UBICACION Y OROGRAFIA:
Se ubica al sur del Lineamiento de Quilino. Consultar mapas en esta web o en http://mapa.ign.gob.ar/. Tambien pueden obtener información de https://www.ign.gob.ar/NuestrasActividades/InformacionGeoespacial/CapasSIG
Abarca tres cordones montañosos de Córdoba: Sierras Chicas, Sierras Grandes y sierras de Pocho – Guasapampa. Se disponen de este a oeste, el borde septentrional de la sierra Chica que incluyen las areas de La Cumbre, Los Cocos, Cerro Uritorco, etc. Hacia el norte aparecen la Sierra del Pajarillo, de la Higuerita, de Ischilin y lomas de Quilino. Incluye las sierras de Copacabana – Masa, el valle de Charbonier y el extremo norte del valle de Punilla, sierra de Cuniputu y cumbre del Perchel.
La sierra de Copacabana tiene una altura máxima de 1426 m.s.n.m. Es la mayor y que corresponde al cerro Uritorco. El cordón de las cumbres del Perchel – Cuniputu tiene una altura media de 1.000 m.s.n.m. y en los valles de Punilla y Charbonier la media se acerca a los 900 m sobre el nivel del mar.
Más al oeste, se encuentra la porción septentrional de las Sierras Grandes de Córdoba y del sistema Pocho – Guasapampa. Aquí las mayores alturas están en el orden de 1.000 m s.n.m. (sierra de Guasapampa), mientras que las alturas medias se ubican entre los 550 y 750 m sobre el nivel del mar.
La pendiente general del terreno es hacia el norte– noroeste. Se destacan las cuencas de los ríos Guasapampa, Pichanas, Soto, Cruz del Eje y Copacabana. Algunos de estos ríos alimentan los embalses Pichanas y Cruz de Eje. Las aguas terminan infiltrándose en la región de las Salinas Grandes, donde se registra una cota media de 170 m sobre el nivel del mar.
 Imagen satelital regional del sector norte de las Sierras de Córdoba. Al norte del lineamiento Quilino-Dean Funes-Villa del Totoral corresponde a otra región geológica |
Imagen satelital detallada del sector Los Cocos-La Cumbre-Ascochinga mostrando los afloramientos del Complejo Metamórfico La Falda y la Formación El Manzano. |
ESTRATIGRAFIA
SECTOR DE JESUS MARÍA (corresponde a la parte oriental del mapa adjunto
1) Formación El Manzano: Gneises pelíticos, mármol, rocas calcosilicáticas y anfibolita.
Distribución areal:
La Formación El Manzano constituye una faja de
paragneises intercalados con mármol y anfibolita, con
un ancho de uno a tres kilómetros; se extiende desde la
localidad de El Manzano (la que le da el nombre a la
formación, en dirección nornoroeste
hasta el cerro Uritorco. Las características
de la unidad se encuentran bien expuestas a lo largo de
la Ruta Provincial No 66, entre Ascochinga y La Cumbre,
la cual provee una transecta casi continua a través
de la porción central de la misma.
Antecedentes:
La unidad rica en mármol ha sido considerada por
los primeros investigadores (Rimann, 1918; Pastore y
Methol, 1953) como parte de un basamento metamórfico
no diferenciado que, posteriormente, Lyons et al.
(1997) lo subdividieron bajo las denominaciones de Formación
El Manzano y Complejo Metamórfico La Falda.
Litología y estructura:
La litología dominante es el paragneis que se intercala con mármol, rocas calcosilicáticas y anfibolita
en menor cantidad. El gneis, derivado de un protolito
pelítico, es una roca típicamente bandeada de color gris
oscuro, compuesta por cuarzo, feldespato potásico, biotita
y sillimanita en menor proporción, con muscovita
secundaria. En algunos sectores adquiere un aspecto
migmatítico ya que se pueden diferenciar bandas ricas
en micas que alternan con leucosomas cuarzofeldespáticos
granoblásticos de grano grueso a medio;
las bandas definen una foliación gnéisica penetrativa. El mármol y las rocas calcosilicáticas forman
resaltos topográficos alargados según el rumbo; se presentan
formando bancos de hasta 2 metros de espesor.
Son rocas bandeadas, de color blanco, verde, gris o rosado,
con texturas granoblásticas de grano grueso a
medio.
Los minerales principales son calcita y dolomita,
acompañados de cantidades variables de condrodita,
escapolita, grosularia, clinozoisita, diópsido, titanita bandeado es marcado por una foliación gnéisica débil a
fuerte (protomilonítica), acompañada ocasionalmente
por minerales silicatados alineados y, representa probablemente
una transposición debida a la deformación
pampeana de mediano a alto grado metamórfico.
Es frecuente observar bancos de anfibolita de
hasta 10 metros de ancho intercalados con el mármol y
las rocas calcosilicáticas. Las anfibolitas tienen una
estructura bandeada y son de color verde oscuro; están
compuestas esencialmente por hornblenda, plagioclasa,
escaso cuarzo y minerales secundarios como
epidoto y clorita.
Relaciones estratigráficas: La Formación El Manzano presenta contactos tectónicos con el Complejo Sierra Norte (al este) y con el Complejo La Falda (al oeste). La Tonalita Güiraldes, ordovícica, se yuxtapone tectónicamente, aunque localmente pueden observarse algunos contactos intrusivos. El granito devónico Capilla del Monte intruye la parte norte de la formación con contactos discordantes netos. También la intruyen numerosos diques pegmatíticos de cuarzo y feldespato potásico cuya edad no ha sido determinada. Más al norte, la formación está cubierta por el conglomerado cretácico Los Terrones y depósitos no consolidados cuaternarios.
Edad y correlaciones:
La Formación El Manzano puede correlacionarse
con otras unidades ricas en mármol que forman fajas
similares a lo largo de las sierras de Córdoba tales como
la Formación Quilpo (Lyons et al., 1997) y el Complejo
Las Lajas ubicado más al sur, en la Sierra de Comechingones.
Ellas representarían porciones de una secuencia
sedimentaria formada por rocas carbonáticas,
pelíticas y máficas de plataforma que se habrían depositado
durante el Proterozoico Superior-Cámbrico Inferior,
desmembradas y emplazadas por fallamiento probablemente
durante la deformación famatiniana ordovícica
o bien durante el evento devónico achaliano (Sims
et al. 1997).
La equivalente Formación Quilpo fue asignada al
Cámbrico Inferior mediante dataciones de circones procedentes
de muestras de gneis que dieron una edad U-Pb
para el pico metamórfico de 529 ± 8 Ma. (Camacho
y Ireland, 1997).
3 Formación Sauce Punco
Distribución areal:
Los afloramientos de filitas se disponen formando
delgados tabiques alargados dentro de la faja de la Sierra
de Sauce Puncu. Los afloramientos más importantes
se encuentran al oeste del poblado conocido como
Santa Cruz, en algunos de ellos se han abierto pequeñas
canteras para la obtención de piedra laja. Otros afloramientos de menor magnitud se ubican
en los alrededores de San Pedro Norte.
