Sierras Pampeanas Noroccidentales

provincias de Salta, Tucumán, Catamarca, La Rioja y San Juan

Geologia de las Sierras Pampeanas Noroccidentales de acuerdo a Caminos (1979) falta representar afloramientos de la provincia de Salta

Mapa geológico (Caminos, 1979) de las Sierras Pampeanas Noroccidentales. La Linea azul diferencia entre la faja oriental y la faja occidental. La primera presenta depósitos y magmatismo Pampeanos (700-500 Ma) y Famatinianos (500-380 Ma) mientras que la segunda incorpora rocas y/o terrenos con edades de 1.100 Ma

Mapa geológico del las Sierras Pampeanas Noroccidentales. Se observa además parte de las Sierras Pampeanas Orientale (Córdoba, Sgo. del Estero) y el límite con Chile incluyendo Tomado del mapa Geológico de la República Argentina de SEGEMAR

GEOGRAFIA

La faja oriental que es la que interesa ahora, abarca los cordones y sierras ubicados al este de la linea azul observable en el mapa de Caminos (1979). Incluye parte de Salta, Tucumán, Catamarca y La Rioja. Puede ser separada en dos areas o sectores. Un sector norte y uno sur.

SECTOR NORTE

El sector norte constituye los cordones montañosos situados en el S de la provincia de Salta, en el O de Tucumán, este, centro y S de Catamarca, y en gran parte de La Rioja.

Los depósitos Pampeanos que en ellas se ubican son continuidad de los que afloran en la Cordillera Oriental y la Puna. Morfológicamente corresponden a las Cumbres Calchaquies, Sierra del Aconquija, Sierra de Chango Real, Sierra de Hualfín, Sierra de Fiambala, Sierra de Narvaez, Sierra de Capillitas, Sierra de Ambato, Sierra de Ancasti, Sierra de Velasco, Sierra de Paimán , Sierra de Paganzo y la Sierra Brava.

Incluidos los valles y llanuras que separan las sierras principales, el conjunto cubre una superficie de unos 120.000 km2, comprendida entre los 26° y 32° de latitud S y los 65° y 68° 30' de longitud O.

Esta amplia región limita al NO con la Puna y la Cordillera Oriental, al E con las Sierras de Santiago del Estero y del N de Córdoba, al S con las de San Luis y al O con areas con rocas de edades de 1 Ga.

SECTOR SUR

Corresponde a las Sierras de los LLanos, Sierra de Malanzan, Sierra de Chepes, Sierra de Ulapes y Sierra de las Minas. Los depósitos Pampeanos de estas sirras son de menor magnitud. La mayor parte de los afloramientos son rocas intrusivas Famatinianas.

ANTECEDENTES GEOLÓGICOS DEL SECTOR NORTE

El conocimiento geológico de esta parte de las Sierras Pampeanas resulta bastante completo, aunque debemos destacar que las observaciones no se han realizado con igual detalle en toda la comarca. Si bien algunos lugares han sido objeto de estudios detallados, otras regiones, por el contrario solo se conocen en sus razgos generales.
Los últimos años han marcado progresos en la geocronología isotópica del basamento cristalino, en la sedimentología y bioestratigrafía de las sucesiones sedimentarias neopaleozoicas y en el reconocimiento local y regional de las estructuras tectónicas.

Son numerosos los trabajos que se han publicado sobre esta región, Brackebusch (1891), Bodenbender (1911, 1912), Bonarelli y Pastore (1918), Rassmuss (1916, 1918), Hausen (1921) y otros mas recientes, algunos inéditos, que serán citados oportunamente.

Geológicamente, las Sierras Pampeanas están compuestas por un basamento formado por metamorfitas, granitos y rocas de mezcla, de edad precámbrica a paleozoica inferior, que constituye la unidad fundamental del sistema. En la región que nos ocupa, el basamento está cubierto parcialmente por rocas sedimentarias continentales de edades carbónica, pérmica, triásica, cretácica y terciaria, asociadas en algunos lugares con rocas volcánicas.
La estructura interna de las rocas es compleja, producto de varios ciclos antiguos de deformación complicados por el emplazamiento de cuerpos graníticos de diversas categorías y por la recristalización metamórfica regional y local de las rocas encajantes.

El estilo tectónico moderno, responsable del levantamiento de los actuales cordones montañosos, es comparativamente más sencillo.

El Pampeano está compuesto por rocas metamórficas de origen principalmente areno-arcilloso; pizarras, filitas, micacitas y cornubianitas; en cambio las metamorfitas de origen carbonático y calco-silicático, calizas cristalinas y anfibolitas, son comparativamente escasas.
Forman también parte rocas de mezcla, migmatitas, de textura predominantemente venosa (gneises arteríticos) que corresponden al magmatismo Famatiniano. No se ha registrado la presencia de intrusiones básicas o ultrabásicas en cantidad regional notable.

Estas rocas forman una pila metasedimentaria de espesor considerable, seguramente del orden de los miles de metros, cuya base no es visible. Los afloramientos mas extensos se encuentran en la parte norte del sector, principalmente en las Cumbres Calchaquíes y en las Sierras del Aconquija, Chango Real, Santa Ana, Humaya y N de las Sierras de Ambato y Ancasti.

Gonzalez Bonorino (1950a y b), reconoció dos fases sucesivas de distinta naturaleza: primero metamorfismo regional; proceso cuya intensidad aumenta en forma gradual de N a S, en relación directa con la presencia de intrusiones granítico-tonalíticas, pequeñas, sintectónicas, migmatizantes y segundo: metamorfismo de contacto, que acusa grados variables de intensidad y se localiza en torno a los batolitos graníticos apotectónicos de bordes definidos y, en general, no migmatizantes.

Salar Centenario, Nevado de Palermo, Filo de Oire Grande, Filo de Copalayo, Filo de Pozuelos, Sierra de Pucará (Provincia de Salta)

COMPLEJO METAMORFICO SALAR CENTENARIO

Ortogneises, esquistos micaceos con grante, esquistos cordieríticos, filitas, anfibolitas en partes milonitizadas, metabasitas.

Formación Caucota

Los sedimentos metamorfizados, esquistos, cornubianita y cuarcita, en su mayoría, que integran la Formación Caucota, constituyen un afloramiento extenso en la margen occidental de la región. El afloramiento comienza en la margen austral del Salar de Pocitos y se prolonga hacia el sur.

Los sedimentos que integran esta entidad corresponden a un tipo litológico de origen pelítico y psamítico, de carácter homogéneo. Son esquistos cuarcíticos, pizarras, cornubianitas y cuarcita de color azul oscuro o mezcla a blanco grisáceo. Un perfil de este a oeste muestra en la base bancos de cornubianitas y de cuarcita, alternantes, de color blanco grisáceo, muy duras, de 25 a 30 cm de potencia, con superficie cle estratificación bien marcada.

A continuación se presentan bancos, de 15 a 20 cm cle espesor, de esquistos pizarreños de color verde; luego pizarras en bancos de 20 a 25 cm de potencia. Se observan intercalaciones espaciadas de bancos de 20 cm de espesor de esquistos cuarcíticos de color grisáceo pardo.
Mas arriba se presentan los esquistos y pizarras de color gris verde oscuro o azul oscuro, constituyendo bancos de 10 a 15 cm de potencia. En la parte superior del perfil se han observado productos de silicificación de una roca pelítica, probablemente tobácea. Los esquistos constituyen paquetes de 10 a 15 m, las cuarcitas de 1 a 2 m, las pizarras de 3 a 5 m y los esquistos cuarcíticos de 1 a 2 m de espesor y ocasionalmente hasta 10 m de espesor.
El metamorfismo regional en general es leve, no pasando la facies filítica, pero en las inmediaciones de los diques de composición diorítica hay metamorfismo de contacto. Este hecho concuerda con la ausencia de intrusiones sintectónicas.

Formación Copalayo

Los sedimentos metamorfizados de esta formación son los que cubren mayor superficie asomando en amplias areas generalmente orientadas de norte a sur.
En el este, las dos laderas del cordón Nevados de Palermo están constituidas por rocas de este complejo. Mas al poniente se encuentran el segundo afloramiento, en el extremo sudoriental de la serranía de Pucará. Al norte de la lagunas de Pastos Grandes, en el cordón del Agua Salada, asoman en dos localidades. El afloramiento del cordón cerro Copalayo, comienzo en el norte, en la latitud de la margen septentrional del salar Pozuelos, y continúa hacia el sur. El próximo afloramiento aparece en el filo Pozuelos. Hay otro afloramiento en el cerro Unquillar. Los elementos de esta formación constituyen los grandes cordones plegados de dirección norte sur.
Los sedimentos que integran esta entidad, corresponden a un tipo litológico de origen pelítico de carácter homogéneo, pero se diferencia por tener mucha menor cantidad de rocas cuarcíticas y por el aspecto general de ambos complejos. Predominan ampliamente los esquistos, de color gris verdoso y pardo amarillento. Son de las facies de esquistos vedes, subfacies biotita-clorita. El rumbo general es meridiano, con ligera desviación hasta N15 E.

El complejo está integrado por esquistos pizarreños, esquistos cuarcíticos, pizarras, filitas y cuarcitas. En general, son de color verdoso claro a oscuros y gris, pero localmente pueden presentar otros colores, como verde, rojo y pardo. Al poniente y al sur de Falda Ciénaga son de color rojizo, pero sólo superficialmente, por meteorización. Los componentes son de grano muy fino tanto que no se pueden distinguir con lupa. Al microscopio se observa que los esquistos están integrados por sericita, clorita, cuarzo y óxido de hierro; poca turmalina y rutilo. En la puerta de la quebrada Honda hay numerosos bancos de cuarcita, de unos 30 a 40 cm de potencia e intercalados cada  2 ó 3 metros. Las pizarras constituyen bancos de hasta 50 cm de potencia, mientras que los esquistos cuarcíticos pizarreños no sobrepasan los 30 cm. Llama la atención la alternancia de paquetes de bancos duros y blandos.

En la quebrada Taron, el contacto entre migmatitas (Formación Oire) y ectinitas (Formación Copalayo) es gradual observándose la presencia de filitas. En la ladera oriental del cordón Nevados de Palermo, los esquistos son biotíticos cuarzosos y de coloración gris verdosa clara.

