolitos, como puede observarse en la figura 4 al comparar distintos elementos con el contenido de SiO₂. En esta figura se puede observar que las concentraciones de TiO₂, Al₂O₃, Fe₂O₃ (total), MgO y K₂O (indicadores de la abundancia relativa de minerales ferromagnesianos, arcillas y minerales accesorios como ilmenita, hematita, magnetita) muestran una relación lineal y de pendiente negativa con respecto al SiO₂, siendo las metapelitas las que presentan mayor concentración de estos elementos. En tanto, el CaO no muestra variaciones composicionales significativas con respecto a la concentración de SiO₂ (0,22-0,64% CaO en metapelitas y 0,29-0,85% CaO en metapsamitas), mientras que el Na₂O exhibe una mayor dispersión en metapelitas (0,46-1,90% Na₂O) en comparación con las metapsamitas (1,15-1,39%). Por otra parte, las metapelitas contienen mayores concentraciones de P₂O₅ (0,11-0,19%) que las metapsamitas (0,08-0,12%), lo que sugiere que parte del contenido de CaO estaría aportado por apatita, observada petrográficamente, en adición a la plagioclasa.

Fig. 3. Clasificación geoquímica de las rocas metasedimentarias del Complejo Metamórfico Los Llanos propuesta por Herron (1988).

 

Al comparar las composiciones de las muestras del CMLL con estándares para pelitas (pelita australiana postarqueana o Post-Archaean Australian shale average, PAAS) y areniscas (arenisca cratónica fanerozoica, ACF), se observa que las mismas resultan parcialmente similares (Figs. 4 y 5). Las metapelitas muestran concentraciones significativamente menores en CaO con respecto al PAAS, mientras que las metapsamitas se corresponden parcialmente con la composición de la arenisca cratónica Fanerozoica (ACF), exhibiendo algunas diferencias importantes señaladas por las menores concentraciones de CaO y mayores en Na₂O y P₂O₅. A pesar de estas diferencias en álcalis, los valores del Indice de Alteración Química o CIA [Al₂O₃/(Al₂O₃+CaO*+Na₂O+K₂O), donde el CaO* representa únicamente el perteneciente a los silicatos y corregido según la sugerencia de McLennan, 1993] resultan comparables entre las composiciones estándares (PAAS y ACF) en las muestras del CMLL. Las metapelitas registran valores de CIA de 69 a 76, típico para pelitas como el PAAS (CIA=70), mientras que las metapsamitas tienen valores de 56 a 60, los que se correlacionan con la composición del ACF (CIA=60).

Fig. 4. Diagramas de variación de óxidos de elementos mayoritarios en base a SiO2 para muestras de metapelitas y metapsamitas del Complejo Metamórfico Los Llanos.

 

Fig. 5. Diagramas multielementales que proyectan las muestras del Complejo Metamórfico Los Llanos normalizando las metapelitas a la pelita del PAAS (Post-Archaean Australian shale average; Fig. a) y las metapsamitas al ACF (Arenisca Cratónica Fanerozoica; Fig. b). Ver texto para mayor explicación.

 