Antecedentes:
Las filitas han sido cartografiadas por Methol (1958)
junto con otras rocas de mayor grado metamórfico,
dentro de la unidad que denominara “esquistos cuarcíticos-
micáceos y cuarcitas”.
Litología y estructura:
Son rocas de color verde a rojizo, de grano muy
fino y bien foliadas, con una asociación mineral cuarzo, feldespato, muscovita, sericita, clorita, epidoto, circón
y rutilo. Al microscopio se observa una textura
granoblástica de grano fino con una marcada foliación
dada por bandas de segregación cuarzofeldespáticas
de grano más grueso con intercalaciones
de bandas micáceas; en ocasiones las bandas interrumpen
su paralelismo y se curvan. Son comunes
los blastos de cuarzo y la asociación cuarzo + feldespato
rodeados por cristales de muscovita que se adaptan
a la redondez de los primeros, no definiendo sombras
de presión claras. Se observan como accesorios
cubos opacos que posiblemente correspondan a minerales
de Fe como pirita o magnetita y cristalitos de
epidoto, circón y rutilo.
El grado metamórfico alcanzado es facies de esquistos
verdes inferior.
En una cantera de Santa Cruz es posible observar
la estratificación de la roca S0//S1?, marcada por capas
cuarzosas de 1 ó 2 cm alternando con otras micáceas
en donde se ha desarrollado una crenulación incipiente
S2?. La roca muestra una foliación 300/90 y
una lineación mineral 30/15 que es consistente con la
deformación milonítica de los granitos que le sirven de
caja. En algunos lugares los tabiques filíticos se muestran
levemente plegados.
Relaciones estratigráficas:
Las filitas forman bandas delgadas de pocos cm
de ancho a tabiques alargados, subverticales, de decenas
de metros de espesor alojados dentro de los granitos
miloníticos de la faja de deformación de la Sierra de Sauce Puncu. Las filitas y granitos deformados son
cortados por intrusiones de granitos equigranulares postmiloníticas,
débilmente foliados que son asignados al
Ordovícico (Famatinianos).
Edad y correlaciones:
Rocas similares han sido descriptas al oeste de San Francisco del Chañar (Lucero
Michaut, 1969; Miró, 2000). Las Filitas Sauce Puncu
pueden ser correlacionadas con las pizarras, filitas,
metapsamitas y metapelitas de la Formación La Cébila
de la Sierra de Ambato (González Bonorino, 1951), con
metavaques y metapelitas fosilíferas de las Cumbres
Calchaquíes, Sierra de la Ovejería y Sierra de Paimán
(Durand et al., 1997). Estos últimos interpretan que los
sedimentos se habrían depositado en una cuenca
oceánica proto-Pacífica desarrollada durante el Proterozoico
Superior-Cámbrico Inferior en el margen pasivo
de Gondwana, en un ambiente de sedimentación de
abanicos submarinos.
2: Complejo Metamórfico La Falda:
Paragneises intercalados con ortogneises, escasos mármoles y rocas calcosilicáticas.
Distribución areal: El Complejo Metamórfico La Falda yace a lo largo de la Sierra Chica de Córdoba, al oeste de la unidad metamórfica rica en carbonato denominada Formación El Manzano (Lyons et al., 1997). Yace a lo largo de la cumbre del Perchel, sierra de Cuniputo y sierras de San Marcos, entre dos grandes unidades metamórficas ricas en carbonato, limitadas por fallas, las denominadas Formación El Manzano (Lyons et al., 1997) en la Sierra Chica, y la Formación Quilpo.
Antecedentes:
Esta unidad ha sido interpretada por los primeros
investigadores (Rimann, 1918; Pastore y Methol, 1953)
como parte de un basamento metamórfico no diferenciado,
posteriormente Lyons et al. (1997) lo subdividieron
bajo las denominaciones de Formación El Manzano
y Complejo Metamórfico La Falda.
Litología y estructura :
El complejo está constituido en su mayor parte por
paragneises con intercalaciones de ortogneis tonalítico,
en porcentajes estimados 80 – 20 % respectivamente;
los gneises están acompañados por muy escasos bancos
de mármol y rocas calcosilicáticas; más raramente
afloran anfibolitas con boudinage, representando probablemente
diques de rocas máficas metamorfizados.
El paragneis es una roca bandeada color gris,
compuesta por cuarzo, plagioclasa, biotita, granate,
sillimanita y muscovita. El contenido de feldespato varía
entre10% y 20%, predominando la plagioclasa sobre
el feldespato potásico. La muscovita es secundaria.
La textura es típicamente gnéisica y en lugares
migmatítica, con bandas leucosomáticas de cuarzo y
feldespato. La mineralogía y textura sugieren un origen sedimentario pelítico.
Muy escasos bancos de mármol y rocas calcosilicáticas
se intercalan con el paragneis; su composición
mineral es: calcita-dolomita recristalizada junto a
grosularia, cuarzo y epidoto.
El ortogneis tonalítico biotítico (Formación San Marcos) es una roca gris,
equigranular, de grano medio, con foliación débil; forma
lentes que varían entre menos de un metro a varios
metros de ancho. La roca posee contenidos de cuarzo
uniformemente altos (40% -45%) con alguna variación
en las proporciones del contenido de feldespato; la
muscovita presente es secundaria y el circón es la única
fase accesoria. Localmente, su composición es monzogranítica.
En lugares, el ortogneis trunca la fábrica metamórfica
principal y además encierra enclaves rotados de
paragneis pelítico.
Tanto el gneis pelítico como el ortogneis están plegados
isoclinalmente por F2 con el ortogneis extendido
dentro del plano de foliación S2. Las hojas de biotita
dentro del ortogneis se disponen en conformidad con las foliaciones S1 y S2 del gneis pelítico.
Estas relaciones indican que el ortogneis intruyó originalmente al gneis pelítico muy cerca de la deformación Pampeana del Cámbrico Inferior (D1) y antes que la deformación Famatiniana del Ordovícico Inferior (D2).
Relaciones estratigráficas:
Varios plutones y pequeños cuerpos graníticos
intruyen el Complejo Metamórfico La Falda, entre los
que se destaca el granito devónico de Capilla del Monte.
También la unidad es intruida por diques aplíticos y
pegmatíticos (muscovita-cuarzo-feldespato potásico) de
hasta 10 metros de ancho. La unidad es cubierta por
depósitos cretácicos remanentes de la Formación Los
Terrones y sedimentos clásticos cuaternarios, de grano
grueso e inconsolidados.
Edad y correlaciones:
El Complejo Metamórfico La Falda se distingue
de la Formación El Manzano y Quilpo por la presencia de tonalita
y menores proporciones de rocas carbonáticas, pero
comparten la misma historia metamórfica y estructural.