Tanto en la pendiente oriental del cordón Nevados de Palermo, como al naciente del salar Centenario, se han observado esquistos y micacitas con nódulos de cordierita. En el afloramiento oriental, las micacitas cordieríticas están en contacto con el granito de la Formación Cachi, pero en el occidental, al naciente del salar Centenario, donde están los esquistos cordieríticos no afIora granito. Las micacitas finas biotíticas han pasado a micacitas con porfidoblastos de cordierita, por efecto de contacto.  Corresponden a la facies anfibolita, subfacies cordierita-antofilita.
Como estructuras dignas de ser citadas, conviene mencionar la presencia de óndulas, cuyas características están enmascaraclas por la tectónica posterior, no permitiendo reconocerlas como de origen de olas o de corrientes. En la quebrada Carro Grande, es donde se encuentran mejor conservadas.

Formación Oire

Integrada por migmatitas. Se trata de afloramientos amplios. Uno, en la ladera occidental del cordón Nevados de Palermo, el otro en forma larga y estrecha faja, se extiende por la margen occidental del salar Centenario, comenzando en el norte poco al sur de la quebrada de Singuel, para desaparecer en el límite austral de la región.
Por su aspecto son muy similares a un granito porfiroideo pero sus grandes porfiroblastos de feldespato y sus nidos de micas las distinguen. Las migmatitas son de color grisáceo verdoso, rojizo y tonos intermedios.
Hay varios tipos de migmatitas, pero el predominante es la migmatita granitoidea, con grandes porfiroblastos de feldespato potásico de 9x5 cm, que se encuentra en todo el afloramiento oriental como roca exclusiva. En la desembocadura de la quebrada Chucolayo se encuentran migmatitas granatíferas, junto a micacitas con granate transformarlo en clorita y constituyendo nódulos.
En pocos lugares se ven migmatitas con intrusión de cuarzo, que dé lugar a la estructura lit par lit. En varias localidades se ha observado una leve orientación de elementos fémicos. En otras partes se presenta un esbozo de orientación incipiente de cristaloblastos. En el filo del Oire Grande, tramo sur, hay migmatitas con foliación delgada y otras que corresponden a filitas con cristaloblastos de feldespato. El contacto con los esquistos de la Formación Copalayo es del tipo normal, gradual y transitorio. En unos 50 m se pasa de una Formación a la otra. Sólo al naciente del abra de Tolar, y esto por un trecho relativamente corto, el contacto corresponde a una falla, que a poca distancia desaparece hacia el norte.
Las migmatitas están atravesadas por filones de pegmatitas, que abundan más en el afloramiento al poniente del salar Centenario, sobre todo en las inmediaciones de las quebradas Copalayo y Taron. En este sector, las vetas alcanzan hasta dos metros de ancho. En otros lugares no sobrepasan los 20 cm.

Mapa de la Provincia de Catamarca que ilustra la distribución de las rocas del ciclo Pampeano. Los recuadros amarillos pueden observarse en detalle mas abajo.

Imagen general del sector analizado

Formación Pachamama

La definió Aramayo (1986) para incluir las metamorfitas de mediano-alto grado metamórfico que afloran en los contrafuertes orientales del salar del Hombre Muerto. Esta unidad es la más estudiada del basamento metamórfico de la Puna y fue denominada e interpretada de diferentes maneras (Koukharsky, 1984; Omarini et al., 1988; Quenardelle, 1989, 1990a; Mon y Hongn, 1987, 1988a; González, 1992; Hongn, 1992, 1994; Viramonte et al., 1993; Lucassen et al., 1996).

Distribución areal
Aflora en los contrafuertes oriental y austral del salar del Hombre Muerto, entre el cerro Agua Caliente y el nevado de Concha Argolla, en el abra de Barrancas y en el borde nordeste de la caldera del cerro Galán. Se incluyen en esta unidad las metamorfitas que se distinguen en la sierra de Becqueville, las que constituyen la terminación austral de una faja extendida sobre los contrafuertes occidentales del salar de Centenario, incluidas por Blasco y Zappettini (1995) en el Complejo Ígneo Metamórfico Centenario.

Litología
Está compuesta por granitoides (tonalitas y granitos) gnéisicos, esquistos comunes y esquistos migmáticos, mármoles, felsitas calcosilicáticas, felsitas aluminosilicáticas, metareniscas y metabasitas (Quenardelle, 1989). La paragénesis de los distintos tipos litológicos corresponde a grados metamórficos mediano y alto (Koukharsky, 1984; Aramayo, 1986; Quenardelle, 1989, 1990a; Viramonte et al., 1993; Lucassen et al., 1996). Los mármoles y las felsitas calcosilicáticas constituyen niveles característicos de esta unidad.
La Formación Pachamama muestra una intensa polideformación. La estratificación está totalmente transpuesta y sólo se reconoce como relictos. Todavía no se conoce de forma precisa la relación entre metamorfismo y deformación. Es posible que el pico metamórfico se relacione con el segundo evento de deformación intensa.

Edad y relaciones estratigráficas
Las relaciones estratigráficas de la Formación Pachamama son poco conocidas. Se infieren relaciones tectónicas con la faja de metamorfitas del basamento dispuesta hacia el naciente, a las que cabalgaría mediante una estructura inclinada hacia el oeste. La Formación Pachamama cabalga hacia el oeste a las secuencias ordovícicas de la Formación Falda Ciénega (Mon y Hongn, 1987, 1991; Hongn, 1992, 1994). La estructura interna de la Formación Pachamama muestra una superposición de deformaciones que la distingue nítidamente de los depósitos ordovícicos. A partir de estas diferencias se postuló que representa un basamento preordovícico (Mon y Hongn, 1988a; Hongn, 1992). Las edades del pico metamórfico de 508 Ma en los afloramientos de los contrafuertes orientales del salar del Hombre Muerto (Luccasen et al., 1996) y de intrusivos neoproterozoicos (Becchio et al., 1996) en la margen occidental del salar Centenario confirman la edad preordovícica de esta unidad.

Formación La Paya

Edad y relaciones estratigráficas
La relaciones de base son desconocidas. Esta unidad pasa transicionalmente a otras de mayor metamorfismo y aloja intrusivos graníticotonalíticos.
Sobre este basamento se asientan secuencias mesozoicas y cenozoicas, a las que cabalga en diferentes áreas. Con respecto a la edad cabe mencionar que la asociación de trazas fósiles registrada en el basamento epimetamórfico de la región de Cachi no posee una ubicación cronológica precisa, dado que puede pertencer tanto al Vendiano (Neoproterozoico terminal) como al Manykaiano-Tomotiano (Cámbrico basal, Durand, 1992).

De acuerdo con la nueva acotación cronológica del límite Neoproterozoico-Cámbrico (544 Ma, Bowring et al., 1993) y a las edades tanto de metamorfismo (Adams et al., 1990; Lork et al., 1990) como de los intrusivos en la Formación Puncoviscana (Galliski, 1983a; Toselli, 1992) se asigna una edad neoproterozoica terminal a esta unidad.formadas a temperatura y presión mayores (Rossi de Toselli t al., 1987; Lucassen et al., 1996). También
se aprecian distintas relaciones entre la Formación La Paya y los granitoides que la intruyeron, los que tienen edades de 563 a 460 Ma (Toselli y Rossi de Toselli, 1990; Galliski, 1981, 1983a) y aparentemente vínculos temporales diferentes entre el metamorfismo y la intrusión. Algunas de estas relaciones se comentan en la descripción de los intrusivos en el basamento. Parte de los afloramientos que se incluyen en la Formación La Paya corresponden a los Complejos Metamórficos Tolombón y Agua del Sapo (Toselli et al., 1978).

Distribución areal
Las principales exposiciones de esta formación se encuentran en las cumbres de Brealito, hacia el sur de Molinos -en los cerros Overo, Rumio, Condorhuasi y Cuevas- y en el extremo septentrional de la sierra de Quilmes.

Litología
Dentro de los afloramientos de la Formación La Paya es posible distinguir dos grandesáreas, separadas por el curso inferior del río Luracatao.
La porción norte -cumbres de Brealito- está formada por filitas y esquistos moteados, esquistos nodulares, gneises y migmatitas, originada por un pico térmico al que también se relacionarían parte de los intrusivos que aloja. Los esquistos moteados y nodulares constituyen la litología más difundida. Corresponden a esquistos oscuros, cuarzo micáceos con motas y nódulos de biotita y/o cordierita. Muestran una esquistosidad bien marcada. La estratificación está transpuesta en forma avanzada y se reconoce localmente como relicto. Las filitas moteadas integran la zona de transición entre la Formación Puncoviscana y los esquistos moteados y nodulosos. Son rocas grises y gris verdosas, en las que la estratificación se preserva con regularidad.
Los gneises y migmatitas son los de menor expresión areal. Se observan en las inmediaciones de los intrusivos. Son rocas más claras que los esquistos y filitas. Poseen un bandeado composicional bien diferenciado. Frecuentemente tienen nódulos de cordierita.La porción austral comprende los afloramientos distribuidos hacia el sur de Molinos. Están compuestos por una amplia variedad de tipos litológicos, entre ellos filitas, metacuarcitas, esquistos, gneises y migmatitas.
La litología dominante está dada por los esquistos. Son cuarzo micáceos, oscuros, con una esquistosidad bien definida. Muestran extensas áreas con una foliación marcada por folias micáceas y cuarzo-feldespáticas con espesores que varían entre pocos milímetros y 2-3 centímetros. Están formados por cuarzo, cordierita, moscovita, plagioclasa y biotita, y en menor grado microclino, apatita y turmalina (Villanueva, 1992).
Las rocas moteadas, si bien están presentes en esta porción austral, no constituyen una rasgo tan característico como en la parte norte. Además, en algunas áreas las motas se desarrollan sobre rocas con un grado de metamorfismo mayor que el de la Formación Puncoviscana (Cisterna, 1986; Oyarzábal, 1989), es decir que existiría otro episodio metamórfico entre el de muy bajo grado que caracteriza a la Formación Puncoviscana y el episodio térmico que genera las motas de biotita y cordierita. En la región septentrional no se observa esta relación. Es posible también que en la región austral estén expuestos niveles de la Formación Puncoviscana que muestran un mayor grado metamórfico asociado al mismo evento que produce epimetamorfismo y anquimetamorfismo en niveles más superficiales.

