ACTA GEOLOGICA HISPANICA, v. 32 (1997), no 1-2, p. 17-28 (Pub. 1999) Síntesis geocronológica de la evolución paleozoica inferior del borde l sur occidental de Gondwana en las Sierras Pampeanas, Argentina Geochronologic synthesis on the Lower Paleozoic evolution of the southwestern border of Gondwana, Sierras Pampeanas, Argentina E. G. BALDO ('), J. SAAVEDRA ('), C.W. RAPELA (", R. J. PANKHURST (4) , C. CASQUET y C. GALINDO (1) CONICET Dpto. de Geología, Fac.cs. Ex., Fis. y Nat., Universidad Nacional de Córdoba. Av. Vélez Sarsfield 299, A-5000 Córdoba, Argentina. (2) Instituto de Agrobiología y Recursos Naturales, CSIC, Salamanca, España. (3) Centro de Investigaciones Geológicas, Univ. Nacional de La Plata, Calle 1, No 644, A-1900 La Plata, Argentina. (4) British Antarctic Suwey, NERC Isotope Geosciences Laboratory, Keyworth, Nottingham NG12 5GG, UK. (5) Dpto. de Petrología y Geoqztimica, Facultad de Geología, Universidad Complutense, E-28040 Madrid, España. RESUMEN Las Sierras Pampeanas Argentinas constituyen un buen registro de la evolución Pre-Devónica del margen sur occidental del Gond- wana. Los trabajos multidisciplinarios recientes y especialmente la información geocronológica, recolectada a lo largo de una transec- ta E-W de aproximadamente unos 500 km, permiten precisar la edad y los rasgos geológicos de los dos principales ciclos tectono-mag- máticos involucrados en la evolución paleozoica inferior de esta parte del basamento argentino. El Ciclo Orogénico Pampeano comienza con una etapa de sedimentación en un margen pasivo (560-530 Ma), que evoluciona hacia una situación de margen activo con generación de un arco magmático tipo Andino, a los 533 - 528 Ma. El ciclo finaliza hacia los 523 Ma. en una colisión de tipo ortogonal, con un importante engrosamiento cortical, anatexis regional y generación de granitos "S". El "Ciclo Orogénico Famatiniano" se inicia a los 499-496 Ma y se caracteriza por la implantación de un arco magmático intemo de tipo trondhjemitico, seguido hacia el oeste por un importante arco magmático externo, contemporáneo con el anterior y formado por granodioritas de tipo "1" y grandes batolitos graníticos de tipo "S". Durante el Famatiniano tiene también lugar la formación de una cuenca de retroarco ensiálica con magmatismo básico. El final de este ciclo (450-420 Ma) está marcado por el desarrollo de importan- tes fajas de milonitización que marcan la colisión oblicua del Terreno Precordillera respecto al margen de Gondwana. Palabras clave: Geocronología. Orogenia pampeana. Orogenia famatiniana. Gondwana. Argentina. Sierras Pampeanas. tido reordenar temporal y espacialmente los principales eventos tectono-termales y magmáticos de las SF! De manera contemporánea con los trabajos del equipo Pampre, otros grupos de trabajo iniciaron también estu- dios geocronológicos en el basamento pampeano (ver Pankhwst y Rapela, 1998), complementando de esta forma la información cronológica y contribuyendo de manera? significativa a una mejor comprensión global de la evolución geotectónica del margen occidental del Gondwana. Se presenta aquí una recopilación de la información geocronológica relativamente moderna, correspondiente a la última década, obtenida en el basamento de las Sie- rras Pampeanas de Córdoba (SC), Chepes-Ulapes (SChU), Valle E d l (SVF) y Pie de Palo (SPP) (Figs. 1 y 2), y la interpretación evolutiva que resulta del análisis de la misma. Síntesis Geológica de las Sierras Pampeanas Argentinas Las Sierras Pampeanas del centro-oeste de Argentina (Fig. 1) constituyen una unidad morfotectónica que aflo- ra desde los 25" 30' hasta los 33" de latitud sur (aprox. 