Dataciones realizadas sobre bordes de circones
detríticos y sobre crecimientos de monacita indican que
las rocas de estos complejos metamórficos sufrieron
metamorfismo de alto grado y deformación en un lapso
de 540-520 Ma (Sims et al., 1998)
4) Formación La Lidia: No se describe ya que corresponde a la Sierra Norte de Córdoba y Santiago del Estero
5, 6, 7 y 8 Complejo Igneo Sierra Norte
Granodioritas y monzogranitos. Granitoides milonitizados y protomilonitas. Tabiques y xenolitos de paragneis, ortogneis y rocas metabásicas.
Antecedentes: El complejo ígneo fue cartografiado por los primeros investigadores (Rimann, 1918, Pastore, 1932, Pastore y Methol, 1953; Methol, 1958), diferenciando rocas graníticas, metamorfitas y algunas zonas milonitizadas. Lucero Michaut (1986) y Pérez et al.(1996) reconocieron que muchos de los gneises fueron originalmente rocas graníticas intrusivas, separándolas de los paragneises y mármoles. Posteriormente, Lira et al. (1997) definen al Batolito de Sierra Norte de Córdoba-Ambargasta como producto de una actividad magmática calcoalcalina metaluminosa a débilmente peraluminosa, generadora de granitos tipo I, característicos de los ambientes de arcos precolisionales relacionados a márgenes continentales activos. Sin embargo, Stuart-Smith et al. (1997) y Sims et al. (1998) concluyeron que los granitos calcoalcalinos tipo I, de la Sierra Norte de Córdoba, representan el estadio final de la Orogenia Pampeana y estarían relacionados a una extensión postcolisional y fusión de granitos tipo I más antiguos. Como trabajos locales se destacan los de Mazzieri y Baldo (1994), Gordillo et al. (1997) y Kirschbaum et al. (1997).
Distribución areal:
El Complejo Igneo Sierra Norte se ubica al este
y norte de la estructura Pajarillo-Carapé (en contacto
con la Formación El Manzano). Sus afloramientos de
dimensiones batolíticas ocupan la parte norte de la Sierra Chica de Córdoba,
sierras de La Higuerita, Ischilín, Macha, Orcosuni,
Sauce Puncu y San Pedro Norte. Los afloramientos más extensos de las
metamorfitas se encuentran en las áreas de El Sauce-
Colonia Hogar, Todos Los Santos-Cañadón Largo,
Ischilín-Ongamira y en una franja entre Guayascate y
Simbolar. Sin embargo es común observar tabiques y
xenolitos metamórficos, de diversos tamaños a lo largo
de todo el complejo. Muchos de los contactos entre las unidades metamórficas
(para y ortogneises) e ígneas, en la Sierra de
Ischilín, fueron inferidos basándose en la interpretación
de patrones magnéticos y espectrométricos de rayos
gamma (Stuart-Smith y Skirrow, 1997).
Litología y estructura: Los granitoides diferenciados dentro del complejo son: tonalita-granodiorita y monzogranitos, rocas variablemente foliadas que llegan a constituir protomilonitas y milonitas en las zonas de cizalla. La deformación se manifiesta por rotación de minerales y recristalización de cuarzo y feldespato. Al microscopio, crecimientos mirmequíticos y microaplíticos en los espacios intergranulares siguen los planos de deformacion tales de plagioclasa quebrados en fragmentos, rotados y englobados por feldespato potásico de última generación indicaría la coexistencia de fases cristalinas y fluidas en el momento del tectonismo (Prieri, 1996). En diferentes afloramientos se han observado indicadores cinemáticos, como lineaciones de estiramiento y rotación de minerales, que responden a movimientos inversos. Estas observaciones son consistentes con un emplazamiento plutónico bajo un régimen de deformación compresiva, que podría explicarse por la generación de cavidades entre zonas de cizalla según el modelo de“intrusión de magma en zonas de cizalla” (magma filling in shear zones) descripto por Pitcher (1993). Numerosos pero pequeños cuerpos de paragneis, ortogneis de composición granítico-tonalítico y rocas metabásicas forman tabiques o xenolitos dentro de las fases granitoides mostrando contactos paralelos a las fábricas magmáticas y metamórficas diferenciadas.
5 Paragneis, ortogneis y rocas metabásicas
Paragneises con intercalaciones de ortogneises
constituyen las rocas más antiguas del complejo.
Forman tabiques entre o enclaves dentro de las fases
granitoides intrusivas.
El Paragneis contiene típicamente cerca de 50%
de feldespato y 30% a 40% de cuarzo, biotita, escaso
granate y circón detrítico redondeado. La fábrica es
gnéisica con un pronunciado bandeado composicional
marcado por la alternancia de leucosomas de feldespato
y cuarzo poligonal, granoblásticos de grano grueso a
fino y bandas ricas en mica. La roca muestra un plegamiento
apretado. Dentro de estos
paquetes metamórficos, se han observado entre Villa
Albertina e Ischilín, escasos y pequeños bancos de
mármol con diópsido, granate y epidoto, que
han sido explotados en pequeña escala.
El ortogneis forma capas concordantes dentro del
paragneis, con espesores variables entre unos pocos
metros a decenas de metros. En el área de
El Sauce y de Todos Los Santos, está compuesto por
un 60% de albita subhedral de grano grueso, cuarzo y
escaso feldespato potásico. La biotita alineada, junto
con escasa muscovita intercrecida, forma agregados
decusados que definen la foliación gnéisica. Son accesorios comunes: titanita, apatita, allanita y magnetita.
Escasa hornblenda aparece en lugares. Posee una muy
débil alteración sericítica y hematítica con escasa alteración
epidoto y clorita (Stuart-Smith y Skirrow, 1997). La
susceptibilidad magnética es altamente variable. En la
vecindad de El Sauce, el gneis contiene muchos enclaves
de anfibolita y se han preservado los intrincados
contactos discordantes originales. Menos comúnmente se presenta también una variedad rosada de composición
granítica biotítica, cuyos afloramientos separan
los paquetes para-ortognéisicos de los granitoides cámbricos
(Stuart-Smith y Skirrow, 1997).
En el área de Guayascate, el ortogneis granítico es equigranular de grano medio con una foliación gnéisica penetrativa definida por los schlieren biotíticos y recristalización del feldespato producida por cizalla pura. La foliación es afectada por un evento deformativo posterior que produjo crenulación y boudinage de venas pegmatíticas tempranas.
6 Enclaves de metagabro, metadiorita y metadiorita cuarcífera equigranulares, de color gris verdoso oscuro y granulometría media a gruesa, son muy comunes dentro de las fases granitoides metaluminosas del Complejo Igneo Sierra Norte, en particular dentro de las granodioritas.
Uno de los mayores cuerpos, de 1 km de ancho, aflora en El Sauce, donde están expuestos los contactos intrusivos con el ortogneis granítico que los encaja. Otros afloramientos se localizan a mitad de camino entre Todos Los Santos y Ongamira, o en el camino entre Ischilín y Va. Albertina y, más al norte, en el paraje La Cañada, al oeste de La Toma.