Las metamorfitas alojan abundantes diques de rocas filonianas, principalmente pegmatitas, algunas de ellas relacionadas con los intrusivos y otras de origen metamórfico. El evento metamórfico que origina la Formación La Paya corresponde a uno de baja presión y temperatura intermedia -en general mediano grado metamórfico- las que aumentan gradualmente hacia el sur (Toselli y Rossi de Toselli, 1990).

Edad y relaciones estratigráficas

La Formación La Paya exhibe relaciones transicionales con el basamento epimetamórfico, por lo que los niveles a partir de los cuales se origina son del Neoproterozoico terminal, quizá del Cámbrico inicial (Durand, 1992). Establecer la edad del metamorfismo que produce las rocas de la Formación La Paya presenta mayores dificultades.

El evento metamórfico que originó la Formación La Paya correspondería a la implantación de un eje térmico (domos) al que también se relacionaría el magmatismo de la región (Toselli, 1990), es decir que la Formación La Paya tendría la misma edad que los granitos que la intruyen.
Sin embargo, las edades de estos granitos muestran un rango de aproximadamente 100 Ma (desde 563 hasta 453 Ma, Galliski, 1981; Toselli, 1992; Miller, 1996) desde el Neoproterozoico terminal hasta el Ordovícico superior. En la porción norte se advierte que las transiciones entre las Formaciones Puncoviscana y La Paya están directamente relacionadas con los cuerpos intrusivos de la Formación Cachi, siendo esta última la que posee edades radimétricas mayores de 500 Ma.

En la región sur, en cambio, las edades de los intrusivos varían entre 470 y 450 Ma, y éstos muestran contactos con aureolas metamórficas discretas desarrolladas sobre rocas con un metamorfismo previo mayor que el de la Formación Puncoviscana. No se conoce con precisión la evolución tectonometamórfica de la Formación la Paya para distinguir si existen dos episodios de metamorfismo térmico superpuestos o si existe un único proceso continuo de aproximadamente 100 Ma de duración como fue postulado por diferentes autores (Toselli, 1990; Toselli y Rossi de Toselli, 1990; Miller et al., 1992, entre otros)

Afloran desde el abra del Candado hacia el sur, están también presentes en el alto de la Hoyada, en el filo de Pararrilla y en la Loma Negra de El Mollar donde se unen los ríos Calchaquí y Santa María. En todos los lugares precitados, las rocas metamórficas presentan características semejantes: se trata de rocas con bajo a moderadamente alto grado de metamorfismo (ectinitas en la terminología de Jung y Roques, es decir, rocas metamórficas recristalizadas sin aporte ígneo).
Si bien es grande la superficie que cubren y variados los tipos de rocas metamórficas observables, no es posible, como lo ha hecho notar Gorrzález Bonorino (1950) intentar un ensayo estratigráfico. Es por ello que diferenciaciones como las de Rassmuss (gneis de Piscoyacú, gneis de Suncho) aplicadas en la zona por Frengüelli (1936) carecen de valor.

En el afloramiento de la Loma Negra de El Mollar se observan esquistos cuarzo micáceos de grano fino bandeados de color gris oscuro con esquistosidad bien marcada. La roca presenta textura granoblástica y está compuesta por cuarzo, biotita, plagioclasa (albita a oligoclasa media), moscovita, apatita, zircón, turmalina, granate y epidoto.
En las cercanías del puesto Abra del Candado y en el área inmediatamente al este y sureste hay afloramientos de metacuarcitas compuestas por cuarzo, algo de plagioclasa ácida, moscovita, clorita y óxido de hierro. Afloramientos semejantes existen en la zona inmediatamente al norte de la Loma Colorada y en toda la zona cercana al puesto El Zaino, aunque en esta zona los afloramientos se muestran muy alterados por la meteorización.

En el área del cerro de Agua Caliente afloran esquistos cuarzo micáceos con textura netamente esquistosa; los componentes, especialmente el cuarzo, muestran extinción ondulada; entre los granos no orientados de cuarzo hay bandas de moscovita intercaladas y algunos granos de plagioclasa ácida. La roca tiene un característico aspecto esquistoso dado por los granos de moscovita y clorita.
En el cerro Paranilla, entre los afloramientos de rocas graníticas, aparecen esquistos biotíticos sin feldespato potásico; rocas semejantes se pueden encontrar en la zona al este de Loma Colorada y en las cercanías del cerro La Hoyada.
En la zona al sur del cerro El Pabellón se ha observado la presencia de esquistos cloríticos sericíticos; su observación microscópica ha demostrado la presencia de granos alargados y orientados de cuarzo límpido; cristales de plagioclasa ácida fresca; abundante óxido de hierro; moscovita y biotita muy cloritizada que le dan a la roca aspecto esquistoso. En las cercanías de Lara afloran esquistos biotíticos bandeados atravesados por numerosas venas de cuarzo.

Estas rocas metamórficas son bien diferenciables de las de las Cumbres Calchaquíes ya que en todos los casos las rocas se presentan más o menos inyectadas. Son perfectamente diferenciables dos tipos de rocas inyectadas; rocas con inyección “lit par lit” y rocas con inyección nodular.
Desde el norte hacia el sur los afloramientos son los siguientes:

En la barranca sur del río San Antonio y en toda la ladera oriental de la sierra hasta medio camino al puesto cerro Bayo, aflora un gneis de inyección con estructura foliada que resulta determinada por la alternancia de capas micáceas y cuarzo-feldespáticas. El espesor de las bandas leucocráticas blanco lechosas puede llegar a medio centímetro, con cierta tendencia a transformarse en nódulos. Las bandas micáceas más delgadas están compuestas por escamas pardo negruzcas de biotita cuyas caras basales brillan vivamente cuando la roca se parte en planos paralelos a la foliación, con la cual concuerdan y que determinan superficies de esquistosidad no rigurosamente planas sino que ondulan con distancias de tres a cuatro centímetros entre cresta y cresta. Los contactos entre las fajas no son netos, un poco de biotita puede participar en la composición de las bandas claras.

Además, en la margen norte del río Yacochuya, afloran esquistos sericíticos inyectados con muy marcada esquistosidad. En el abra de Yacomisqui, en el camino que va desde el puesto de La Laguna a Cafayate, aparecen esquistos biotíticos, con penetración ígnea de carácter difuso-nodular. La mezcla entre ambos materiales es en general bastante homogénea, excepto cuando cuarzo y feldespato se resuelven en nódulos de hasta un milímetro y medio de diámetro, que aparecen aislados dentro de un ambiente en el que predomina la inyección difusa. La migmatización no ha borrado por completo la esquistosidad previa, pues la roca aún conserva la tendencia a fracturarse según la orientación de las micas.

En el puesto Real Tolombón, también hay rocas con inyección difusa. Se trata de un gneis, con marcada presencia de granate como mineral accesorio, Rocas semejantes afloran en todo el camino hasta el abra de Chuscha.
Al sur de Real Tolombón, en las cercanías de la quebrada de Agua Caliente, se presentan esquistos biotíticos inyectados; en este caso la inyección de material ígneo que afecta a este esquisto asume dos formas diferentes: venas, que determinan bandas rectilíneas color blanco rosado, de dos a diez milímetros de espesor, bien definidas y paralelas a la esquistosidad; y finamente difusa en otros sectores, mezclando homogéneamente los minerales sálicos aportados con los metamórficos preexistentes. En áreas aisladas se observa un predominio casi completo de aporte ígneo que da una textura gruesa, de aspecto granitoide. En La Silla se observa un gneis biotítico inyectado con abundante granate accesorio.

En el área al oeste del río Chuscha, que nace en el abra del mismo nombre, las rocas aflorantes tienen características diferentes. En la ladera del cerro Chuscha, sobre la margen derecha del arroyo Chuscha, aparecen como esquistos migmatíticos. Se trata de pocas esquistosas de grano fino a mediano constituidas por granos alargados de cuarzo y feldespato de uno a dos milímetros de longitud, dimensionalmente orientados y laminillas micáceas, dispuestas paralelamente. Su color en fracturas normales a la esquistosidad, es pardo grisáceo, mientras que en los planos de foliación, las caras basales de las biotitas desferrizadas, le da tonalidades doradas u ocráceas con brillos sedosos, nacarados.

Hacia el sur, en el filo de Suri Ciénaga, aparecen esquistos biotíticos inyectados con inyección magmática de tipo predominantemente nodular (esquistos nodulosos).

El feldespato aparece en cuerpos ovoidales color blanco sucio o rosa pálido, con diámetros variables entre medio y un centímetro; algunos sobrepasan estas dimensiones y muestran tendencia a un mayor alargamiento que los lleva a transformarse en venas discontinuas. El cuarzo, mineral poco notable, se dispone en bandas adosadas a los nódulos feldespáticos. El alargamiento de estos cuerpos y el rumbo de las venillas son paralelos y concuerdan con la orientación de la biotita, mineral que constituye finos tabiques que circundan los granos mayores.

En las cercanías del abra de Pishca Cruz afloran esquistos cuarzo-biotíticos inyectados con marcada microfoliación.

En la ladera oriental del cerro de Pachamama, aparecen esquistos semejantes, es decir, con inyección marcadamente nodular; los nódulos están compuestos por feldespato potásico, cuarzo, plagioclasa, moscovita y apatita.

Esquistos cuarzo biotítico inyectados, también con inyección nodular, es decir semejante de las anteriores, aparecen en la margen izquierda del río del Cajón frente a las Peñas Derrumbadas; así como en la zona donde el río Tacanas desemboca en el río del Cajón al sur de Ovejería.

Hacia el sur, sobre la quebrada de Ciénego Largo, los esquistos son algo diferentes, aunque siempre son cuarzo-micáceos inyectados; la inyección es de tipo nodular-difuso, con buena proporción de material agregado al esquisto entre las guías micáceas que en parte conservan su paralelismo primitivo.