4.2.2. Elementos trazas
En el CMLL, las metapelitas presentan concentraciones de Cs (13-25 ppm), Rb (181-241 ppm), Ba (455-747 ppm) más altas que en las metapsamitas (Cs= 3-5 ppm, Rb= 56-92 ppm, Ba= 128-302 ppm), en correspondencia con los contenidos de K₂O. Por otra parte, las metapsamitas exhiben mayores concentraciones en Zr (265-463 ppm) y Hf (8-12 ppm) que las metapelitas (Zr=139-195 ppm, Hf= 4-6 ppm), mostrando una correlación positiva con el SiO₂ pero negativa con el Al₂O₃. Esto resulta consistente con la concentración preferencial de minerales pesados, como circón, en las unidades más psamíticas. Las concentraciones de Rb y Ba muestran una correlación positiva con el K₂O, mientras que las concentraciones medias de Sr no exhiben diferencias significativas entre metapelitas (86,4 ppm) y metapsamitas (88 ppm), en correspondencia con los bajos contenidos de CaO de ambos grupos de muestras. Las metapelitas exhiben mayores concentraciones de U (4,2-4,6 ppm), Y (28-42 ppm), Th (10-24 ppm), Sc (16-22 ppm) que las metapsamitas (U=2,5-3,7 ppm, Y= 21-30 ppm, Th= 2-15 ppm y Sc= 4,5 ppm), lo que indicaría un control por parte de minerales ferromagnesianos y minerales del grupo de las arcillas. En adición, el Ni, Nb, Cr, Pb, y V se concentran preferencialmente en metapelitas (Nb=18-22 ppm, Ni=39-50 ppm, Cr=74-103 ppm, Pb=21-28 ppm y V=106-185 ppm) respecto a las metapsamitas (Nb=9-10 ppm, Ni=4-8 ppm, Cr=31-61 ppm, Pb=14-23 ppm, y V=32-36 ppm).

Al comparar la concentración de elementos trazas en metapelitas con la composición del PAAS y la composición promedio de la corteza superior (CCS) propuesta por McLennan (2001), se observa que las mismas resultan semejantes salvo en el Sr, lo que se correlaciona con las bajas concentraciones de CaO en metapelitas (Fig. 5a). Por otra parte, las metapsamitas muestran mayores diferencias respecto al ACF con concentraciones mayores en Rb, Sr, U, Sc, Y, Zr y Nb (Fig. 5b), que podrían indicar una mayor participación de fases accesorias en las muestras del CMLL. Además, las composiciones de las metapsamitas exhiben una tendencia a aproximarse a la CCS.

La concentración total de elementos del grupo tierras raras (REE) en las muestras de metapsamitas varía en el rango de 139 a 185 ppm, mientras que en las metapelitas esta concentración es generalmente mayor con valores de 158 a 309 ppm. En la figura 6 se proyectan los diagramas de REE normalizadas a la composición del condrito (∑REE=3,476 ppm), mostrando además los patrones de composiciones estándares de pelita del PAAS (∑REE=165 ppm; Condie, 1993) y arenisca del ACF (∑REE=45 ppm; Condie, 1993), carentes de análisis de Pr, Dy, Ho, Er y Tm, y la composición de la corteza superior (CCS, ∑REE=146 ppm). En general, las metapelitas y metapsamitas muestran patrones de tierras raras similares, con un enriquecimiento preferencial de tierras raras livianas (LREE, serie La-Gd), y un patrón plano para las tierras raras pesadas (HREE, serie Tb-Lu). El patrón de las metapelitas resulta similar al PAAS y al CCS (Fig. 6a), mientras que las metapsamitas presentan un patrón de tierras raras con tendencias similares al ACF, aunque con concentraciones de varios órdenes de magnitud mayor (Fig. 6b). Todas las muestras analizadas presentan anomalías negativas de Eu con un valor promedio de Eu/Eu* de 0,60 en metapsamitas y 0,64 en metapelitas (Apéndice), más marcadas que en el PAAS (0,66), ACF (0,68) y en CSS (0,65), en consistencia con los bajos valores de CaO y Sr (Fig. 6). El mayor contenido de tierras raras livianas y pesadas en las metapelitas (∑LREE=143 a 287 ppm, ∑HREE=16 a 22 ppm) respecto a las metapsamitas (∑LREE=128 a 172 ppm, ∑HREE=11 a 15 ppm) sugiere un enriquecimiento relativo en REE en los sedimentos que puede ser explicado por una mayor concentración de minerales del grupo de las arcillas, óxidos e hidróxidos de hierro y minerales accesorios. Respecto a esto último, uno de los accesorios más probables es la apatita. Sin embargo las concentraciones de REE responden negativamente al incremento en el contenido de P2O5 en las metapsamitas y en las metapelitas, sugiriendo que este mineral no es la principal fuente de estos elementos. Esto resulta consistente con las interpretaciones de McLennan (1989) y Condie (1991), quienes han indicado que los minerales del grupo de las arcilla son importantes reservorios de LREE, Y, U y Th. En adición, fuentes ígneas de composición félsica pueden aportar LREE, lo cual resulta consistente con la anomalía negativa de Eu.