Estas rocas metabásicas son altamente magnéticas (susceptibilidades magnéticas >500 x10-5SI). Las metadioritas están compuestas esencialmente por plagioclasa subhedral, hornblenda, biotita y pequeñas cantidades de cuarzo, magnetita y trazas de apatita y pirita. En el metagabro se observan texturas ofíticas, reemplazos de clinopiroxeno y ortopiroxeno por hornblenda y uralita. Los enclaves y xenolitos presentan un bandeado composicional. Es común observar una alteración a epidoto, clorita y sericita, particularmente cerca de los contactos con las rocas encajantes.
7 Granodioritas hornblenda biotítica maciza a
foliada
Esta fase ocupa principalmente la porción occidental
del batolito. La roca es de color gris claro a gris
verdoso y posee una textura equigranular de grano
medio. La composición mineral es: plagioclasa (andesina),
cuarzo, biotita-hornblenda, feldespato potásico (pertítico
e intersticial); como accesorios contiene apatita,
magnetita, ilmenita, circón, titanita, allanita y pirita. Se
observó epidoto, sericita y carbonato como productos
de alteración de la plagioclasa, y una cloritización marginal
de la biotita. La hematita está presente en la fracturas
más recientes. La roca está parcialmente recristalizada
y es posible observar un débil paralelismo de
los minerales según planos subverticales con orientación
submeridional; enclaves máficos (diorita y anfibolita )
y schlierens de biotita-hornblenda se orientan siguiendo
la foliación. Es característica su alta susceptibilidad
magnética, por lo general mayor a 400x10-5 SI.
8 Monzogranito porfírico biotítico
Es una roca de color gris a gris rosado, textura
granular de grano medio a grueso con efectos sobreimpuestos
de recristalización y cataclasis.
Mineralógicamente está compuesta por cuarzo,
feldespato potásico, plagioclasa, biotita y hornblenda;
también presenta opacos, allanita, titanita, apatita y circón.
Como secundarios aparece hematita, arcilla, sericita,
muscovita, clorita, epidoto y anatasa. El cuarzo
forma mosaicos de granos suturados alargados, con
extinción ondulosa. La plagioclasa (oligoclasa) es tabular
a anhedral y zonada. El feldespato potásico en mayor
proporción forma grandes cristales anhedrales que
engloban otros componentes y es poiquilítico (con inclusiones
de biotita, plagioclasa). La biotita se orienta
en forma sinuosa según el plano de foliación junto con
apatita y opacos. La muscovita es escasa y crece a
expensas de la biotita. La Magnetita intercrecida con
ilmenita se presenta incluida en biotita y feldespato.
El monzogranito presenta variedades texturales
desde porfírico (con fenocristales de feldespato potásico
que en algunos casos superan los 10 cm), equigranular
a seriado e inclusive cataclástico
donde la roca muestra una marcada foliación
. Los xenolitos de rocas metamórficas
y enclaves máficos son característicos,
muchas veces se encuentran aplastados y orientados
según el plano de foliación. La susceptibilidad magnética
es relativamente menor que la de las tonalita-granodioritas y por lo general no supera los 300x10-5 SI. Buenas exposiciones de estas rocas se pueden
observar en las canteras de Dean Funes.
Relaciones estratigráficas:
Se infiere que el contacto del Complejo Igneo Sierra
Norte con los complejos metamórficos del oeste
(complejos La Falda y Cruz del Eje) seguiría el corrimiento Copacabana-Pajarillo (Candiani, 1998), continuando
hacia el sur por la denominada Falla Carapé,ésta última cabalga hacia el oeste sobre la Formación
El Manzano (Lyons y Stuart-Smith, 1997).
Las unidades de para y ortogneis son intruidas por
los granitoides de Sierra Norte, definiendo contactos
en su mayoría concordantes con las fábricas metamórficas
diferenciadas; los intrusivos muestran foliaciones
variablemente desarrolladas indicando un emplazamiento
sintectónico tardío, con respecto a las fábricas S1 en
los paragneises.
Dentro de los tabiques gnéisicos, cuerpos de anfibolita
con boudinage, de menos de 2 m de largo, pueden
representar diques máficos tempranamente deformados.
El complejo es intruido por granitoides paleozoicos
relativamente más jóvenes (ordovícicos y devónicos)
y por escasos diques de aplita y lamprófiro indeformados.
La unidad es cubierta discordantemente por los
sedimentitas cretácicas y por sedimentos no consolidados
cenozoicos.
Edad y correlaciones:
El Complejo Sierra Norte es una unidad meta-intrusiva
del Cámbrico Inferior que comprende rocas de
diverso carácter químico y origen, incluyendo enclaves
máficos toleíticos, sedimentitas psamo-pelíticas y granitos
metaluminosos. Se le asigna una edad cámbrica
superior en base a las dataciones de monzogranito (Ojo
de Agua-Sumampa) que dieron 515 ±4 Ma (análisis
SHRIMP U-Pb s/circón, AGSO inédito) y de monzogranito
porfírico de la Sierra de Ischilín de 530 Ma (U/Pb s/circón, Gromet P., inédito).
Las edades son consistentes con 512 Ma a 520
Ma correspondientes a granitos tipo-S (Rapela et al.,
1995; Camacho e Ireland, 1997) cerca de Villa de Soto
y de alrededor de 530 Ma para el pico de metamorfismo
M1 en las Sierras de Córdoba (Camacho e Ireland,
1997).
Los plutones calcoalcalinos tipo-I y las rocas
metasedimentarias con granitos tipo-S asociados son interpretados respectivamente como un arco magmático
cámbrico y un complejo sedimentario acrecionado
que se habrían desarrollado a lo largo del margen oeste
de Gondwana, en vinculación con una zona de
subducción buzante al este, que representarían la continuación
del orógeno Ross-Delamerian de Antártida y
Australia (Northrup et al., 1998). Esta deformación,
metamorfismo y magmatismo definen la Orogenia
Pampeana (Sims et al., 1998).
ESTRATIGRAFIA
SECTOR DE CRUZ DEL EJE (sector occidental del mapa)
CAMBRICO INFERIOR:
9) FORMACION QUILPO, 10) COMPLEJO METAMORFICO CRUZ DEL EJE, 2: COMPLEJO METAMÓRFICO LA FALDA: SE TRATA DE LA MISMA UNIDAD QUE EN EL SECTOR DE JESUS MARIA. VER DESCRIPCION ARRIBA, 11) COMPLEJO METAMÓRFICO PICHANAS Y GRANITOS TIPO S ASOCIADOS, 12) COMPLEJO IGNEO ASCOCHINGA
9) Formación Quilpo
Mármoles, rocas calcosilicáticas y anfibolitas,
paragneises, escasas cuarcitas micáceas
Distribución areal: Los principales afloramientos de la unidad se presentan entre las fallas de la sierra de Cuniputo y la del río Simbolar, al sur del embalse Cruz del Eje. Las unidades mapeables de mármol se concentran en los alrededores de las canteras de Quilpo y La Fronda, sin embargo asomos menores se hallan también en los Complejos Metamórficos Cruz del Eje y Pichanas.