En el cerro Negro de las Guayas, en el filo de la Sarna y su continuación, las Peñas Derrumbadas y la loma del Medio, afloran rocas con inyección nodular; se trata en general de esquistos biotíticos de color gris obscuro, aunque en la ladera occidental del cerro Negro de Las Guayas aparecen micacitas finas con inyección nodular; los nódulos son en general pequeños, de hasta tres centímetros, compuestos por feldespato potásico, plagioclasa, cuarzo, biotita y apatita.

En las cercanías de antiguo Quilmes y del abra del Zarzo, afloran esquistos cuarzo-micáceos bandeados, con material micáceo relativamente abundante y en posición marcadamente paralela; la esquistosidad es muy notable.

En la zona del puesto de Tomás, se pasa a esquistos cuarzo micáceos inyectados en este caso el material ígneo es de tipo intermedio entre venoso y difuso, constituido por bandas de cuarzo y feldespato separadas por láminas de biotita.

En la zona del río Anchillo, aparecen migmatitas tonalíticas, con cristales de plagioclasa grandes, envueltos en abundante biotita obscura, uniformemente distribuida y con escaso paralelismo entre sus laminillas, con lo que resulta una textura masiva, de fractura irregular. El tamaño de los feldespatos oscila entre uno y diez milímetros, tienen hábito tabular o cuadrático y color blanco sucio, pasando hacia tonos verdosos o rosados. Hay también cuarzo en menos proporción y guardando mayor constancia en el tamaño de sus granos. Se observan agrupaciones aisladas de cristales de granate. En la zona del puesto La Ladera y en todo el rinc6n suroeste de la Hoja, afloran esquistos biotíticos con inyección de tipo venoso-difuso; son venas blanquecinas y poco definidas de uno a tres milímetros de espesor paralelas a la esquistosidad. Las cantidades relativas de material ígneo y metamórfico son aproximadamente iguales.

Falda occidental

En la falda occidental de la sierra del Anconquija predominan micacitas biotíticas y/o muscovíticas que por lo general están muy inyectadas, La presencia de granate en las micacitas es característica para esta área, predominando en la zona de los morros Nuñorco de, San Juan y de Bernardo, y Alto de Runiarco. La concentración de granate disminuye hacia el Puesto Los Ciegos y Morro los Zarzos, en el sur; y hacia el puesto de Piedra Pintada (límite Tucumán-Catamarca), en el este.
El granate es muy abundante en esta área y no siempre es reconocible a simple vista. Presenta su color rojo característico, de contornos subidiomorfos y textura cribosa. Los cristales están asociados a la mica, que los incluye en forma de nidos. En el puesto Flores Amarillas, unos 3 km al norte del puesto Quebradero, las cuarcitas granatíferas presentan esquistosidad bien marcada. El rumbo de la esquistosidad es 50º O y el buzamiento es hacia el sudoeste. La inyección es de cuarzo y feldespato potásico. Diques pegmatíticos cruzan las micacitas en puesto Quebradero con rumbo 20º O.
En el faldeo occidental del morro de los Venados sobresalen, del acarreo de rocas volcánicas, crestones de micacitas inyectadas de R 15' O. Próximo a las Cuevas se observa un dique lamprofírico (hornblendita?).

Formación Loma Corral

Se halla integrada por ectinitas, es decir, rocas metamórficas sin aporte magmático, que en su mayoría corresponden a esquistos, pizarras y filitas; en unas pocas localidades se han observado cornubianitas y cuarcitas y en dos, micacita y filita con nódulos de cordierita. El carácter litológico es relativamente uniforme, al menos en cuanto a los tipos principales.

Estas rocas estratificadas menos metamorfizadas se encuentran en la Quebrada Totorilla. La potencia original ha sido muy grande y a ella debe sumársele la acumulación tectónica por plegamiento intenso.
En la comarca se las ha observado en siete afloramientos, de los cuales el más septentrional integra el tramo norte de la Sierra del Cajón. Poco al norte del puesto Saladillo aflora en ambas márgenes del río Toroyacu. El segundo afloramiento está en la ladera oriental de la Sierra Chango Real, extendiéndose desde las proximidades del Reventón Blanco en el norte hasta el río Blanco en el sur. En la vertiente noroeste de la Sierra Las Cuevas, asoman nuevamente elementos de esta Formación, junto con ectinitas con nódulos de cordierita. Desde la latitud del cerro Bayo Grande en el norte hasta la finca Lampacillo en el sur, las ecti-nitas constituyen la ladera occidental del filo cerros Bayo Grande y Loma Corral. Al norte y al oeste del Abra de Caja, en la vertiente occidental del cordón, hay otro asomo de este complejo. El sexto afloramiento, de dimensiones más reducidas está en las proximidades de las Salinas Grandes y el puesto Esquina Negra. En el rincón sudoeste de la comarca se tiene el último afloramiento, el séptimo, que se extiende por ambas márgenes del río Vicuña Pampa, desde Los Nacimientos en el norte, hasta el límite austral de la comarca y más al sur.
La variedad entre las rocas que integran este complejo, como ya se ha expuesto, es relativamente grande, pero los tipos litológicos principales pueden reducirse a cuatro, entre los cuales hay transiciones. Ellos son: esquistos, pizarras, filitas y cornubianitas con cuarcitas; tanto un tipo de roca como otra, pueden presentarse con venitas de cuarzo. Es muy común encontrar alternancia de estas rocas.

Los esquistos son de color gris verdoso oscuro, generalmente con mucho cuarzo, tanto que imprime a la roca un aspecto córnea, pero sin perder la foliación. Por meteorización pueden presentar un color amarillento; al oeste de Toroyacu hay esquistos de color pardo rojizo. El tamaño del grano por lo general es fino, aunque en el oeste, en el afloramiento a lo largo del río Vicuña Pampa, se presenta con un tamaño de grano mayor, como si la roca hubiera derivado de una psamita fina, mientras que las restantes, o sea, las de grano fino provendrían de una pelita. Generalmente los esquistos constituyen camadas de 5 a 10 cm de potencia. Al microscopio se observa que los esquistos están integrados por sericita, clorita, cuarzo y óxido de hierro, como accesorios turmalina y rutilo. Las pizarras, escasas, de color verde botella a gris verde oscuro en corte fresco y gris azulado oscuro por meteorización, son rocas duras, a menudo de aspecto córnea. La esquistosidad es perceptible debido o las laminillas de micas dispuestas en bandas. Por el tamaño del grano se deduce que originariamente la roca era pelítica. Se presentan en bancos de 10 a 15 cm de espesor.
El tercer tipo, el correspondiente a las filitas, por lo general constituye camadas que alternan con los anteriores. Son de color verde oscuro. La esquistosidad está marcada mucho más que en los primeros, pero las superficies de exfoliación son más irregulares, con corrugamiento abundante. En el afloramiento que se extiende por ambas márgenes del río Toroyacu, las superficies de exfoliación presentan un lustre perlado. Al este del puesto Saladillo, margen izquierda del río Toroyacu, se recolectó una roca dura, maciza, de fractura irregular, de grano fino y homogéneo, de color gris oscuro, levemente vilaceo. La roca, una cuarcita micácea, está integrada por cuarzo, biotita, moscovita, plagioclasa (albita y oligoalbita), y como minerales accesorios, apatita, turmalina, circón, y óxido de hierro. La estructura es granoblástica. Algo más al oeste de donde se extrajo la muestra anterior, se observó un esquisto con algo de inyección. Es una roca de grano fino a mediano, de color verde grisáceo, con textura foliada, debido al ordenamiento paralelo de las láminas micáceas y además, producido por una inyección concordaste de material leucocrático (cuarzo, feldespato rosado) de tipo venoso nodular algo difuso.

Algo al sur del puesto Saladillo, hay una intercalación de micacita con nódulos de cordierita. Estos últimos muestran una orientación algo más definida. La roca es de color gris oscuro verdoso, de grano fino a mediano, maciza. En la ladera noroccidental de la Sierra Las Cuevas, entre las ectinitas se observó un asomo reducido de micacita de grano fino con abundantes nódulos de cordierita, de dimensiones bastante constantes, pero por lo general no mayores de un centímetro. La roca está integrada por moscovita, biotita, cuarzo, clorita, plagioclasa ácida, apatita, turmalina y cordierita (en nódulos). Probablemente, las micacitas finas biotíticas han pasado a micacitas con porfidoblasto; de cordierita, por efecto de contacto, correspondiendo a la facies anfibolita, subfacies cordierita-antofilita. En este caso se encuentran relativamente cerca de los elementos correspondientes a la Formación Chango Real (granito migmatítico).

En varias localidades se han encontrado rocas con algo de inyección, como por ejemplo en el Filo Alto, poco al sur de Toroyacu, y al este del cerro Reventón Blanco. La muestra recolectada en la primera localidad, Filo Alto, es de color gris claro, de grano mediano con laminillas de moscovita, biotita, cuarzo, clorita, plagioclasa ácida, apatita, turmalina y material inyectado correspondiente a cuarzo feldespático: oligoclasa, cuarzo y, en menor cantidad, feldespato potásico. Las láminas micáceas están dispuestas paralelamente, dando lugar a una textura foliada. Al este del cerro Reventón Blanco, se extrajo una muestra correspondiente a una filita inyectada. Es una roca dura, de grano fino a mediano, de color gris claro con un ligero tinte violado. Como en el caso de la muestra anterior, presenta textura foliada, debida al ordenamiento paralelo de las láminas micáceas e inyección concordante de material leucocrático (cuarzo, feldespato rosado). Los compnnentes principales son: moscovita, biotita, cuarzo, plagioclasa ácida, apatita y turmalina.
Por lo general, casi todas las rocas de los afloramientos en el oeste muestran cornubianitización incipiente, que sin embargo no ha alcanzado a borrar la esquistosidad. Son rocas de grano muy fino, prácticamente afaníticas, muy duras, y ocasionalmente bandeadas. Otra interpretación podría ser que la cornubianitización no se debe a metamorfismo de contacto, sino a aporte de material magmático. Esto último concordaría mejor con lo que se observa en la comarca, donde hay una gran preponderancia de rocas migmatíticas.
El doctor H. H. García tuvo la gentileza de comunicarme que al este del río Vicuña Pampa, entre la quebrada Totorillas y el río Rodeo Gerván, había observado un afloramiento de caliza en lentes que constituve una faja de unos 4 kilómetros de largo con un ancho variable de 200 a 1.000 m. con dirección general norte-sur e inclinación 45º-80º oeste. La caliza es de colores variados, con predominio del rosado, de grano mediano a fino. Considera que es muy buen material como roca de aplicación (mármol), si bien en unas pocas partes está afectada por hidrotermalismo.