Fig. 6. Distribución de la concentración de elementos del grupo de las tierras raras normalizados a la composición del condrito (análisis de Nakamura, 1974, completado con análisis de Pr, Tb, Ho, Tm de Boynton, 1984) para las muestras de metapelitas (a) y metapsamitas (b) del Complejo Metamórfico Los Llanos (CMLL). Se proyectan, además, las composiciones de muestras del Complejo Metamórfico Chepes (CMC; Pankhurst et al., 1998; Dahlquist et al., 2005; Drobe et al., 2011) y del Complejo Metamórfico Pringles (CMP; Drobe et al., 2009) en (c), y muestras de metapsamitas del Complejo Metamórfico La Cébila (CMLC) de este trabajo (d) junto a otras muestras de metapsamitas publicadas para este complejo (Zimmermann, 2005; Larrovere et al., 2012).

 

4.2.3 Caracterización de áreas fuente
Considerando el metamorfismo como un proceso esencialmente isoquímico con movilización limitada de elementos, la concentración actual de elementos mayores, trazas y tierras raras reflejaría la composición mineralógica de los sedimentos de los protolitos, la intensidad de los procesos de selección sedimentaria y las posibles áreas fuente de los mismos.

Las relaciones Rb/Sr en las metapsamitas (0,4 a 1,5) y metapelitas (1,33 a 3,49) sugieren que los protolitos sedimentarios registraban grados variable de madurez mineralógica (ver Patocka y Storch, 2004), con una tendencia a la participación de sedimentos más maduros en las metapelitas. Las relaciones Ti/Zr, Mg# [Mg/(Mg+Fe)] y Cr/Th, las cuales son más altas en metapelitas, y las relaciones La/Sc, Th/Sc y V/Ni, que los son en metapsamitas (Tabla 1 y Apéndice) indican una derivación de material más ácido en las psamitas, y de tendencia básica en las pelitas, lo cual resulta consistente con una mayor participación de minerales del grupo de las arcillas en estas últimas. En adición, esto resulta consistente con las mínimas diferencias en los valores medios de Eu/Eu* entre muestras de metapsamitas (0,60) y metapelitas (0,64). De esta manera, las muestras clasificadas como metapelitas presentan una composición coherente con la presencia de arcillas y minerales accesorios en el protolito, mientras que las metapsamitas se desarrollaron a partir de sedimentos mayormente enriquecidos en cuarzo, feldespato potásico, y minerales accesorios pesados (e.g., circón), con escasa participación de minerales del grupo de las arcillas. Estas diferencias mineralógicas resultan consistentes con procesos de selección sedimentaria, sin ser necesario la participación de diferentes áreas fuente.

La impronta geoquímica de las áreas fuente de sedimentos y el contexto geotectónico al cual estarían vinculadas, pueden aproximarse a partir de las rocas metapsamíticas, analizando la concentración de elementos HFS (High Field Strength) cuyas relaciones interelementales son herederas de las de la fuente del sedimento dado que no experimentan cambios significativos (elementos inmóviles o de baja movilidad) durante la diagénesis y metamorfismo (e.g., La, Th, Zr, Hf, Sc y Ti; Bathia y Crook, 1986). Elementos como Th y La son útiles para identificar señales de fuentes ígneas félsicas; el Zr y el La reflejan el grado de reciclado cortical o aporte de fuentes silíceas, mientras que otros como Sc y Ti hacen referencia a fuentes máficas (Bathia y Crook, 1986). En la figura 7 se proyectan diferentes diagramas de discriminación de ambiente geotectónico propuestos por diferentes autores para rocas de composición psamítica (Th/Sc versus Zr/Sc de McLennan et al., 1990; Sc-Th-Zr/10, Th-La-Sc y La/Sc vs Ti/Zr de Bathia y Crook, 1986; Hf versus La/Th de Floyds y Leveridge, 1987; los valores de estas relaciones están resumidos en la tabla 1). Los resultados señalan que los protolitos de las unidades metapsamíticas del CMLL se corresponderían con fuentes de tipo continental asociadas a un margen pasivo (las tres muestras se proyectan en el campo D; Figs. 7a, b y d). Las bajas relaciones de Ti/Zr (5,4-8,4), las concentraciones relativamente altas Hf (7,9 a 12,4 ppm) y las altas relaciones de La/Sc (5,2-8,5), Th/Sc >1 (2,2-3,4) y Zr/Sc (60-103) indican que los sedimentos originales de las tres muestras de metapsamitas proceden de la erosión de un área fuente enriquecida en componentes félsicos.