900 km en sentido N-S y unos 400 km en sentido E-O; se in- cluye aquí el Sistema del Famatina), son una parte del ac- tual antepaís del orógeno Andino y su exposición y nivel de erosión están vinculados con la posición sub-horizon- tal del segmento de la placa de Nazca en el actual margen de subducción (Isacks, 1988). Presentan un estilo de tec- tónica de bloques basculados, limitados en su flanco oc- cidental por fallas inversas cenozoicas, que dan lugar a la formación de serranías orientadas en sentido N-S y sepa- radas por depresiones o valles con rellenos de sedimentos del Terciario superior y Cuaternario. En las SP Orientales predominan las rocas metamórficas y magmáticas del Pa- lezoico inferior a medio, mientras que en las SP Occiden- tales se reconocen rocas y procesos del Proterozoico me- dio (~1000 Ma). La evolución geológica de este sector, desde el neo- proterozoico a la actualidad, ha sido subdividida en cua- tro Ciclos Orogénicos principales denominados: Pampe- ano, Famatiniano, Gondwánico y Andino (Pankhurst y Rapela, 1998 ) entendiéndose por "ciclo" a cada una de las grandes etapas de sedimentación pre-orogénicas, magmatismo, metamorfismo y deformación sin- orogé- nicas y finalmente, cierre del ciclo con la deposición de sedimentos post-orogénicos. Los dos primeros abarcan la evolución Neoproterozoica a Paleozoica superior y serán los únicos desarrollados en esta síntesis, en tanto que los dos subsiguientes están referidos a la evolución del pro- to-margen y margen actual del Océano Pacífico, desde el Carbonífero inferior - Cretácico inferior (Gondwánico) y Cretácico superior hasta la actualidad (Andino). EL CICLO OROGÉNICO PAMPEANO Definido primeramente para el sector norte de Argen- tina (Cordillera Oriental, Puna, Sistema del Famatina y Sierras Pampeanas, Aceñolaza et al., 1990), puede ser ahora extendido hacia todo la margen sur occidental del continente e interpretarse como un ciclo orogénico prin- cipal para el período Neoproterozoico-Cámbrico inferior. La etapa orogénica de este ciclo estaría vinculada con la aproximación y finalmente colisión de un trozo litosféri- co, el "Terreno Pampeano", con el borde occidental del supercontinente de Gondwana (Rapela et al., 1998) En el sector argentino, los afloramientos de rocas magmáticas, metamórficas y sedimentarias correspon- dientes a este ciclo (con edades comprendidas entre los 560-5 10 Ma.) se distribuyen a lo largo del margen orien- tal de las SP, en una franja de unos 250 Km de ancho (Fig. 1). Una edad Cámbrico inferior, obtenida recientemente en metarnorfitas de la Fm Espina1 al oeste del Sistema de Famatina (Pankhurst y Rapela, dato U-Pb SHRIMP iné- dito), permite inferir la presencia de un basamento pam- peano para los orógenos más modernos desarrollados ha- cia el oeste. Sedimentación de margen pasivo El inicio del Ciclo Orogénico Pampeano está definido por la formación de una cuenca sedimentaria de margen pasivo en el borde sur occidental del Gondwana, deposi- tándose en ésta los protolitos de las secuencias metamór- ficas de bajo a alto grado que afloran en las Sierras Pam- peanas Orientales. Los niveles estructurales más altos del Pampeano afloran en el NO de Argentina. En este sector, los meta- sedimentos de la Formación Puncoviscana s.1. (Aceñola- za y Toselli, 1976) constituyen los depósitos menos transformados metamórficamente, y se caracterizan por ser una secuencia de tipo turbidítico (pelítico-samítica), con cantidades subordinadas de carbonatos y rocas vol- cánicas afectadas por un metamorfismo de muy bajo grado. La edad Proterozoico tardío - Cámbrico inferior (Tomrnotoniense) fue primeramente definida mediante su contenido paleontológico (Durand y Aceñolaza, SQ- Sierra de Quilmes SCA- Sierra de Capillitas SU- Sierra de Umango SM- Sierra de Maz SF- Sistema del Famatina SS- Sierra de Sañogasta SA- Sierra de Ancasti PC- Precordillera SPP- Sierras de Pie de SVF- Sierras de SChU- Sierra de Chepes SN- Sierra Norte SC- Sierra de Córdoba Figura 1. Mapa esquemático de las Sierras Pampeanas Argentinas y ubicación del área de trabajo del proyecto Pampre. Distribución geográfica de las principales unidades litológicas y delimitación de los