Formación Famabalasto

Las rocas metamórficas de la entidad anterior, esquistos, micacitas, etc., en la Sierra del Cajón pasan gradualmente, a lo largo del rumbo, a micacitas inyectadas y finalmente embrequitas, Estas, denominadas paragneis por algunos autores, se caracterizan por su tonalidad oscura y por ser de grano fino a mediano y estar integradas en su mayor parte por cuarzo, mica y feldespato.
El límite entre las Formaciones Loma Corral (ectinitas) y Famabalasto (migmatitas esquistosas) es transicional, o sea gradual y de ahí que en el mapa se haya representado mediante una línea cortada. En la entidad mencionada en segundo término, predomina la proporción de feldespato en relación con la de mica. Los feldespatos no se presentan en porfidoblastos de dimensiones mayores de medio centímetro.
La migmatización es incipiente, ya que el material de derivación puramente sedimentario se reconoce por todas partes. Las rocas presentan bandas, a menudo lentiformes; en otros casos, los porfidoblastos pequeños en parte pasan a bandas de reemplazo. Hay todos los tipos de variaciones y transiciones, tipos intermedios, interestratificados e interdigitación, también como ectinitas. A veces hay bandas claras (ricas en feldespato) y de cuarzo, también como las hay oscuras. El espesor de estas bandas es variable, entre milímetros y unos 15 cm. La proporción de ambos tipos de bandas es también extremadamente variable. Por lo general, las de cuarzo son debidas a la inyección lit par lit. Hay también inyección difusa.

En el campo se observa que en el norte de la comarca predominan las ectinitas, y a medida que se prosigue hacia el sur, desde un poco más abajo de la latitud de Lampacito, comienzan a predominar rocas con aporte magmático. Ya se había observado este fenómeno algo más al norte, como por ejemplo, en el Filo Alto, pero se trataba de casos aislados. En cambio, desde Lampacito al sur, el aporte ya es bien visible y se observa que va en aumento hacia el sur. Esto es tanto más notable, cuanto que en el norte se comienza con micacitas inyectadas y en el sur ya se tienen migmatitas propiamente dichas; pero en su eran mayoría son migmatitas homogéneas con estructura esquistosa bien conservada, es decir embrequitas. En cambio, en el extremo sur de la Sierra del Cajón, las migmatitas ya son del tipo de las que afloran más al oeste, es decir, granitos migmatíticos. En algunas partes con abundancia de feldespato, se observa que hay embrequitas de ojos (gneis).

Poco al este de la localidad Cerro Colorado, se recolectó una muestra de color gris claro a gris rosado pálido de grano mediano, que conserva mucho de la textura primitiva. Es una micacita inyectada. El aporte es muy reducido y del tipo de lit par lit, pudiéndose observar las venitas en la mayoría de las rocas en los alrededores. Al naciente de la escuela Huritohuasi las rocas ya muestran mayor aporte, correspondiendo a micacitas y esquistos fuertemente inyectados, en donde el aporte cambia la textura de la roca, impartiendo a ésta un aspecto menos esquistoso, pero sin que por ello deje de ser una embrechita, llegando a ser granosa. En muchas partes se observa la intercalación (en este tramo de la sierra) de numerosos diques pegmatíticos muy fácilmente reconocibles, desde lejos, por su color y por el contraste con la roca madre. De la latitud de La Casita al sur, por aumento del aporte, la roca pierde casi totalmente su esquistosidad: por consiguiente se la considera como esquisto migmatítico. Son rocas de diversas tonalidades del gris, de grano variable, entre mediano y grueso. Ya en el extremo sur del cordón, donde el aporte ha sido mayor, se observan verdaderas migmatitas. Las rocas han perdido por completo su textura primaria, siendo reemplazada ésta por una textura granosa, llegando a veces a asemejarse a las rocas de la Formación Chango Real. En muestras aisladas se pueden confundir, pero en conjunto no. Son rocas granosas de colores más claros que las anteriores, de grano mediano a grueso, y carentes de porfidoblastos.

Desde el punto de vista estructural se puede decir que las relaciones de la ectinita con la migmatita se caracterizan por la continuidad estructural. La estructura en estos sectores se caracteriza por la tendencia bien definida a permanecer constante en distancias largas. No se observan indicios de perturbaciones estructurales y plegamientos y fluideces turbulentas, que serían de aguardar si el magma hubiera penetrado los sedimentas bajo alta presión y esfuerzos internos.

Los esquistos del faldeo occidental del Anconquija

Existe entre estas rocas una variedad relativamente grande, debida sobre todo a los cambios derivados del metamorfismo de contacto. Los tipos litológicos principales pueden, sin embargo, reducirse a dos, entre los cuales existen algunas transiciones. Ellos son : pizarras o filitas córneas, y filitas o micacitas con venas de cuarzo. Las primeras son rocas de color gris verdoso oscuro, cuya textura varía de pizarrosa a filítica de acuerdo con su distancia del contacto y del horizonte estratigráfico . La abundancia de cuarzo le da a esta roca un aspecto córneo, aunque nunca llega a perder por completo la esquistosidad. Distantes entre sí varios centímetros o decímetros, se intercalan capitas delgadas mas pobres en cuarzo, en donde la mica se presenta en laminillas mas grandes. La roca se exfolia de preferencia por estas capitas micáceas, y por ello muestra generalmente una superficie de aspecto filítico, con lineación bien marcada. La cumbre del cerro Negro está formada por este tipo de roca, que predomina además en su falda austral.
Con frecuencia la filita córnea verde oscura presenta un blandeado característico; se trata de bandas de pocos milímetros, blanquecinas, con motas irregulares y alargadas de color verde oscuro; las bandas no poseen
límites netos, y pueden considerarse como compuestas por los tabiques discontinuos formados por aquellas motas, que son en su mayor parte cristales de hornblenda.

Hacia ambos lados de la banda, ésta se resuelve en áreas aisladas, de 1 ó más mm, que a veces presentan en su centro cristales de anfíbol. La banda blanca está formada por un agregado grueso de granos de cuarzo y de plagioclasa, de alrededor de 0,1 mm, con textura pavimentosa y cristales poiquilíticos de anfíbol, de 0,5 a 1 mm, en general alargados en el sentido de la foliación. Hay además algo de epidoto; la plagioclasa constituye alrededor de 30 % y se presenta muy alterada en sericita. Algunas bandas claras cuarzosas son de varios centímetros de espesor, y su composición y textura corresponden a una especie de granulita.
El bandeado en las filitas biotítico-anfibólicas córneas es bastante frecuente, y en ciertos partes de la sierra de Aconquija no se encuentran tipos que no muestren las bandas gris verdoso claras delgadas, caracterizados por la presencia de abundante epidoto.

Cuando nos acercamos a los contactos del granito las filitas cuarzosas aumentan levemente el grano; las superficies de exfoliación, que corresponden, como se ha dicho, a delgadas bandas más micáceas, suelen presentar un brillo más marcado, dentro de su tono oscuro, y una visible lineación con frecuencia remareada por prismitas de anfíbol subparalelos; el corrugamiento es muy común. Cerca del granito estos esquistos pueden presentar finas venas cuarzosas o cuarzo-feldespáticas.

El segundo tipo, el de las filitas gruesas o micacitas casi siempre con venas de cuarzo, forma camadas que alternan con las anteriores. Poseen una esquistosidad mucho más marcada que las primeras, pero las superficies de exfoliación son más irregulares, a causa de las venas y lentes de cuarzo que se disponen en general paralelamente a la foliación, y del abundante corrugamiento que ha plegado los planos de esquistosidad. Los
micropliegues son en general irregulares y discontinuos; hay además pliegues de mayor amplitud, aunque abiertos. Algunas capas que no poseen mayormente venas de cuarzo, muestran una esquistosidad más regular. En las cercanías del contacto aumenta el tamaño de las laminillas de mica, y aparecen localmente venas lenticulares concordantes de cuarzo y feldespato de origen magmático. Existen además venas de textura pegmatítica, que atraviesan la esquistosidad o se adaptan a ella en su recorrido tortuoso.
El cuarzo inyectado en la foliación forma con frecuencia lentes que toman el aspecto exterior de nódulos de algún mineral metamórfico.

En la parte media y baja de la falda nordoccidental del cerro Negro, especialmente sobre el contacto occidental, al oeste de Las Conchas, predominan micacitas y filitas micacíticas muy ricas en muscovita, con superficies de exfoliación de lustre perláceo, ya lisas, ya con crenulaciones regulares. Son numerosas las venas de pegmatita y de cuarzo, gruesas, que las atraviesan en forma concordante y discordante. Pueden verse a menudo diques transversales de pegmatita, de los cuales emanan lateralmente venas cuarzosas que penetran concordantemente en las micacitas. La abundancia de muscovita en éstas no debe ser ajena a las inyecciones pegmatiticas. Sobre la superficie de exfoliación se distinguen casi siempre laminillas de biotita que sobresalen por su tamaño (metacristales).
Las micacitas de este tipo, que afloran arriba de Las Conchas, se intercalan sin límites netos con filitas, ricas en cuarzo, en granos de menos de 1 mm. Es posible que este tipo de roca corresponda a las filitas córneas descritas arriba, que hayan sufrido mayor metamorfismo, y, sobre todo, metasomatismo (potásico), que en otras partes. En muchos casos estas capas muestran un débil bandeado que recuerda los esquistos listados, que abundan en las zonas del Anconquija y Villa Alberdi.
Poco más al este, cerca del contacto oriental, sobre el filo situado entre los dos ríos que desembocan en Las Conchas, afloran filitas micaciticas cuarzo-feldespáticas de color gris verde oscuro, con planos de esquistosidad más o menos rugosos, y venas de cuarzo delgadas (2-5 mm). Cuando estas venas son regulares, la esquistosidad es plana; a menudo cortan la esquistosidad dando origen a estructuras ptigmáticas. Son característicos de ciertos niveles nódulos de la forma de una avellana, de 2 a 3 cm de longitud. Estos esquistos, que están parcialmente plegados en pliegue abiertos, son atravesados por diques de pegmatita turmalínica o de un granito pegmatítico muy claro, de textura irregular, en forma de lentes o cuerpos irregulares discordantes, de rumbo N-S.