Litología y estructura:
Se incluye bajo esta denominación (Lyons et al.,
1997) a una faja de rocas metasedimentarias ricas en
carbonato limitada por fallas. La faja está formada por
mármoles, rocas calcosilicáticas y anfibolitas (generalmente
asociadas), junto con esquistos, gneises y cuarcitas
micáceas en menor cantidad. El mármol es bandeado
y de granulometría variable, con coloraciones
rosadas, blancas y grises. Por su composición se los
clasifica como mármoles cálcicos a cálcico dolomíticos.
Al microscopio se observa una textura granoblástica
poligonal y de mortero constituida principalmente por
calcita, cuarzo, plagioclasa, flogopita, titanita, diópsido,
tremolita, clinocloro, talco y minerales accesorios como
apatita, grafito y rutilo. Los efectos metasomáticos de
rocas graníticas (l.s.) sobre bancos de mármol y rocas
calcosilicáticas son comunes. La leucotonalita de La
Fronda ha producido skarns de alta temperatura, con
paragénesis de granate, wollastonita, diópsido,
vesubiana, calcita (Caffe, 1993).
El Granito de Capilla del Monte junto con otros numerosos stocks graníticos
devónicos son responsables de la formación de skarns scheelíticos en la mina El Zinqui (Kleine – Hering, 1986;
Skirrow, 1997); el fenómeno se repite más al sur, en las
proximidades de la Falda, fuera de la Hoja, donde los
skarns se manifiestan en las canteras San Antonio y
San José (Arcidiácono et al., 1968).
Relaciones estratigráficas
La Formación Quilpo suprayace tectónicamente
al Complejo Metamórfico Cruz del Eje, el contacto
con el Complejo Metamórfico La Falda es concordante
(Lyons et al., 1997). Estas unidades están
intruidas en forma transicional y concordantemente
por granitoides del Complejo Metamórfico La Falda
y la parte central por la Tonalita La Fronda.
Edad y correlaciones:
Circones procedentes de muestras de gneis tomadas
en el borde este de la formación dieron una
edad U/Pb para el pico metamórfico de alrededor
de 529 ± 8 Ma (Camacho y Ireland, 1997). Las rocas
de la Formación Quilpo forman parte del Complejo
Sierra de Cuniputo (Massabie, 1982).
Otras fajas similares de secuencias ricas en mármol, limitadas por fallas, ocurren a lo largo de las sierras de Córdoba: la Formación Quilpo se correlaciona con el Grupo Iggam (Demange et al., 1993), con la Formación El Manzano (Lyons et al., 1997) y, más al sur, en las sierras de Comechingones, con el Complejo Las Lajas (Sims et al., 1997).
Estas unidades pueden representar secuencias desmembradas de paquetes sedimentarios (continuos o separados) carbonáticos de plataforma, pelíticos y posiblemente rocas máficas, depositados durante el Cámbrico inferior. La Formación El Manzano se habría emplazado por fallamiento durante el evento deformacional Famatiniano del Ordovícico o bien durante el Achaliano (Devónico).
10 ) Complejo Metamórfico Cruz del Eje
Paragneis (con cuarzo ± feldespato ± biotita ±
granate), migmatita, mármol, anfibolita; cuarcita
granatífera.
Distribución areal: El Complejo Metamórfico Cruz del Eje (Lyons et al., 1997) junto con la Formación Quilpo, ocupa la región entre el río Candelaria y el río Pintos, al oeste de la Sierra de Totoralejo.
Litología y estructura:
Está compuesto principalmente por un gneis
cuarzo±feldespato±biotita±granate, con migmatitas
desarrolladas localmente y, en menor cantidad, rocas
carbonáticas y anfibolitas. Las porciones del
complejo ricas en mármol, rocas calcosilicáticas y
anfibolita posiblemente
representan equivalentes de la Formación
Quilpo. Los gneises y migmatitas están formados de
cuarzo (30% – 70%), plagioclasa (10% a 40%), feldespato
potásico (<25%), biotita (<10%) y hasta un
5% de granate. Presentan escasa cordierita y clorita
retrógrada a partir de biotita. Los minerales accesorios
comunes son: circón, apatita, titanita, epidoto,
sericita, hematita y carbonato. La sillimanita (y moscovita
retrógrada) puede estar presente donde el gneis
se intercala con mármol. Cuarcitas granatíferas
similares a las unidades metapsamíticas del Complejo
Metamórfico Pichanas, afloran cerca del embalse
Cruz del Eje y de las canteras Quilpo, están
deformadas como domos y cuencas ovoidales de bordes
abruptos y longitud kilométrica.
Relaciones estratigráficas: Mineralógica y geoquímicamente, el gneis es similar al del Complejo Metamórfico Pichanas, pero tiene contenidos más bajos en mica y feldespato potásico, una respuesta relativamente mayor en espectrometría de rayos gamma de los valores de torio y muestra anomalías magnéticas más intensas. Las cuarcitas granatíferas son similares a las unidades metapsamíticas del Complejo Metamórfico Pichanas.
Edad y correlaciones:
No hay determinaciones de edad isotópica para
la unidad. Sin embargo, se la atribuye al Cámbrico
inferior ya que la unidad comparte la misma historia
deformacional y metamórfica de la Formación Quilpo.
11) Complejo Metamórfico Pichanas y Granitos tipo S asociados
Paragneis, cuarcita, esquisto, migmatita, granito
tipo – S, roca cordierítica, escasos mármol y anfibolita.
Distribución areal: El Complejo Metamórfico Pichanas (Lyons et al., 1997) es la unidad más extensa de la región, aflora sobre una amplio territorio entre el río de Soto y la sierra de Guasapampa. Su nombre deriva del río Pichanas. Gordillo (1984) incluyó muchas de las rocas de este complejo en el denominado Macizo Migmático de San Carlos.
Litología y estructura: Está compuesto principalmente por paragneis y migmatitas con granate y cordierita, con escasas unidades de mármol y anfibolita. En ciertos lugares, una fusión local de la roca, como resultado del metamorfismo de alta temperatura, produjo una serie de cuerpos de granito tipo – S, siendo el más conocido el cuerpo El Pilón. El complejo es dividido en ocho unidades, las que son descriptas a continuación:
Gneis Pichanas y Gneis Tosno
Se trata de paragneises metapelíticos con mármol
y anfibolita (ambos escasos) que forman las litologías
dominantes del complejo; en algunos lugares
gradan a migmatitas. Contienen asociaciones de
medio a alto grado de cuarzo (25% a 40%), feldespato
potásico (25% a 35%), biotita (10% a 30%),
plagioclasa (5% a 10%), moscovita (5% a 10%) y
menores cantidades de granate, cordierita y sillimanita.
Efectos de retrogradación son evidentes por el reemplazo de sillimanita y feldespato potásico por moscovita, y el de cordierita y granate por clorita. Las rocas son identificadas por sus proporciones relativas en cordierita y granate; la cordierita es más abundante que el granate en Gneis Pichanas y el granate es más abundante que la cordierita en el Gneis Tosno; sin embargo, el límite entre las dos es gradacional. Esto puede ser un reflejo de diferencias composicionales o cambios de facies en la pila sedimentaria original. Sobre las imágenes radimétricas puede realizarse una distinción grosera ya que la unidad granatífera refleja cuentas más altas en uranio y torio.