cinturones orogenicos Pampeano, Famatiniano y del Terreno Precordillera. Figure 1. Simplified sketch map of the Sierras Pampeanas Argentinas and study area of the PAMPRE proyect. Geographic distribu- tion of the main lithological unity and delimited of the Pampean and Famatinian orogenic belt and Precordillera Terrane. U-Pb SETRTMP Circón Monacita (1) O(10) m (1) O(2) (11) u (2) 1990). Edades de sedimentación de 530 a 560 Ma han si- do propuestas en base a geocronología K-Ar sobre filo- silicatos (Adams et al., 1990) y U-Pb en circones detríti- cos (Lork et al., 1990). Más hacia el sur, entre los 31 y 32 " LS, los escasos afloramientos de metasedimentitas de bajo grado del bor- de occidental de las Sierras Pampeanas de Córdoba (SC) y los septos de metamorfitas en el batolito de la Sierra de Chepes y Ulapes (SChU), presentan características muy similares a los de la Formación Puncoviscana. Las edades de 537 * 9Ma, 513 * 31Ma y 517 * 19Ma (Las dos pri- meras, isocronas Rb-Sr, y la última K-Ar en filosilicatos obtenida en fracciones < de 0,5 p, Rapela et al., 1998; Pankhurst et al., 1998) son interpretadas como la edad del metamorfismo (evento M1, Figura 2), indicando una edad mínima para la sedimentación no inferior al Cámbrico medio. Las edades U-Pb, obtenidas en los núcleos de circones de metasedimentitas de medio y alto grado de las SC y SChU, sugieren también que la etapa de sedimentación del Ciclo Pampeano está restringida esencialmente al Neoproterozoico, 560-600 Ma (Sims, et al., 1998, Rapela et al., 1998). Magmatismo de Margen Activo (Granitoides Gla) Como consecuencia de la aproximación más o menos ortogonal de un fragmento litosférico al margen de Gond- wana (Terreno Pampeano, Rapela et al., 1998), el margen pasivo puncoviscano se transforma en activo durante el Cámbrico inferior, con la implantación de un arco mag- mático calcoalcalino (andinotipo) con un plano de subdu- ción buzante hacia el Este. Los granitoides y ortoneises que afloran a lo largo del borde oriental de la SC constituyen los mejores ejemplos de la raíz de este arco magmático calcoalcalino, cuyas edades están restringidas al Cámbrico inferior (528 *1 Ma y 533 *2 Ma, edades U-Pb sobre circón, Rapela et al., 1998). Son esencialmente tonalitas, granodioritas y mon- zogranitos con biotita, homblenda, titanita y epidota, de Tipo 1, metaluminosos a levemente peraluminosos (ISA= 0,9 -1,1), Alk = 3.8-6.5%, K/Rb 190-310, geoquímica- mente comparables a granitos de margen activo (Lira et al., 1997, Pérez et al., 1996), con relaciones SrN entre 30 y 110 e YblTa entre 1,5 y 5. Las relaciones iniciales 87Sr/86Sr varían entre 0.708 - 0.713, indicando los valores más altos, una considerable impronta cortical de estos magmas, probablemente, una consecuencia de su empla- zamiento sobre una corteza continental (Rapela et al., 1998). Metamorfismo y Anatexis Colisional (Granitos Glb) El margen subductivo del borde occidental de Gond- wana evoluciona rápidamente hacia un orógeno de tipo colisional, produciéndose el cierre de la cuenca oceáni- ca puncoviscana y la acrección del Terreno Pampeano al borde del continente. En esta etapa se produce un im- portante acortamiento, acompañado de metamorfismo y la obducción de ofiolitas de tipo MORB. Como conse- cuencia del engrosamiento cortical sin-colisional, los sedimentos puncoviscanos son metamorfizados en con- diciones de alta temperatura y presión media, generán- dose granitos anatécticos, migmatitas y neises de alto grado, que registran trayectorias PTt de tipo horario y una marcada descompresión isotérmica durante el alza- miento post-colisional (Baldo et al., 1997; Rapela et al., 1998). En las SC es donde mejor ha quedado registrada es- ta etapa. Aquí se observa un desarrollo regional de mig- matitas con granate, cordierita y sillimanita, mayorita- riamente metatexitas estromatíticas y diatexitas, que gradúan transicionalmente a granitos anatkticos