Fig. 7. Diagramas de ambientes geotectónicos que proyectan las muestras de metapsamitas de los complejos metamórficos Los Llanos y Chepes junto con las muestras del Complejo Metamórfico La Cébila (este trabajo y datos de Verdecchia y Baldo, 2010). (a-b) diagramas ternarios Sc-Th-Zr/10 y Th-La-Sc de Bhatia y Crook (1986), (c) diagrama Hf versus La/Th de Floyds y Leveridge, (1987), (d) diagrama La/Sc versus Ti/Zr de Bhatia y Crook (1986), (e) diagrama Th/Sc versus Zr/Sc de McLennan et al. (1990). También se proyectan las muestras de metapsamitas del CMLC publicadas por Zimmermann (2005), del CMC (Pankhurst et al., 1998; Dahlquist et al., 2005; Drobe et al., 2011), y del CMP (Drobe et al., 2009). Las áreas señaladas como SPO-M y SPO-I están definidas por la distribución de dos grupos de muestras de rocas metasedimentarias (n=24) e ígneas metaluminosas (n=18) del Cámbrico temprano respectivamente, representativas del arco Pampeano en las Sierras Pampeanas Orientales (SPO) (datos extraídos de Rapela et al., 1998; Gosen et al., 2009; Iannizzotto et al., 2013). Los campos en las figuras a, b y d son: arco de isla oceánico (A), arco de isla continental (B), margen continental activo (C) y margen pasivo (D).

 

5. Caracterización de los elementos del grupo de las tierras raras y análisis del área fuente de las metapsamitas del Complejo Metamórico La Cébila

Las muestras de metapsamitas del Complejo Metamórfico La Cébila registran concentraciones de elementos de tierras raras que van desde 85 a 189 ppm con ∑LREE de 74-170 ppm y ∑HREE de 6-19 ppm (n=7; Apéndice). Los patrones de REE normalizados a condrito (Fig. 6d) muestran un enriquecimiento preferencial en LREE, con una marcada pendiente que tiende a ser horizontal para las HREE (Fig. 6d). Todos los análisis muestran patrones con anomalías negativas de Eu con valores de Eu/Eu* dentro del rango de 0,60-0,72, con excepción de una muestra que presenta una marcada anomalía con valor de 0,22 (CEB-353). Este rango resulta consistente con las composiciones de la corteza superior (CCS=0,65) y de la arenisca del Fanerozoico (ACF=0,68). El patrón general de REE de las metapsamitas del CMLC resulta similar con la CCS y de varios órdenes de magnitud mayor a la composición de la ACF.

Las concentración de elementos HFS en las muestras de metapsamitas del complejo La Cébila (presente trabajo) exhiben bajas relaciones Ti/Zr (2 a 7) y relativamente altas en Th/Sc (0,8-3,6), Zr/Sc (20,9-136,8) y La/Sc (2-16) como puede verse en las figuras 7d y e. Estos valores son compatibles con fuentes de composición félsica o con grados diferentes de reciclado, como fue sugerido por Verdecchia y Baldo (2010) a partir de las relaciones La/Th y los contenidos de Hf (Fig. 7c). Los diagramas ternarios Sc-Th-Zr/10 y Th-La-Sc exhiben similares comportamientos (Figs. 7a y b), proyectando las composiciones dentro de los campos correspondientes a arco de isla continental (campo B), margen continental activo (campo C) y margen pasivo (campo D). A pesar de que estos diagramas no permiten realizar una clara caracterización del ambiente geotectónico de las fuentes, los mismos señalan una baja participación de fuentes de composición básica.