Formación Tuclame
La unidad conocida como Formación Tuclame
(Lucero Michaut y Olsacher, 1981) aflora extensivamente
al sur de Paso Viejo y, como una delgada
faja de 1 a 2 km de ancho con orientación noroeste,
que se extiende desde el oeste del río Pichanas hasta
el valle de Tasa Cuna. Comprende una secuencia
no magnética (susceptibilidad magnética < 20 x 10 –
5 SI) de gneises metapsamíticos ricos en cuarzo y gneises pelíticos en menor cantidad, los que son típicamente
bandeados a escala centimétrica. El bandeado
consiste en capas alternantes cuarzo feldespáticas
con otras finas ricas en mica. Los principales
constituyentes minerales son cuarzo (40% a 70%),
biotita (15% a 39%), moscovita (5% a 25%), plagioclasa
(10% a 25%), feldespato potásico (<30%) y
sillimanita (<10%) retrogradada a moscovita. Las
fases accesorias incluyen turmalina, apatita, rutilo y
circón. La presencia de lentes migmatíticos, derivados
de la fusión parcial de unidades pelíticas dentro
de la pila sedimentaria original, indica el alto grado
metamórfico alcanzado.
La unidad preserva la compleja historia de deformación progresiva Pampeana, involucrando hasta tres eventos de plegamiento, los que no son aparentes en los gneises y migmatitas de las otras unidades. En algunos lugares, el bandeado es claramente un clivaje de crenulación diferenciado y en las partes de bajo grado puede también representar la estratificación original. A pesar de la complejidad estructural, la Formación Tuclame parece ser concordante con el paragneis cordierítico dominante, excepto el lado nordeste de la faja donde se separara del anterior por una zona milonítica – cataclástica denominada Dos Pozos (Sureda, 1978).
La zona tiene unos 100 m de ancho y es subvertical. Indicadores cinemáticos muestran un movimiento del bloque nordeste hacia arriba, pero no se ha podido establecer si éste es el único movimiento sobre la falla. La falla no afecta las vetas polimetálicas del Devónico inferior y medio que la atraviesan. Es similar a las rocas cuarcíticas del Complejo Cruz del Eje y a las del Complejo Conlara en la provincia de San Luis y al Complejo Metamórfico Olta en la provincia de La Rioja (Sims et al., 1997 y Pieters y Lyons, 1997)
Gneis Totora Huasi
Es un gneis cuarzo + feldespato potásico + biotita
+ plagioclasa ± clorita ± sillimanita ± cordierita
que aflora en una pequeña área entre el lado nordeste
de la Granodiorita Charquina hasta unos 3 km
al norte de Aguas de Ramón. Debido a la falta de
accesos a través de la unidad, ésta es relativamente
desconocida pero puede distinguirse por los contenidos
de biotita más elevados comparados con los gneises
cordieríticos y granatíferos del este, y zonas de
composición granodiorítica que pueden ser interpretadas
como ortogneis. El Gneis Totora Huasi tiene
una firma radimétrica distintiva con respuestas elevadas elevadas
en K y Th con respecto a las unidades adyacentes,
las que pueden ser debidas a la concentración
de pegmatitas o la presencia de metasomatismo
relacionado a la aparente milonitización de su
margen oeste, donde los indicadores cinemáticos
marcan un movimiento del bloque este sobre el oeste,
con una componente de desplazamiento izquierdo. La foliación gnésica regional es en general norte– sur pero localmente, a un kilómetro al norte de
Aguas de Ramón, tiene un rumbo este – oeste.
Esquisto Piedrita Blanca
El esquisto cuarzo + moscovita + biotita ± feldespato
potásico ± cordierita ± granate aflora en la
parte más septentrional de la sierra de Guasapampa
y como exposiciones pequeñas y esporádicas al
oeste de la escarpa de la sierra. El esquisto fue
mapeado previamente como un gneis tonalítico (Lucero
Michaut y Olsacher, 1981).
El contacto indistinguible con el gneis del sur puede representar un leve cambio del grado metamórfico o una variación en la composición original. La asociación mineral es característica de esquistos pelíticos de grado medio, y tiene un contenido de moscovita de cerca del 30%. La esquistosidad, con pliegues intrafoliales comunes es subhorizontal a moderadamente buzante al este. Un clivaje de crenulación con buzamiento moderado a fuerte al naciente, se desarrolla en algunos lugares y se acentúa en el este, cerca del río Guasapampa donde se torna más penetrativo con el correspondiente incremento en el grado metamórfico.
Granitos tipo–S
Cuerpos de granito tipo – S asociados con metamorfismo
de alto grado del Cámbrico inferior ocurren
dentro del Complejo Metamórfico Pichanas. El
mejor conocido de éstos, y su cordierita cogenética,
ha sido llamado previamente Granito El Pilón (Sesana,
1978) o Formación El Pilón (Lucero Michaut y
Olsacher, 1981) y su distribución fue registrada por
primera vez sobre una pequeña área entre La Represa
de Morales y Los Simbolitos (12 km al sur de
Villa de Soto). Sin embargo, aquí muestra ser el cuerpo
principal de una faja discontinua de alrededor de 20
km que aflora como pequeños cerros y “caparazones
de tortuga” entre Los Simbolitos y el embalse
Pichanas.
En la zona se reconoce un granito porfiroide, con
feldespato potásico, un leucogranito equigranular y enclaves de roca cordieritica – biotítica o
cordieritita. Contactos concordantes y discordantes
con las metapelitas circundantes, y numerosos
enclaves de las mismas, proveen evidencia de campo
de que esos cuerpos graníticos son voluminosas acumulaciones
de productos de fusión parcial generados
durante un metamorfismo de alta temperatura de pelitas.
El mayor cuerpo contiene una cantidad relativamente
menor de restita cordierítica. Análisis isotópicos
Rb/Sr y Sm/Nd indican que las tres unidades
mencionadas son productos cogenéticos
de ultrametamorfismo (Rapela et al., 1995).
Granito El Pilón
La unidad dominante es un granito con feldespato
potásico y biotita, porfiroide a megaporfíroide
con menores cantidades de moscovita, sillimanita,
clorita (a partir de biotita), cordierita y cantidades
traza de plagioclasa y circón. Las tablas de feldespato
potásico muestran a menudo un alineamiento
de flujo local, y constituyen cerca del 40% a 45%
del granito. El contenido de biotita es de 15% a 20%. La respuesta radimétrica es alta con un contaje total
de 90 cps a 95 cps, y potasio de unos 6,5 cps lo cual
da una respuesta claramente identificable en las imágenes
radimétricas. La susceptibilidad magnética es
baja, generalmente alrededor de 10 x10 – 5SI.