con cordierita. Intercalados en la secuencias migmáticas, afloran cuerpos lentiformes de rocas ultrabásicas (harz- burgitas, serpentinitas y pods de cromititas), interpreta- Figura 2. Geocronologia de los eventos magmáticos y tecto-térmicos de las Sierras de Córdoba, Chepes -Ulapes, Valle Fértil y Pie de Palo. Referencias bibliográficas: (1) Rapela et al., 1998 y Pankhurst et al., 1998, (2) Sirns et al., 1998, (3) Fantini et al., 1998, (4) MC Donough et al., 1993, ( 5 ) Dorais et al., 1997, (6) Pankhurst et al., en prep. (7) Ramos et al., 1998, (8) Galindo et al., 1996, (9) Galin- do et al. en prep., (10) Pankhurst y Rapela, 1998, (1 1) Pankhurts et al., en prep. Figure 2. Geochronological dates of the tectono-magmatic events of the Sierras de Córdoba, Chepes-Ulapes, Valle Fértil and Pie de Palo. References: (1) Rapela et al., 1998 y Pankhurst et al., 1998, (2) Sims et al., 1998, (3) Fantini et al., 1998, (4) Mc Donough et al., 1993, (5) Dorais et al., 1997, (6) Pankhurst et al., en prep. (7) Ramos et al., 1998, (8) Galindo et al., 1996, (9) Galindo et al. en prep., (10) Pankhurst y Rapela, 1998, (1 1) Pankhurts et al., en prep. dos como ofiolitas de fondo oceánico con características de N-MORB (Escayola et al., 1996). Las metamorfitas de las SC presentan una foliación sin-metamórfica muy penettativa a escala regional, de dirección N-S a NNO- SSE y buzamientos de 40" a 50" al Este. En las migma- titas se obtuvieron temperaturas próximas al pico térmi- co de 800°C y 8 kb de presión, y para las etapas de retrogradación, presiones de 5 a 3,5 kb y temperaturas de 700 a 600 "C. La edad del pico térmico del evento migmátítico ha si- do establecida en 522 i 8 Ma y 529 + 10 Ma. (método U- Pb SHRIMP en monacitas y bordes recristalizados de cir- cones, Rapela et al., 1998; Sirns et al., 1998). Los granitos anatécticos con Cdr + Sil1 + Bt, ubicados dentro de las áreas migmatíticas, afloran como pequeños plutones dis- cretos y se caracterizan por una geoquímica muy particu- lar y acorde con su génesis. Son fuertemente peralurnino- sos (ISA = 1,2 -1,44), están enriquecidos en Cs, Rb y K, muy empobrecidos en Ca y Sr, y con relaciones SrA! muy bajas, típicas de granitos sin-colisionales. Las relaciones 87Sr/86Sr son poco variables y siempre superiores a 0,71 (0.7 12 - 0.7 13) indicando claramente su origen a partir de una fusión cortical. El granito del Pilón, de 523 i 2 Ma (isocrona Rb-Sr y edad U-Pb en circón), ubicado en el ex- tremo norte de la Sierra de Córdoba, es uno de los grani- tos anatécticos mejor conocido en la SC (Rapela et al., 1998). Para las SC y SChU se obtuvieron edades modelos Nd de 1500 a 1700 Ma, sugiriendo que durante este ciclo oro- génico se estaría reciclando una corteza de edad esencial- mente Proterozoica media (Rapela et al., 1998 y Pank- hurst et al., 1998). El cierre del Ciclo Pampeano está marcado por un ambiente extensional durante el Cámbri- co superior, que da lugar a la formación de nuevas cuen- cas sedimentarias donde se depositan sedimentos de pla- taforma en discordancia sobre los meta-sedimentos puncoviscanos. EL CICLO OROGÉNICO FAMATINIANO Al igual que el anterior, esta etapa orogénica fue pri- meramente reconocida en el sector norte del país y espe- cialniente para el área del Sistema del Famatina (Aceño- laza y Toselli, 1976, 1981). Estudios posteriores han permitido extrapolar hacia el sur los procesos de este ci- clo, involucrando al resto de las Sl? El Famatiniano abarca los procesos geológicos inicia- dos en el Ordovícico inferior y finalizados en el Devóni- co inferior, según algunos autores, o en el Carbonífero in- ferior según otros. La información geocronológica pre- sentada aquí sugiere que el Famatiniano finaliza en el Si- lúrico superior-Devónico inferior, en tanto que el grupo de edades que abarcan del Devónico superior al Carboní- fero inferior corresponden al registro de los procesos post-famatinianos. En el