6. Discusión

6.1. Correlación con el Complejo Metamórfico Chepes

Las rocas plutónicas y metamórficas de la Sierra de Los Llanos han sido consideradas como la continuación hacia el norte de los complejos ígneo y metamórfico de la Sierra de Chepes (CMC), debido a las similitudes petrológicas, geoquímicas y estructurales (Pankhurst et al., 1998; Pascua et al., 1998). Las unidades metapsamíticas y metapelíticas de la Sierra de Chepes (Pankhurst et al., 1998; Dahlquist et al., 2005; Drobe et al., 2011) exhiben patrones de REE similares al CMLL, mostrando marcadas anomalías de Eu (Figs. 6b, c y d). Drobe et al. (2011) sugieren que a partir de las diferencias composicionales entre metapsamitas del CMC (n=2; Ti/Zr=14-22, La/Sc=3,7-5,2, Hf=5,3-8,3 ppm, Th/Sc=1,1-1,7 y Zr/Sc=16,1-28) y la metapsamita del CMLL (Ti/Zr=31, La/Sc=2,8, Hf=3,1 ppm, Th/Sc=0,8 y Zr/Sc=11,8), los protolitos del CMC representarían sedimentos de grados variables de madurez procedentes de fuentes con mayor participación de un arco de isla continental mientras que en Los Llanos habría participación de fuentes máficas. Sin embargo, los análisis del CMLL presentados en el presente trabajo resultan diferentes en relación al publicado por estos autores, como puede observase en la figura 7, sugiriéndose la participación de fuentes de composición félsica o con mayor grado de reciclado cortical para la Sierra de Los Llanos. Aunque existen estas diferencias composicionales entre las muestras del CMLL y CMC, las relaciones de Zr/Sc versus Th/Sc, Hf versus La/Th y La/Sc versus Ti/Zr (Fig. 7c, d y e) resultan compatibles con fuentes corticales asociadas a un ambiente geotectónico de arco continental, según los diagramas de discriminación geotectónica.

Edades U-Pb SHRIMP en circones detríticos del CMC y del CMLL aportados por Drobe et al. (2011), Sims et al. (1998) y Casquet et al. (2012), permiten acotar la edad máxima de sedimentación al Cámbrico medio (pico de edad más joven ca. 520 Ma), indicando una sedimentación posterior a la orogénesis Pampeana. La edad mínima de sedimentación se sitúa en ca. 480 Ma, que corresponde a la edad de cristalización del granito anatéctico Tuaní (TUA-1029, ca. 479±10 Ma; Pankhurst et al., 2000, ver ubicación en figura 1a), derivado de la anatexis de las rocas metasedimentarias de Chepes (Dahlquist et al., 2005). Esto es reforzado por las edades de cristalización U-Pb SHRIMP en circones de rocas que intruyen al CMC y al CMLL como la Granodiorita Chepes de edad 486-483 Ma, y la unidad Asperezas localizada en el extremo sur de la Sierra de Los Llanos y de edad de 477±4Ma (Pankhurst et al., 1998, 2000). De esta manera, las edades de herencia y cristalización permiten acotar la sedimentación de los protolitos de las rocas metasedimentarias de Chepes y Los Llanos entre el Cámbrico medio y el Ordovícico Inferior (ca. 520-480 Ma). En ambas sierras, las rocas metasedimentarias contienen, además de circones detríticos paleozoicos y neoproterozoicos, circones detríticos paleoproterozoicos con edades entre 2.020-2.260 Ma, típicas del Cratón del Río de La Plata (Rapela et al., 2007), y que no se reconocen en los sedimentos más antiguos o contemporáneos a la orogenia Pampeana (Rapela et al., 2007; Verdecchia et al., 2011). Esto sugiere que el Cratón del Río de La Plata y otros terrenos situados más al este se constituyeron como áreas fuente solo después de la orogénesis Pampeana (Verdecchia et al., 2011; Casquet et al., 2012).