El rumbo de los esquistos es algo variable, especialmente en las proximidades del contacto, pero existen direcciones predominantes. La posición de las pizarras filíticas córneas, etc., del cerro Negro y alrededores es relativamente tranquila, sin pliegues apretados, y con inclinaciones generalmente no mayores de 45º.
En el cerro Negro el rumbo es NE y la inclinación de unos 15º al SE; hacia Las Conchas el rumbo varía haciéndose NNO, e inclinación fuerte al ENE. Sobre la falda sud el rumbo es también NE, pero la inclinación, cerca del contacto con el granito, es de 70º-80º al NO.

Al norte de Las Juntas aparece, dentro del granito de grano grueso, una área de esquistos biotíticos cuarzosos análogos a los del cerro Negro, pero algo más metamórficos, de grano fino, poco esquistosos, algo córneas. Esta roca presenta numerosas venos graníticas finas, turmalínicas, y filones de aplita rosada. La granitización ha avanzado en partes hasta impregnar la roca con venas cuarzosas muy finas, que determinan una foliación visible.

Los esquistos de la entrada a la quebrada de Villavil son en su mayor parte filitas o micacitas muy muscovíticas con abundante microplegamiento. Estas rocas poseen una foliación fina y regular, consistente en bandas oscuras y claras, 3 a 4 por mm, cuyos componentes predominantes son respectivamente, biotita y muscovita, de 0,1 mm de diámetro. Con frecuencia las zonas muscovíticas se ensanchan, alojando en su centro un metacristal oscuro de biotita, totalmente cloritizado, de alrededor de 1 mm. En ciertos lugares hay pasaje a una anfibolita de grano fino. Son muy frecuentes las inyecciones de cuarzo, nodulosas, con pliegues ptigmáticos.
En Villavil el rumbo predominante es entre NNO y N-S, con fuerte inclinación al oeste, llegando a la vertical.
En la entrada de la quebrada, dentro del ambiente granítico, en el lado norte, hay placas de esquistos micacíticos en el granito, de grano fino, compuestos esencialmente de muscovita y algo menos de biotita. La muscovita es de mayor tamaño ( 1 mm). Los bloques de esquistos son paralelos entre sí, siendo su rumbo entre N-S y N 30ºO, y la inclinación 35-40º al O. Los bordes de la micacita, que presenta varios sistemas de clivaje, están penetrados por guías de aplita paralelas a la esquistosidad principal.

En la sierra de la Ovejería, se prolonga en una faja estrecha hacia el sud, que termina en el borde de la sierra, entre Amanao y la qda. Yacuchuyo. El área metamórfica de Ampujaco rodea el valle de este nombre al norte y el este.
El carácter litológico de estas dos áreas es bastante homogéneo. Se trata de pizarras sericíticas cloríticas de color verde oscuro, muy poco metamórficas, y, en menor proporción, pizarras sericíticas gris-verdosas claras, en parte amarillentas. Hay pasaje entre ambos tipos de rocas, por variación en la proporción de clorita. El grano es muy pequeño; las laminillas de mica alcanzan apenas un promedio de 0,05 mm.
En las inmediaciones de la confluencia del río Atajo con el Visvís, poco al sud de Las Vizcachas, afloran pizarras claras bandeadas, con bandas gris-amarillentas claras, de 1 cm, intercaladas con otras más oscuras y delgadas. La esquistosidad forma un pequeño ángulo con el bandeado. Siguiendo hacia el sud por la quebrada, aparecen enseguida, a 300 m de la confluencia, las pizarras verde-oscuras, algo azuladas, compuestas de sericita, gránulos de óxido de hierro y algo de clorita. La estratificación original está señalada débilmento por capitas delgadas algo mas claras, y existen varios planos de esquistosidad, el principal de los cuales corta a aquélla en un ángulo de unos 45º. El conjunto de esquistosidades determina una lineación, y la roca se rompe en astillas alargadas. El rumbo varía en esta parte entre NO y N-S, posición más o menos vertical. Frente al puesto Las Vizcachas, en el contacto con las milonitas, los esquistos verde-oscuros, siempre verticales, tienen un rumbo ENE, siendo sin embargo muy variable en esta parte.
En la parte oriental de la sierra de la Ovejería predominan también las pizarras cloríticas oscuras. En flanco norte se ven estos esquístos, casi edénticos a los de la quebrada de Visvís, pero demostrando un metamorfismo apenas superior a éstos; los cristales de clorita, visibles sólo al microscopio, están mejor formados y son mayores que los de sericita. Hay además gránulos microscópicos de cuarzo, esparcidos. También existen en ellos más de dos planos de esquistosidad, y la fractura es astillosa. Algo más al oeste, sobre el mismo flanco, a unos 5 km de Las Vizcachas, cerca de Buenaventura, afloran esquistos muy semejantes, pero algo mas compactos. Al microscopio muestran laminillas de muscovita mayores, que alcanzan a menudo a 0,1 mm, mientras que la clorita es de menor tamaño. Muy semejante es el aspecto de los esquistos oscuros verde-azulados que forman el flanco sur-occidental de la sierra y el área situada al este del valle de Ampujaco. A su vez, estas rocas son similares a los del cerro Negro.

En la Sierra de la Ovejería el débil metamorfismo ha permitido la conservación de trazas fósiles de Oldhamia radiata (Mirré y Aceñolaza, 1972).

La naturaleza de estas rocas es en gran parte psammítica o semipelítica. Las rocas más abundantes en esta parte son : un hornfels cuarcítico oscuro, pardo en la superficie, con varios planos de diaclasa y estratificado en bancos gruesos de rumbo NE, verticales, y una filita verde oscura, con nódulos de cordierita. Estos nódulos se disponen casi siempre paralelos a los planos de esquistosidad, pero sólo presentan una muy leve tendencia a paralelizar la lineación. Existen además rocas córneas bandeadas. Cerca del granito hay abundantes diques de pegmatita cle grano relativamente fino, blanco, y aplitas, paralelas a la esquistosidad. Estos diques son muy frecuentes y pueden ser observaclos en La Sala y en Papachacra.

Finalmente, debemos mencionar el afloramiento de caliza cristalina en la quebrada de Muschaca, cerca de Mala-Mala. Se trata de un bloque de caliza englobado en la masa granítica, de color gris blanquecino y grano mediano. Las dimensiones no pasan de 200 m.

Esquistos de la falda occidental del cordón El Manchao-Ambato

En la parte norte, la litología es la misma que en la zona norte, dado que el rumbo de la esquistosidad (que allí es en general paralela a la estratificación) es meridiano. Se trata de micacitas finas y filitas cuarzosas biotítico-moscoviticas, en capas alternadas, de coloración gris y gris verdosa, e inclinadas generalmento al este en más de 45 grados. La proporción relativa de las micas varía, y con ello la tonalidad de la roca; en conjunto la biotita es más abundante, pero la moscovita forma laminillas mayores, destacándose en las micacitas.

Area metamórfica frente a Siján

En las adyacencias del cerro El Manchao, la faja metomórfica se encuentra interrumpida por la interposición del cuerpo de granito allí existente. Queda, sin embargo, entre éste y el pie de la ladera, una tira estrecha cuya litología es hasta cierto punto particular, y merece, por lo tanto, descripción aparte.
En primer lugar, los esquistos presentan allí un grano mucho más fino que el ordinario. En las cercanías de Michango, la parte baja de la ladera está formada por filitas lajosas, de tonos claros, moscovíticas, que alternan con capas delgadas (en general de pocos centímetros) de grano más fino y esquistosidad menos marcada, pero de composición similar. Las filitas lajosas muestran en partes corrugamientos finos y poco profundos; el tamaño de las laminillas de moscovita no pasa por lo común de 3/4 de milímetro. La inclinación es entre 25º y 40º al este-noreste. Filones concordantes de granito de textura indefinida, foliados por deformación, alternan aquí y allá con las filitas, así como algunos filones de pegmatita turmalínica muy cuarzosa, que también muestran señales de deformación tectónica.
En el río Siján, la tira metamórfica puede ser bien estudiada en la garganta formada en los esquistos aguas arriba de la toma del canal. Allí las rocas, de grano mucho más fino que en Michango, presentan alternancia de capitas de color gris crema y gris verde azulado, respectivamente; el contraste de las bandas resalta por la acción desgastante del río. Esta roca bandeada es una filita de grano muy fino, cuarzosa. Las capitas de tonalidad crema contienen moscovita en laminillas muy pequeñas, generalmente menores de 5 micrones, bien orientadas, y granos de cuarzo y – en pequeña proporción – de albita, de unos 50 micrones en promedio. El cuarzo forma, además una masa intersticial de grano finísimo, mezclada con la sericita. En muchos granos de cuarzo se notan laminillas de Boehm, y otros signos de cataclasis (extinción ondulante, etc.).
Las capitas de tono verde azulado se distinguen de las otras solamente por contener, además de sericita, una moderada proporción de clorita, que le da su coloración. El espesor de las bandas es variable, pero en general se mantiene entre medio y cinco milímetros. El rumbo es nor-noroeste, con inclinación fuerte (75º-80º) al poniente. La esquistosidad está bien desarrollada; en algunos niveles hay más de un plano de clivaje, como es característico en rocas intensamente deformadas y de bajo grado de metamorfismo. Ciertas capitas muestran penetración y reemplazo por venas de cuarzo transversales a la banda y de longitud igual al espesor de ésta.
Los caracteres mega y microscópicos de estas rocas (que se extienden desde Michango hasta poco más al sur del río Siján) indican deformación tectónica “en frío”, con trituraci6n parcial de los granos, y alteración de la biotita. Este mineral está descompuesto en clorita, sericita y óxido de hierro, siendo este último eliminado o dispersado por las soluciones circulantes. Este metamorfismo regresivo (diaftoresis) ha rebajado el grado de metamorfismo, que en general corresponde a la facies anfibolita epidótica alta o anfibolita baja, al grado de esquistos verdes. Este proceso tuvo lugar a una profundidad relativamento grande.