ámb'ito de las SP, este ciclo se caracteriza por el desarrollo de ;un importante arco magmático principal, de unos 700 km de largo, con un metamorfismo de baja pre- sión sin-plutóhico. Al este del arco principal, se reconoce la formación de un arco magmático interno, desarrollado sobre el antepaís pampeano y, entre ambos, la formación de una cuenca de retro-arco, con magmatismo máfico-ul- tramáfico y metamorfismo de alto grado (Rapela et al., 1998). En el Ordovíco superior - Silúrico inferior se de- sarrollan importantes fajas de deformación miloníticas de extensión regional. La evolución del ciclo Famatiniano estaría ligada a la aproximación oblicua y posterior ane- xión al borde continental, de un nuevo terreno alóctono: el Terreno "Precordillera" (Astini et al., 1996), con claras afinidades Laurénticas, caracterizado por un basamento de edad Proterozoica media (Edades Grenville, en senti- do amplio) y una cubierta sedimentaria del Paleozoico in- ferior. Etapa de subducción, generación del arco magmático principal y arco interno Poco después de la orogénesis pampeana, se instala un nuevo régimen de subducción, con la placa subducida ha- cia el este, al que se le asocia la más importante actividad magmática del Paleozoico inferior en el ámbito de las Sierras Pampeanas. En las SC el inicio del ciclo Famatiniano está mar- cado por la intrusión post-M2 de pequeños plutones de composición tonalítico - trondjhemítico (G2), datados en 499 i 5 a 496 i 2 Ma (Fig. 2, edades U-Pb SHRIMP en circones, Rapela et al., 1998). Este magmatismo se caracteriza por un enriquecimiento en Na,O, CaO y Sr, una marcada depresión en los elementos incompatibles (K20, Cs, Rb,U) y una muy baja relación RbISr. La ubi- cación hacia el este respecto al arco principal y su sin- cronicidad, permite sugerir que se trata de un arco inter- no, vinculado a la misma subducción que genera el arco principal. En las SChU afloran ampliamente las unidades mag- máticas del denominado "Arco principal Famatiniano". Las facies metaluminosas con enclaves tonalíticos (gra- nodiorita Chepes) han sido datadas en 497 k 6 a 486 h 4 Ma (edades U-Pb SHRIMP en circones, Pankhurst et al., 1998) y las unidades monzograníticas que intruyen a las anteriores (granitos Las Asperezas) en 479 a 452 Ma (iso- cronas Rb-Sr, Pankhurst et a1.,1998). El magmatismo gra- nodiorítico es de tendencia cálcica y con tenores medios en K20. Los contenidos de Y+Ta < 6 ppm y Rb < 200 ppm son los característicos para arcos magmáticos rela- cionados a subducción (Pankhurst et al., 1998). El meta- morfismo de baja presión (2 - 3 kb) asociado espacial- mente a la actividad térmica del arco registra un variación zonal, desde la zona de la biotita hasta la zona de la Sil1 + Kfs, con anatexis local (Dahlquist y Baldo, 1996) y gene- ración de granitos cordieríticos (granito Tuani), con eda- des similares a la del magmatismo granodiorítico (Rape- la et al., 1999). Dataciones recientes, U-Pb SHRIMP, llevadas a cabo en distintos sectores de este arco, han permitido incluir dentro del magmatismo del Ordovícico inferior a los grandes batolitos de granito peraluminosos como los de la Sierra de Capillita y Velasco, anteriormente considerados como siluro-devónicos. Estos batolitos forman un cintu- rón magmático paralelo y adyacente por el este al arco magmático calcoalcalino (1), poniendo de manifiesto una zonación composicional dentro del arco principal Famati- niano, con una concentración de granitos de tipo "S" al Este y granitos de tipo "1" al Oeste (Rapela et al., 1999). El magmatismo metaluminoso se extiende, hacia el oeste, hasta el borde oriental de las Sierras de Valle Fértil (SVF). Aquí las granodioritas metaluminosas asociadas a gabros y dioritas presentan también edades famatinianas, aunque algo mas jóvenes que las de SChU (Figura 2,475 a 472 Ma, Pankhurst et al., en prep.) El registro más occidental de rocas granitoides con edades