Granito Casas Blancas
La denominación se debe a Sesana (1978). Forma
un cuerpo pequeño que aflora sobre un área de
3 km2, donde se explota como piedra ornamental en
la cantera Santa Clara. Ésta corresponde al
leucomonzogranito de Rapela et al. (1995).
El mapeo y la radimetría muestran que el granito
ocupa el centro de un cuerpo más grande de granito
porfírico (Granito El Pilón). Rapela et al. (1995)
consideraron que éste representa el producto de fusión
de la reacción que dio lugar a la roca cordierítica.
El leucogranito tiene una textura equigranular de grano grueso a medio, color rosa pálido a rosa amarronado, compuesto principalmente de feldespato potásico, cuarzo, hasta un 5% de biotita, clorita parcialmente alterada y hasta un 5% de plagioclasa. La sillimanita alcanza 2% y a menudo se presenta como rebordes alrededor de los granos de feldespato potásico. Los granos de feldespato potásico suelen tener texturas mirmequíticas y algunas veces forman fenocristales de hasta 2 cm de largo. La moscovita forma hasta el 1% de la roca. Escaso granate ha sido observado en las muestras de mano. Rapela et al. (1995) indicaron la presencia de cordierita en concentraciones mayores en lugares cercanos a las rocas cordieríticas de Orcoyana y de cerro Negro. Hay cantidades traza de magnetita (o ilmenita), circón y también monacita. Esta unidad es geoquímicamente similar a la fase porfírica, pero tiene contenidos levemente mayores de SiO2 y K2O y significativamente menores de Fe total, MgO, CaO, Ba, Sr, Th, Zr, Cr y Ni (Lyons et al., 1997). La susceptibilidad magnética es baja, alrededor de 10x10– 5 SI, y el contaje total (70 cps) y la respuesta en potasio (6 cps) son lo suficientemente más altos que el background para dar una respuesta identificable en las imágenes radimétricas.
Cordieritita Cerro Negro
La roca cordierítica, denominada Formación
Cerro Negro por Lucero Michault y Olsacher (1981)
es renombrada en este trabajo como Cordieritita
Cerro Negro. Aflora como pequeños cerros cerca
del arroyo Orcoyana y en el cerro Negro donde es
explotada en las canteras Tamain y Cerro Negro.
Está confinada por el leucogranito Casas Blancas.
Los afloramientos individuales son ovoides de unos
150 m de largo por 10 m de ancho y son descriptos
por Gordillo (1974, 1979), Schreyer et al. (1979) y
Rapela et al. (1995). La cordieritita aparece tanto
en la variedad masiva como en la orbicular y contiene
pequeños enclaves provenientes del paragneis
regional (foto 7). Se la interpreta como un producto
residual de metamorfismo de pelitas. La forma masiva
es un gneis gris azulado que al interperizarse
adquiere un color marrón amarillento característico;
es una roca generalmente granoblástica de grano
grueso. La variedad orbicular contiene orbículas
ovoides de hasta 20 cm de largo con bordes ricos en
cordierita y núcleos ricos en biotita y sillimanita (foto
8). Los espacios entre las orbículas son llenados por
cuarzo, feldespato potásico y plagioclasa. En general,
la cordierita constituye cerca del 70% a 80% de
la roca. También posee biotita (5% – 35%), cuarzo
(5% – 10%), sillimanita (3% – 10%) y plagioclasa
(1% – 5%), y cantidades menores de moscovita, feldespato
potásico y apatita. La biotita está parcialmente
alterada clorita.
Análisis geoquímicos realizados sobre cuatro
muestras (Gordillo (1974) dan un contenido medio
de SiO2, Al2O3, FeO y MgO de 49%, 30%, 7% y
8% respectivamente. Las respuestas radimétricas y
magnéticas son débiles.
Los contactos entre cordieritita y leucogranito son netos o fallados con ocasionales tabiques de paragneis biotítico. Los contactos fallados son cataclásticos y tienen material derivado de la roca cordierítica biotítica y el leucogranito, albergando escasa mineralización de cobre. Rapela et al. (1995) sugirieron que la roca con cordierita – biotita es el producto sólido de la fusión parcial a baja presión de pelitas según la reacción: biotita + sillimanita + plagioclasa + cuarzo → cordierita + feldespato potásico + fundido. El excedente de biotita y sillimanita que ocupa el núcleo de la variedad orbicular, puede ser debido, en primer lugar, al exceso de estos minerales o bien a que el fundido que ocupaba los espacios interorbiculares, incapaz de moverse, inhibió que la reacción llegara a completarse.
Granito Rumi Huasi
Pequeños cuerpos de granito, no individualizados
en el mapa, han sido reconocidos en el campo e
interpretados con fotografías aéreas e imágenes radimétricas.
Ocupan una amplia faja de rumbo NO –
SE desde Tosno hasta La Higuera y forman “islas”
en los alrededores del cuerpo principal El Pilón. La
evidencia limitada de campo sugiere que ellos son
porfíricos a equigranulares, variando en composición
desde granito a granodiorita. Contienen numerosos
enclaves de esquisto y gneis derivados de metapelitas
y típicamente forman cuerpos intrusivos elongados
o equidimensionales, concordantes a subconcordantes
con la fábrica regional de las rocas metamórficas
encajantes. Se han originado, probablemente,
como producto derivado de la fusión de
metasedimentos durante el metamorfismo regional
de alta temperatura.
Relaciones estratigráficas: El Complejo Metamórfico Pichanas comparte con el Complejo Cruz del Eje la misma historia deformacional y metamórfica. Una determinación de edad Th/Pb en monacita dio 526±11 Ma para el pico metamórfico en facies anfibolita (Camacho e Ireland, 1997). Es intruido por los granitos ordovícicos y devónicos: Charquina, Esmeralda y Serrezuela.
Edad y correlaciones:
Se interpreta una edad cámbrica inferior (530
Ma) para el pico metamórfico regional del área. Sin bien los datos de U/Pb en circones
(Camacho e Ireland, 1997) son aproximados debido
a algunas pérdidas de Pb (que pueden ser debidas al
evento Ordovícico Famatiniano), hay una amplia
coincidencia con las edades Rb/Sr obtenidas por
Rapela et al. (1995).
El cuerpo principal del Granito El Pilón, el cual
tiene relaciones de campo similares a las de los cuerpos
no diferenciados, cristalizó cerca de los 520 Ma
(Rapela et al., 1996). Estas edades son consistentes
con un origen anatéctico de los productos de fusión
(Fitzsimmons et al., 1996).
12 Complejo Igneo Ascochinga
Tonalita con hornblenda y biotita. Granito porfírico
biotítico. Granito biotítico equigranular.
Paragneis, ortogneis y rocas metabásicas
Antecedentes: El complejo fue mapeado como basamento cristalino por los primeros investigadores, diferenciando rocas graníticas con algunos tabiques gnéisicos y zonas milonitizadas (Pastore y Methol, 1953; Methol, 1958).