6.2. Correlación con otros complejos metamórficos de las Sierras Pampeanas e implicancias geotectónicas

Los protolitos de las rocas metasedimentarias de las sierras de Chepes y de Los Llanos podrían ser equivalentes a otros complejos metasedimentarios de las Sierras Pampeanas Orientales con protolitos pospampeanos afectados por la orogénesis Famatiniana. Se destacan las rocas metasedimentarias de los complejos metamórficos La Cébila (CMLC, provincia de La Rioja y Catamarca) y de Pringles (CMP, provincia de San Luis), ubicadas al noroeste y sureste de las sierras de Los Llanos-Chepes respectivamente (Fig. 1). La edad de sedimentación de los protolitos del CMLC ha sido asignada al Ordovícico Inferior sobre la base de braquiópodos preservados en cuarcitas en zona de alto grado metamórfico (Verdecchia et al., 2007). Las rocas de este complejo muestran patrones de edades de circones detríticos similares a los de los CMLL y CMC, registrando el pico de edades más jóvenes en 520-530 Ma, correspondiente a la orogénesis Pampeana, y edades típicas del Cratón del Río de La Plata (ca. 2,1 Ga; Finney et al., 2003, 2004; Rapela et al., 2007; Adams et al., 2011; Verdecchia et al., 2011). Por otra parte, las edades de sedimentación máxima y mínima de los protolitos del Complejo Metamórfico Pringles (CMP) están acotadas por la edad de herencia en circones detríticos ca. 530 Ma (edad U-Pb SHRIMP publicada por Sims et al., 1998) y la edad del pico metamórfico de ca. 498 Ma (calculada en bordes de circones por Steenken et al., 2006) respectivamente, limitando así la edad de sedimentación al intervalo Cámbrico medio a tardío.

En la figura 6d se proyectan las concentraciones de REE de las metapsamitas del CMLC presentadas en este trabajo y las publicadas por Zimmermann (2005; ∑LREE=146-224 ppm; ∑HREE=12-14 ppm; Eu/Eu*=0,57-0,74 para n=4) y Larrovere et al. (2012; ∑LREE=145-233; ∑HREE=5-17 ppm; Eu/Eu*=0,29-0,64). En general, estas rocas metapsamíticas presentan patrones similares a los registrados en los complejos metamórficos Los Llanos, Chepes y Pringles, pero con un rango composicional mayor (Fig. 6a-c). Estas diferencias pueden estar señalando variaciones del control sedimentario en la concentración preferencial de minerales enriquecidos en estos elementos como circón y apatita dentro de las unidades del CMLC.

Las concentración de elementos HFS en las muestras de metapsamitas del CMLC no exhiben una clara discriminación del ambiente geotectónico de las fuentes, pero señalan una significativa influencia de fuentes de composición félsicas o más evolucionadas con baja participación de fuentes de composición básica (Fig. 7), como fuese interpretado por varios autores (Zimmermann, 2005; Verdecchia y Baldo, 2010; Larrovere et al., 2012) de manera similar en el CMLL. Por otra parte, los análisis del CMP publicados por Drobe et al. (2009) resultan comparables al CMC y ambos exhiben pendiente negativa en la relación Ti/Zr versus La/Sc a diferencia del CMLC y el CMLL. En este sentido, López de Luchi et al. (2003) y Drobe et al. (2009) han sugerido fuentes de origen mixto para las rocas metasedimentarias del CMP compatibles con ambiente de margen continental activo o arco de isla continental. A pesar de las diferencias composicionales mostradas en los análisis de metapsamitas de los diferentes complejos estudiados, es importante destacar que las señales geoquímicas no permiten hacer una correspondencia con un determinado tipo geotectónico y que las tendencias en las variaciones en las relaciones entre Ti, Zr, Hf, La, Th y Sc hacia fuentes más félsicas o evolucionadas indican que la composición de los protolitos estaría mayormente controlada por los procesos sedimentarios y no por la heterogeneidad composicional de las fuentes.