famatinianas se localiza en el borde oriental de las SPP; se trata de pequeños plutones graníticos que fueron datados en 485 y 48 1k 6 Ma (edad Pb-Pb, McDonough et al., 1994, y edad U-Pb SHRIMP en circones, Pankhurst y Rapela, 1998). Colisión Famatiniana - generación de milonitas La finalización del Ciclo Famatiniano está vinculada con la colisión del terreno Precordillera al margen conti- nental del Gondwana y el cierre del Océano Iapetus Sur (Ramos, 1998; Astini et al., 1996; Rapela et al., 1998b). La generación de importantes fajas de deformación dúc- til en el frente occidental de las SP (SPP y SVF) estaría relacionado con esta etapa colisional. Estas fajas también están presentes hacia el interior del orógeno, en las SC y SChU. Los corredores de rocas miloníticas y protomiloníti- cas tienen, por lo general, rumbos N-S y buzamientos de alto ángulo al Este. Los análisis cinemáticos indican que son esencialmente cabalgamientos de vergencia hacia el Oeste, con una componente de rumbo sinistral, indican- do un acortamiento oblicuo al margen del orógeno (Martino et al., 1993; López et al., 1996; Simpson et al., 1998). En las SC, algunas edades preliminares, obtenidas a partir de anfiboles recristalizados en la foliación miloníti- ca, indican una edad Ordovícica superior para este primer evento milonítico (Fig. 2, edades Ar-Ar sobre anfiboles, Pankhurst et al., en prep.) Otra evidencia de este evento lo constituyen los intrusivos pegmatíticos sin-miloníticos que registran edades de 447 a 435 Ma (K-Ar en moscovi- tas, Rapela et al., 1998) y de 428 (Ar-Ar en moscovita, Camacho et al., 1997). En las SChU, la foliación milonítica en la granodio- rita regional tiene edades de 452 a 459 Ma (Ar-Ar en moscovitas, Sims et al., 1998) indicando que la defor- mación no coaxial es prácticamente contemporánea con las facies más evolucionadas del magmatismo famati- niano (Granitos La Asperezas, edades 471 a 452 Ma, isocronas Rb-Sr, Pankhurst et al., 1998). En el borde oc- cidental de las SVF la milonitización estaría entre los 440 y 450 Ma (Ar-Ar en anfíbol, Pankhurst, en prep.). Edades similares fueron obtenidas para los intrusivos pegmatíticos del borde oriental de esta sierra (453 a 437 Ma, isocronas Rb-Sr y K-Ar; Galindo et al., 1996). En la SPP, un grupo importante de edades K-Ar y Ar-Ar su- gieren que la edad de la foliación milonítica estaría en- tre los 432 y 413 Ma (edades Ar-Ar sobre moscovitas y anfíbol, Ramos et al., 1998, y edades K-Ar sobre mos- covita y anfiboles Galindo et al., inéditos). En líneas ge- nerales, las edades para la etapa de deformación dúctil no coaxial sugieren que las milonitas son más modernas a medida que se progresa hacia el Este, indicando una probable migración en ese sentido del frente orogénico Famatiniano. EVENTOS POST-FAMATINIANOS En las SC, SChU y SVF y, en general, en el cinturón Famatiniano, no se observan edades radiométricas en el lapso Silúrico superior - Devónico medio. En las SC, las La síntesis geocronológica de la figura 2 revela as- nuevas edades se registran recién en el Devónico superior pectos altamente significativos. Las edades modelo Sm- y se extienden hasta el Carbonífero inferior (368 - 337 Nd sugieren la presencia de una corteza con la misma Ma), indicando la apertura de un nuevo ciclo orogénico, signatura isotópica para todo el sector de las SP Orienta- que para algunos autores sería el inicio del ciclo Gond- les y con edades de 1600 k 200 Ma (Paleo a Mesoprote- wánico, pero que por el momento preferimos denominar- rozoico); el supercontinente de esa edad, constituído por los genéricamente como procesos Post-Famatinianos. Arnazonia, Arequipa, Río de La Plata, entre otros, se ha- bría desintegrado en el Neoproterozoico en una serie de Para esta nueva etapa, se reconoce una segunda defor- cratones menores. Uno de éstos correspondería al deno- mación no coaxial de menor temperatura , datada en 358 minado Terreno