Esquistos de la falda oriental del cordón El Manchao- Ambato

La zona alta de la falda oriental está constituida por filitas micacíticas cuarzosas, bandeadas, del tipo corriente. La nitidez del bandeado, no siempre la misma, es mayor en la parte central, o sea en la región del Manchao. El rumbo predominante de ios esquistos es nor-noroeste, con una inclinación al este-sureste relativamente débil (entre 10º y 45º). Hacia los niveles medios e inferior de la ladera la inyección magmática ha transformado a los esquistos en mayor grado, aunque el carácter de la roca original se mantiene constante, según lo evidencian pequeñas áreas que han quedado menos modificadas. Aun en los esquistos menos transformados en apariencia, la impregnación de carácter difuso es siempre importante, y está representada por la feldespatización de la roca. Hay partes de la ladera donde ésta conserva sus características originales hasta bastante abajo, como ocurre en las adyacencias de la cabecera del Arroyo El Tala; allí se observan los esquistos bandeados, con poca inyección, hasta cerca del portezuelo entre dicha cuenca y la depresión longitudinal de El Rodeo.

Esquistos de las sierras al este del Cordón El Manchao Ambato

La invasión ígnea migmatizante afectó intensamente las rocas metamórficas de las sierras ubicadas al naciente del cordón del Manchao. En ellas no hay ninguna superficie desprovista de inyección fuerte, aunque hay fajas delgadas, medidas en centímetros, donde se reconoce todavía el carácter bandeado de los esquistos, con las mismas características que presentan en la zona correspondiente a la zona central y oriental de la Sierra de Ambato. La inclinación es entre vertical y más de 70º al naciente, con rumbo entre norte y nor-noroeste; los repliegues y flexuras de pequeñas dimensiones son comunes, correspondientemente con la plasticidad provocada por la impregnación magmática.

Area migmatítica oriental

Es la continuación del complejo análogo de la Hoja Villa Alberdi; las formas de inyección, así como la proporción de material inyectado, son sensiblemente iguales. La inyección de tipo nodular (González Bonorino, cit. p. 27), sin embargo, está mucho menos desarrollada en la presente región, donde los nódulos están siempre asociados con venas. Comparando las distintas sierras comprendidas en este complejo, pueden señalarse algunas leves diferencias. En la sierra del Alto Ancasti, por ejemplo, la forma venosa está bién definida, con buen desarrollo de textura lit-par-lit y abundantes expansiones pegmatiticas irregulares, aparte de los diques de pegmatita que hay cerca del borde oriental de la sierra. En la sierra Graciana, la penetración ha sido en general más difusa, con menor participaci6n de venas pegmatiticas que en la anterior. En el resto del área, la inyección venosa lit-par-lit vuelve a hacerse bien notable.

Area migmatítica de Los Angeles

La parte de máxima inyección de esta área coincide aproximadamente con el valle de los Angeles. Hacia el sur se extiende fuera de los límites de la sierra, hasta por lo menos la localidad de Miraflores, aunque la migmatización disminuye algo. Hacia el noreste enlaza, a través de un área de menor inyección, con la zona oriental. Al este, la inyección decrece rapidamente hasta el borde de la sierra, mientras que al oeste llega hasta cerca de la cumbre. El carácter de la migmatización es similar al de la “zona occidental de máxima inyección” de la zona de Villa Alberti (González Bonorino, loc. cit., p. 30-32), que pasa por la quebrada de Humaya, en una situación geográfica equivalente a la de la presente área. Predominan los gneises de inyección, del tipo que Rassmuss (1918) llamó de "Piscoyacu” (ver González Bonorino, loc. cit. p. 47), con una gran variación en el espesor de las venas graníticas. Se encuentran además numerosos cuerpos generalmente de pocos metros de espesor, de la facies tonalítica foliada, de grano fino, rica en biotita, que abundan asimismo del lado occidental de la sierra de Ambato a esa misma latitud. En las venas más gruesas y “limpias" de granito, que pueden alcanzar hasta algunos decímetros de espesor, la roca se presenta con carácter aplogranítico, o sea de grano mediano-fino, rosada, rica en feldespato potásico y con escasa micas. Debido a las bruscas variaciones en la proporción de material inyectado, se encuentran aquí y allá fajas relativamente poco modificadas, de pocos centímetros de espesor, discontinuas, y cuya composición se aproxima a la de anfibolitas micáceas, de grano fino, o bien son esquistos cuarzo-biotítico-anfibólicos, bandeados, con venillas rectas y delgadas de material tonalítico. El rumbo general de las migmatitas es en general entre norte y noroeste, verticales o muy inclinadas al este, salvo en la cumbre de los Pozos, donde la foliación aparece muy poco inclinada al sureste.

Area migmatítica al este de Mutquín

Se extiende desde el stock de El Manchao hasta poco más al sur de la latitud de Colana, al menos en su manifestación más intensa. Esta faja puede ser estudiada en la quebrada del río Mutquín.
En su desarrollo más intenso, las migmatitas son gneises del tipo “Piscoyacu”, bien foliado, con venas lit-par-lit que, cuando son más gruesas (por ejemplo, más de 5 cm), adquieren generalmente grano grueso (grano pegmatítico). Las aisladas bandas finas del esquisto menos modificado presentan el bandeado original característico. Hay también capitas de anfibolita de grano fino, poco atacadas por la inyección. Asociadas con la migmatización, hay numerosos diques de pegmatita gruesos, que también inyectan lateralmente a los esquistos.

Complejo metamórfico frente a Mutquín

Ascendiendo por la quebrada del río Mutquín, luego de pasar el pequeño cuerpo granítico situado a la entrada, se entra en un ambiente de rocas metamórticas algo afectadas por inyección, que encierra numerosos cuerpos sintectónicos de granito. Los esquistos son micacitas cuarzosas, con algo de feldespato, grano fino, y un bandeado más o menos distinto, aunque poco desarrollado. La roca muestra exfoliación más bien dificultosa, debido a que la orientación de las laminillas de mica es pobre. De las micas predomina la biotita, en laminillas de 1/2 a 3/4 mm, pero la moscovita se destaca formando metacristales de hasta 1/2 centímetro. El cuarzo se presenta en granos de 1/2 mm en promedio, lo mismo que el feldespato. La presencia de este último componente, como es usual, se revela a simple vista por el tono amarillento crema de las superficies meteorizadas.
El rumbo de la esquistosidad es nor-noroeste, con inclinación vertical o muy fuerte al este; las variaciones locales son comunes, debido a repliegues de la foliación. Más arriba, en la quebrada, los esquistos adoptan una posición cercana a la horizontal; en esta parte se advierte el aumento de venas pegmatíticas y graníticas, y poco más al este, ya antes de los primeros saltos, se entra en la zona de migmatitas.
Del otro lado de la zona de granitización, ya cerca de la cumbre, reaparecen los esquistos en su condición original, similar a la que presentan en la parte baja de la quebrada. Estas rocas, que forman la zona encumbrada de la sierra desde el Filo de las Piedras Negras hacia el sur, son en este lugar micacitas finas, cuarzosas, en partes muy ricas en feldespato metasomático, y más o menos bandeadas.

Area migmatítica de Pomán

Esta zona abarca la parte occidental del bloque de basamento situado entre la cumbre del Ambato y el meridiano 66º. Su grado de inyección va aumentando de este a oeste, como se ha dicho ya al tratar los esquistos de esta región, culminando en el borde de la sierra. El complejo está integrado por migmatitas, esquistos más o menos inyectados, y cuerpos de granito migmatítico. Estos últimos se destacan a la distancia por su coloración más clara que el resto, sobresaliendo además algo por su mayor consistencia; son cuerpos pequeños, en general de menos de 20 metros de espesor, esencialmente concordantes. En su interior presentan restos de tabiques y agregados biotíticos que le confieren una foliación más o menos marcada. Entre los cuerpos graníticos migmatíticos están las fajas de esquistos inyectados y migmatitas, en los que el porcentaje de material ígneo excede en general de 50 %. Las partes menos modificadas son, como de costumbre, capas delgadas anfibolíticas, que abundan en ciertos lugares, como por ejemplo en las proximidades de los cuerpos de caliza. Por otra parte, dentro de este complejo se encuentran cuerpos pequeños de granito aplítico rosado, en su mayor parte incontaminado por los esquistos.

Puede establecerse la composición original de los esquistos, en su mayor parte modificados fuertemente por la inyección ígnea, se comprueba que en estas sierras predominan las filitas cuarzosas con bandeado fino (González Bonorino, 1950, p. 17-18). Se trata de una roca compuesta de bandas micáceas (biotita y moscovita), de uno a tres milímetros de espesor, alternantes con otras ricas en cuarzo, de tres a diez milímetros en su mayoría. En éstas últimas, sobre todo, hay algo de oligoclasa, que aumenta considerablemente donde la inyección se hace presente, pudiendo entonces encontrarse también microclino. Igual que en la zona norte, hay una faja occidental donde el bandeado no se observa o está poco desarrollado; esta faja ocupa aproximadamente la mitad inferior de la falda occidental del cordón El Manchao-Ambato, pero su límite con los esquistos bandeados es transicional y oscurecido por la inyección y la milonitización.
Una característica de los esquistos de esta región es la relativa abundancia de hornblenda en muchos de los niveles, que en partes constituye anfibolitas, aunque siempre en capas de pocos decímetros. Este hecho coincide con lo dicho acerca de la presencia de cuerpos calizos en el complejo.
La única superficie extensa donde los esquistos se presentan sin modificaciones importantes por inyección granítica, es la zona de cumbres y laderas altas del cordón Ambato-El Manchao. En ella los esquistos, típicamente bandeados, presentan aquí y allá venas delgadas de cuarzo con o sin feldespato, pero no han perdido su aspecto de rocas metamórficas sensu stricto. En ciertos nivelesse advierte, sin embargo, que la feldespatización metasomática ha afectado a las bandas cuarzosas. Esta faja de esquistos sin inyección representa en parte la continuación de la faja análoga que ocupa la zona occidental en la zona de Villa Alberdi (González Bonorino, loc. cit., p. 14).