Aunque los protolitos sedimentarios de Pringles y de Los Llanos-Chepes (Cámbrico medio a tardío) resulten ser, en principio, algo más antiguos que La Cébila (Ordovícico Inferior), todos estos muestran rasgos geoquímicos parecidos, además de patrones de edades de herencia en circones idénticos (Sims et al., 1998; Steenken et al., 2006; Drobe et al., 2009; Verdecchia et al., 2011; Casquet et al., 2012). Esto sugiere que las cuencas sedimentarias del Cámbrico medio al Ordovícico Inferior habrían compartido áreas de aporte similares de tipo margen pasivo (basamento continental extenso) y arco magmático félsico, con diferente participación de componentes máficos en consistencia con Drobe et al. (2011), y apoyándose, además, con la evidencia que arrojan los circones detríticos. La presencia de circones ʻpampeanosʼ indica que las rocas ígneas volcánicas a plutónicas, mayoritariamente intermedias a ácidas, vinculadas a esta orogénesis (Sierras de Córdoba, Sierra Norte-Ambargasta; Rapela et al., 1998; Siegesmund et al., 2010; Iannizzotto et al., 2013; Fig. 1) fueron una importante fuente de circones detríticos y demás material clástico que conformaron los protolitos de los complejos metamórficos analizados (Fig. 8); esto es consistente con las interpretaciones de Steenken et al. (2011). La existencia de una fuente ubicada en el ámbito del cinturón orogénico Pampeano implica que las rocas metasedimentarias pertenecientes al mismo (Formación Puncoviscana y equivalentes, de edad Neoproterozoico-Cámbrico Inferior; Escayola et al., 2011) debieron de ser canibalizadas y recicladas. Ello explicaría los circones detríticos con edades neoproterozoicas brasilianas (570 a 680 Ma) que se encuentran también en las rocas metasedimentarias post-Pampeanas (Collo et al., 2009; Verdecchia et al., 2011; Casquet et al., 2012) y que son característicos de la Formación Puncoviscana. La existencia en las rocas metasedimentarias post-Pampeanas de la Formación Achavil (Collo et al., 2009) y los complejos metamórficos Los Llanos y La Cébila, de poblaciones de circones con edades paleoproterozoicas típicas del Cratón del Río de La Plata (ca. 2,1 Ga) y otras de ca. 1,8 Ga que no son típicas del mismo, indica además la participación de áreas fuente más distales, ubicadas al este del cinturón Pampeano. Estas fuentes se ubicarían en el propio Cratón del Río de la Plata y en terrenos ubicados más al este del mismo, hoy día ubicados en el margen suroccidental de África, como podría ser la faja orogénica Gariep (Casquet et al., 2012). De esta manera, las cuencas pospampeanas habrían tenido una extensa y compleja área de aporte.

Fig. 8. Total sediment thickness map. The sediment thickness was calculated assuming a sediment sound velocity of 1500 m/s. Contour lines (in black) are every 50 m. MF: Martínez fault; RT: Río Turbio fault; RC: Río Claro fault.

 

Desde un punto de vista químico, las rocas ígneas y metasedimentarias del cinturón Pampeano (SPO-I y SPO-M respectivamente, en figura 7), muestran relaciones entre Ti, Zr, Hf, La, Th y Sc (Fig. 7) similares a los sedimentos de los complejos metamórficos Los Llanos, Chepes, Pringles y La Cébila, aunque con mayor contenido de componentes máficos, como es sugerido por las relaciones Ti/Zr y La/Sc (Fig. 7d) y Th/Sc y Zr/Sc (Fig. 7e), y los diagramas de discriminación geotectónica de Bathia y Crook (1986; Figs. 7a y b). Estas diferencias son imputables a los procesos sedimentarios de reciclado que afectaron a las rocas del basamento pampeano, que han dado como resultado protolitos con una mayor madurez mineralógica para las cuencas pospampeanas.