Pampeano (Rapela et al., 1998b), que h 2 Ma (edad Ar-Ar en moscovita, Sims et al., 1998), tam- durante el Cámbrico inferior a medio volvería a interac- bién sugerida por edades K-Ar en anfíboles de zonas mi- tuar con el margen de Gondwana y daría lugar a los pro- loníticas (Rapela et al., 1998). Sin embargo, el evento ge- cesos geológicos involucrados dentro de la Orogenia ológico más importante lo constituye la intrusión Pampeana. post-metamórfica de grandes volúmenes de granitos por- firicos, ricos en K y de origen profundo, como el batolito La etapa esencialmente orogénica del ciclo Pampeano de Achala, aflorante en la parte central de la SC. Para es- se caracteriza por su corta duración (máxima 28 Ma, mí- te batolito, se citan edades de 368 * 2 Ma (edad U-Pb en nirno 14 Ma), implicando una rápida evolución y recicla- circón; Dorais et al., 1997), 359 + 9 Ma (Isocrona Rb-Sr; do cortical. Los modelos de evolución térmica de la cor- Rapela et al., 1998) y 359 a 345 Ma (K-Ar en moscovita teza, predicen que ésto es posible en colisiones de tipo Galindo et al., en prep.). También dentro de este período, ortogonal (Thompson et al., 1997). pero con edades algo más modernas (337* 2 Ma), se ubi- can algunos plutones menores de granitos muy especiali- Solamente en las Sierras Pampeanas Occidentales, zados como el de Capilla del Monte (Saavedra et al., (Figs. 1 y 2), se observan edades en torno a los 1000 Ma, 1998). comparables con la Orogenia Grenville, indicando la pre- sencia de un nuevo terreno de afinidad Laurentica, deno- En1 las SPP, un grupo de edades Ar-Ar y K-Ar entre los minado Terreno Precordillera (Astini et al., 1996) que se- 396 a 366 Ma indican que la etapa compresiva, con gene- rá anexado al margen gondwánico durante el ración de foliaciones miloníticas, es algo más antigua que Ordovícico-Silúrico, dando lugar a la orogénesis Famati- la regiistrada en la SC y además no tiene un magrnatismo niana. asociado. En contraposición con el Pampeano, el Famatiniano Este evento de contracción devónica es interpretada es de más larga duración (g70 Ma), presenta una etapa por Ramos et al. (1998) como el inicio de una etapa coli- con magmatismo de margen subductivo de g25 Ma, se- sional ligada a la anexión de un nuevo Terreno al margen guido de una etapa de deformación compresiva no coa- del Gondwana (Terreno Chilenia). xial, que prolonga la actividad orogénica unos 45 Ma más y que, además, presenta una polaridad en sentido es- te-oeste. Esto puede correlacionarse con una colisión de DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES tipo oblicua, dando lugar a procesos corticales que inhi- ben la exhumación rápida de las raíces del orógeno y la El, crecimiento del margen sudoeste de Gondwana ha corteza tarda mucho más en decaer térmicamente. sido asociado a distintos mecanismos de acreción de te- rrenos alóctonos (p.ej. Dalla Salda et al., 1992; Dalziel y Dalla Salda, 1996; Ramos, 1995; Astini et al., 1996; Dal- AGRADECIMIENTOS ziel, 1997). Sin embargo, la falta de edades precisas de los eventos termo-magmaticos dificultaba seriamente la co- Este trabajo se ha realizado con la ayuda económica de la rrelación de las unidades de cada sector y no permitía una - Comunidad Europea (Proyecto CI1-CT92-0088), el Programa ubicación temporal de los modelos geotectónicos pro- Sectorial de Promoción General del Conocimiento del Mniste- pueslos. La actual base de datos geocronológicos de las no de Educación y Cultura de España (Proyecto PB97-1246) y Sierras Pampeanas permite proponer modelos de evolu- el CONICET, Argentina (Proyecto PIP N" 4148). Agradecemos ción cortical, temporal y espacialmente mejor restringi- a dos revisores anónimos las sugerencias que han contribuido a dos, tal como el propuesto por Rapela et al., 1998b. mejorar este trabajo. 26 Aceñolaza, F. G., Miller, H. , Toselli, A. J. eds., 1996. 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