Distribución areal: Las rocas graníticas y metamórficas del complejo afloran al nordeste del río Copacabana, a lo largo de la sierra de Las Higueritas y en Los Cerrillos (al norte de Quilino), ocupando una delgada porción del extremo este de la Hoja. Se considera que son una parte del Complejo Ígneo Ascochinga (Lyons et al., 1997) aflorante en las Sierras Chicas y Sierra Norte de Córdoba.
Litología y estructura:
Las unidades granitoides diferenciadas dentro del
complejo corresponden a: tonalita hornbléndico biotítica,
granito porfírico biotítico foliado y granito biotítico
equigranular. Estos granitoides muestran
foliaciones de desarrollo variable e intruyen cuerpos
menores de para – ortogneises y rocas metabásicas,
con contactos mayormente concordantes con las
fábricas metamórficas diferenciadas. El complejo es
intruido por escasos diques de aplitas y pórfiros graníticos,
indeformados, de rumbos E – SE y N – NE.
Tonalita hornbléndico biotítica, más o menos
foliada
Puede observarse en los afloramientos ubicados
al este de Jaime Peters, sobre la ruta provincial
16, o en sus inmediaciones hacia el norte por el acceso
a la estancia La Rita, o bien hacia el sur, en el
paraje denominado Los Plumerillos. Su textura es
equigranular de grano medio a grueso, color gris a
gris verdoso, formada por plagioclasa, cuarzo y hornblenda
y biotita en proporciones casi iguales. Los
minerales accesorios frecuentes son: apatita y magnetita
incluidos en mafitos, titanita, y escaso circón.
La roca posee signos de deformación y recristalización
parcial de cuarzo y biotita. Es posible notar un
débil paralelismo de los minerales según un plano
subvertical con orientación N – S; enclaves máficos
(dioríticos) y schlieren con biotita – hornblenda se
orientan siguiendo la foliación. Es característica su
alta susceptibilidad magnética, por lo general mayor
a 400x10 – 5 SI. La roca está alterada a epidoto, sericita y carbonato en la plagioclasa, y una cloritización
marginal de la biotita. La hematita se halla en la
fracturas más recientes.
Granito porfírico biotítico
Es la roca predominante a lo largo de la sierra
de Las Higueritas, presentándose más o menos foliada.
Su textura es primaria granular a las que se
superpone una deformación de características transicionales
dúctil – frágil. El cuarzo forma mosaicos de granos suturados alargados, con extinción ondulosa,
dislocación por reptación, rotación y recristalización;
la plagioclasa (oligoclasa) tabular a anhedral,
se halla zonada, fracturada y con distorsión
de maclas; el feldespato potásico en proporción
mayor, se encuentra en grandes cristales anhedrales
que engloban a otros componentes; la biotita se
orienta en forma sinuosa según el plano de deformación . Crecimientos mirmequíticos y
microaplíticos en los espacios intergranulares siguen
planos de debilidad en las fajas cataclásticas indicando
sintectonismo; la identificación de un cristal
de plagioclasa quebrado en fragmentos, rotado y
englobado por feldespato potásico de última generación
indicaría la coexistencia de fases cristalina
y fluida en el momento del tectonismo (Prieri, 1996).
La susceptibilidad magnética varía entre 200 y
700x10 – 5 SI. Son característicos los enclaves de
rocas metamórficas aplastados según el plano de
foliación. Una variedad no foliada se halla en la
zona de Los Cerrillos.
Granito biotítico equigranular
Es una roca equigranular de grano medio a grueso,
maciza y de color rosado, formada por cuarzo,
feldespato potásico, plagioclasa en menor proporción
y biotita. Presenta signos de cataclasis, se encuentra
formando pequeños cuerpos rodeados por
las fases de granito porfírico o tonalítica. Los cuerpos
han sido reconocidos en la zona de Los
Algarrobitos. Este granito, menos deformado, presenta
susceptibilidades magnéticas menores que las
rocas anteriores, y varía entre 50 y 200 x10 – 5 SI.
Los efectos deformativos se hacen evidentes por la
extinción ondulosa del cuarzo y feldespato potásico
y la flexuración y orientación de láminas de biotita.
Ortogneis, paragneis, ortoanfibolitas
Son las rocas más viejas del complejo, conforman
fajas elongadas con rumbo N – NE, más o menos
continuas. También se las observa a manera de
tabiques o enclaves dentro de las fases intrusivas
tonalítica y granodiorítica.
El paragneis, derivado un protolito pelítico, se
presenta como una roca típicamente bandeada de
color gris oscuro, formada por moscovita + biotita +
cuarzo + feldespato potásico. Una foliación gnésica
penetrativa es definida por bandas mineralógicamente
diferenciadas de micas y leucosomas cuarzo feldespáticos granoblásticos de grano grueso a medio.
El conjunto está plegado apretadamente. Forma reducidos
afloramientos y es común como enclave
dentro de ortogneises y granitos. La susceptibilidad
magnética promedio es de 5 x10 – 5 SI.
El ortogneis se distingue por su color grisáceo,
grano medio, foliación bien marcada (270/65, 290/
80, 75/85) y presencia de xenolitos alargados de paragneises.
La susceptibilidad magnética no supera
los 30 x10 – 5 SI. Su composición varía entre tonalítica
y granodiorítica.
Al microscopio se observa abundante cuarzo y plagioclasa, escaso feldespato potásico y biotita, esta última se dispone en finas bandas suborientadas que definen la foliación de la roca. La apatita es un mineral accesorio que se halla como frecuentes cristales subredondeados incluidos en cuarzo, plagioclasa y biotita. Los productos secundarios son epidoto, sericita y moscovita. Enclaves y xenolitos de metagabros, metadioritas son muy comunes en las fases graníticas metaluminosas. Cuerpos relativamente mayores de metadiorita afloran en la sierra de Las Higueritas (64:31:10; 30:28:29), y en la zona de la estancia Virgen del Valle (64:30:37 ; 30:32:41), metadiabasas y ortoanfibolitas.
Relaciones estratigráficas: Se infiere que el contacto oeste del ComplejoÍgneo Ascochinga con otras unidades del basamento, seguiría el lineamiento del río Copacabana y continuaría hacia el sur por la denominada falla Carapé, esta última buzante al este y que cabalga hacia el oeste sobre la Formación El Manzano (Lyons et al., 1997).
Edad y correlaciones: La edad del Complejo Ígneo Ascochinga es interpretada por Lyons et al. (1997) como del Cámbrico inferior, basándose en las dataciones U/Pb sobre circones, provenientes de la Sierra Norte de Córdoba, que dieron un valor de 514 Ma (análisis SHRIMP U/Pb sobre circón, inédito). Esta edad es consistente con las de 512 Ma a 520 Ma de granitos tipo – S. (Rapela et al., 1995; Camacho e Ireland, 1997) cerca de Villa de Soto y de alrededor de 530 Ma para el pico de metamorfismo M1 en las sierras de Córdoba (Camacho e Ireland, 1997). Según Lyons et al. (1997), deformación, metamorfismo y magmatismo definen el ciclo Pampeano en las Sierras Pampeanas.