Rocas metasedimentarias depositadas también en el Cámbrico medio al Ordovícico Inferior se han reconocido en otros lugares de las Sierras Pampeanas Orientales. Tal es el caso del Complejo Metamórfico Ambato (CMA, Verdecchia et al., 2007, 2011; Fig. 1a) y las formaciones Negro Peinado y Achavil (NP-ACH, Collo et al., 2009; Fig. 1a), caracterizadas por registrar picos de edades de herencia correspondientes a la orogenia Pampeana (ca. 530-520 Ma) y ausencia de edades detríticas del Ordovícico. Edades paleoproterozoicas del rango 2,02-2,26 Ga son únicamente registradas en la Formación Achavil que sería probablemente equivalente por ello a las rocas metasedimentarias estudiadas en este trabajo. Verdecchia et al. (2011) han señalado que el Cratón del Río de La Plata no era un área de aporte durante el período de sedimentación de los protolitos del CMA y de la Formación Negro Peinado. La edad de sedimentación de la Formación Achavil ha sido acotada al Cámbrico tardío (Collo et al., 2009), mientras que las edades de sedimentación de los protolitos del CMA y de la Formación Negro Peinado han sido limitadas al Cámbrico medio (Collo et al., 2009; Verdecchia et al., 2011). Estas tres unidades fueron vinculadas a cuencas de antepaís de larga duración dentro de un contexto geotectónico posorogenia Pampeana (Collo et al., 2009; Verdecchia et al., 2011). Más recientemente, Casquet et al. (2012) sugieren que las unidades metasedimentarias que contienen herencias del Cratón del Río de La Plata (2,02-2,26 Ga) como el CMLC y la Formación Achavil, por ende más modernas que el CMA y la Formación Negro Peinado, corresponden a una sedimentación asociada a una amplia plataforma siliciclástica desarrollada en el margen suroccideantal de Gondwana, que habría incluido también unidades sedimentarias que afloran en el noroeste de Argentina (Grupo Mesón). En adición, la impronta geoquímica y el registro geocronológico de las unidades metasedimentarias de los CMLC, CMLL, CMC y CMP, resultan consistentes con este último modelo, extendiendo regionalmente el funcionamiento de estas cuencas hasta el Ordovícico Inferior (Tremadociano).

7. Conclusiones

La señal geoquímica de las rocas metasedimentarias del Complejo Metamórfico Los Llanos permite caracterizar a los tipos litológicos de estas unidades como los equivalentes metamórficos de pelitas y areniscas de madurez intermedia (sublitoarenitas y subarcosas). Las áreas de aporte de los componentes clásticos se corresponden con fuentes recicladas y/o enriquecidas en componentes félsicos, y registran además procesos de selección durante el transporte con acumulación de minerales pesados (especialmente circón). Esta signatura geoquímica ha sido también detectada por otros autores en las unidades derivadas del Complejo Metamórfico Pringles (Cámbrico medio a tardío) y el Complejo Metamórfico La Cébila (Ordovícico Inferior) y permite suponer procesos y áreas fuente similares para todos ellos. La información aportada es consistente con la propuesta de postular como probable área fuente de estos sedimentos a los complejos ígneos y metamórficos de la Orogenia Pampeana (Cámbrico inferior), además del Cratón del Río de La Plata, y la existencia de una extensa plataforma continental que bordeaba el margen suroccidental de Gondwana durante el Cámbrico medio al Ordovícico temprano.

Agradecimientos
Agradecemos al Fondo para la Investigación Científica y Tecnológica, al Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas y a la Universidad Nacional de Córdoba por brindar el financiamiento para realizar este trabajo, a través de los proyectos FONCyT Bicentenario PICT-1200, CONICET PIP Nº 112-201101-00229 y SECyT-UNC 2010/2011. Agradecemos a la Dra. López de Luchi y al Dr. Steenken, por las observaciones realizadas durante el proceso de arbitraje, los cuales han mejorado sustancialmente este trabajo.

 

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