Los esquistos de Pomán

En la ladera occidental del Ambato el complejo metamórfico se presenta sin modificaciones por inyección en la zona de cumbre y en toda la ladera hasta aproximadamente la longitud de Los Corrales o Piedra Parada. Un perfil transversal, en la latitud de Pomán, muestra las siguientes variaciones:
De oeste a este, se pasa por transición, del complejo migmatítico que forma el borde de la sierra, a los esquistos sin inyección de la parte alta de la ladera y zona encumbrada. En el ambiente de esquistos de la cumbre hay cuerpos aislados, aunque bastante numerosos, de granito gnéisico, dentro de micacitas cuarzosas bandeadas de grano fino. Este tipo predomina hacia el norte del portezuelo del Abra, constituyendo los cerros Mogote de la Cruz (Peinado), Pilona, y en general toda la cumbre hasta el granito del Manchao. Dentro de su masa aloja numerosos filones más o menos concordantes de pegmatita, muy ricos en cuarzo y sin valor económico. Los esquistos bandeados corresponden al tipo común y tienen intercaladas capas anfibolíticas. El complejo tiene rumbo nor-noreste, de manera que al sur del mencionado portezuelo su límite inferior pasa a la ladera oriental, siendo reemplazado en la cumbre por otro complejo inmediatamente inferior, compuesto de filitas algo bandeadas, cuarzosas, ricas en moscovita y por lo tanto de colores claros. La inclinación de los esquístos del primer complejo es más o menos 30º al este-noreste, pero hacia abajo, o sea hacia el oeste, la inclinación aumenta rapidamente; lo mismo ocurre a lo largo de la cumbre hacia el sur, ya que en ese sentido se desciende en la serie estratificada.

Las rocas del complejo de filitas moscovíticas claras pueden ser bien estudiadas en la quebrada que desciende del portezuela del Alto de la Cruz hacia el sureste, en las inmediaciones del mismo portezuelo. Allí presentan un aspecto característico; su esquistosidad está bien desarrollada, con superficies de exfoliación lisas, con frecuencia corrugadas y con uno o más sistemas de lineación, indicada ésta por microcorrugamientos, o por cristalitos de magnetita con colas de clorita, o por agujitas de turmalina. Las filitas se exfolian facilmente en lajas (en muchos casos hay dos planos de clivaje, que se cortan en ángulo agudo), y muestran un débil y fino bandeado por alternancia de capitas claras (moscovíticas) y oscuras (cloríticas), de una fracción de milímetro en espesor. Alternando con estas variedades más esquistosas, hay otras más compactas y de grano algo más grueso, ricas en cuarzo y feldespato; en algunas capas de esta roca los planos de esquistosidad se hacen imperfectos y espaciados, volviéndose compacta, aunque siempre con un bandeado fino, debido en parte a venillas de cuarzo y feldespato, de grano muy fino. Esta roca representa una variedad de granulita; su grano es muy fino, aunque no microscópico como el de un hornfels, y su componente principal es el feldespato.

Ciertos niveles de este complejo presentan señales de amasamiento tectónico, consistentes en irregularidades en las superficies de exfoliación.
Esta faja de esquistos moscovíticos cruza sesgadamente la cumbre entre el Portezuelo y del Abra y el cerro Chiquerito;su relación con el complejo superior es concordante y transicional. Las filitas moscovíticas pierden en gran parte sus características hacia el norte y oeste del Alto de la Cruz, en parte por haber sido afectadas por una zona de deformación cizallante. En la falda de la sierra frente a Los Corrales, la roca dominante, correspondiente al mismo complejo, es una filita muy fina, cuarzosa, de tonos claros, verdosos y amarillentos, y exfoliación menos fácil. El tono verdoso predominante se debe a la presencia de clorita entre las lámina de sericita.

Inmediatamente al este de la garganta del río Los Corrales, aguas arriba de la estancia homónima, pasa una línea de portezuelos, que más al sur es seguida por el camino de herradura que conduce al portezuela del Alto de la Cruz. Esta zona deprimida coincide con una faja delgada de alteración en los esquistos, que se manifiesta por vivos colores amarillentos, violaceos y verdosos en el material terroso de disgregación en los afloramientos. La faja de alteración tiene rumbo nor-noroeste, y se encuentra en un nivel estratigráfico bajo dentro del complejo de filitas moscovíticas. Las rocas en este nivel muestran grano muy fino,siendo pizarras cloríticas verde-oscuras, de fractura astillosa, alternando con pizarras filíticas moscovíticas-cuarzosas grises amarillentas. Entre las primeras se observa un clivaje de fractura muy bien desarrollado, que se manifiesta en las superficies de exfoliaci6n como microflexuras.

La alteración de esta faja parece más intensa de lo que es en realidad, pues aparte de una débil silicificación y sericitización, ha habido penetración de carbonato de calcio entre las numerosas diaclasas y grietas que afectan a las rocas, lo que les comunica un aspecto blanquecino terroso, matizado con el tono propio.

Hacia el oeste de esta faja de alteración, entre ésta y el cuerpo de granito de Los Corrales, se pasa gradualmente a una alternancia de pizarras de color gris-verde plomizo con otras de color gris crema. Las pizarras oscuras muestran más de un plano de clivaje, y se asemejan a las de la faja de alteración, pero los planos de exfoliación son rectos y regulares, hay abundante desarrollo de clivaje de fractura slip-cleavage. Un bandeado poco marcado se observa en estas pizarras, que además presentan, sobre sus superficies lisas de exfoliación, microcorrugamientos correspondientes a los planos de clivaje de fractura.

En las cercanías del río Los Corrales los afloramientos de esquistos terminan en la garganta, pues más al oeste, los fanglomerados aterrazados adquieren gran espesor; más al sur, sin embargo, el basamento se levanta gradualmente, y ya a la latitud de Piedra Parada el mismo constituye toda la superficie, hasta el borde occidental de la sierra. Continuando el perfil a lo largo del paralelo 28º30’ S , encontramos que al poniente de la ya mencionada serie de portezuelos labrados en la faja de alteración y seguida por la línea telegráfica, que representa el nivel de filitas moscovíticas, se levanta un conjunto paralelo de lomas formadas por rocas de grano muy fino y compacto, en general lutitas y limolitas, moderadamente metamórficas, de color gris verdoso oscuro y claro. En los bancos más duros predomina el cuarzo, mientras que en los menos compactos y de grano más fino abunda la sericita. Dentro de este conjunto hay pequeños cuerpos de granito, y el cuerpo de Los Corrales, en efecto, viene a estar situado en el rumbo de estos esquistos. Estos cuerpos pequeños y diques, se hacen gradualmente más numerosos hacia el oeste, su grado de metamorfismo aumenta y, ya a la latitud de Piedra Parada, se encuentran filitas micacíticas cuarzosas, con abundante mica (biotita y moscovita, con metacristales de la primera). Al oeste de este lugar, los cuerpos ígneos se vuelven tan numerosos, que los esquistos se reducen a tabiques cuya granitización es bien visible.

Formación La Cébila (González Bonorino, 1951c)

Es una sucesión de rocas metamórficas que aflora en la sierra de Ambato; su localidad tipo se encuentra en la quebrada de la Cébila.
La sucesión sedimentaría, compuesta en mayor proporción, por pelitas y en menor por pelitas calcáreas, se vio afectada por un metamorfismo regional de características dinamotérmicas, que provocó cambios mineralógicos y texturales. Los mismos dieron como resultado metamorfitas, entre las cuales las más características son esquistos cuarzo-micáceos, filitas cuarzosas y micacitas. Dentro de ésta omitimos “Conglomerado de Colana” (Borrello, 1964), tomado de los trabajos de Cocco y Lapidus (1946) e incluido (Borrello, 1964) dentro de la sucesión como el conglomerado basal del Grupo Ambatiano. En este estudio se considera que éste pertenece a rocas sedimentarías más jóvenes afectadas por tectonismo, como ya había opinado González Díaz (1970).
Este elemento aflora tres kilómetros al naciente de la localidad de Rosario de Colana, cercana a Pomán. El afloramiento es reducido y se presenta muy tectonizado, ya que se encuentra alineado con el frente de falla, correspondiente a la elevación de la sierra de Ambato. A ambos lados su relación es muy difícil de determinar, al poniente se encuentra en contacto de falla con esquistos de tonos rojos, pertenecientes a la Formación La Cébila. Al naciente, se hunde en los depósitos aluviales superiores. Según González Díaz (1970) entre los rodados hay elementos más nuevos que los de la Formación La Cébila, debido a lo cual no puede ser la base de la misma.
Gc;nzález Bonorino (1951) ubica sobre este afloramiento el trazado de la falla principal correspondiente a la elevación de la sierra de Ambato.

En la litología que caracteriza a esta Formación, se pueden hacer algunas diferenciaciones, dentro de los afloramientos de las sierras de Ambato y de Ancasti, y tamhién entre ambas. En la sierra de Ambato predominan filitas y esquistos pizarreños, mientras que en la sierra de Ancasti, predominan los esquistos cuarzo micáceos, micacitas y metacuarcitas. Como otros elemerrtos integrantes de esta Formación se encuentran escasos afloramientos de anfibolitas, poco al naciente de la localidad de Ancasti.
Las calizas no están representadas en la comarca, pero se han reconocido en áreas cercanas, principalmente al sur de la sierra de Ancasti.
Caminos (1972) hace referencia a esta Formación en la sierra de Ambato, a la que ha podido dividir, en la quebrada de la Cébila, en una sección inferior compuesta por cuarcitas biotíticas de colores claros, con nódulos de moscovita y sillimanita y otra superior con filitas biotítico-moscovíticas con porfiroblastos de andalucita. las que no han sido reconocidas en la comarca en estudio.

Aceñolaza y Toselli (1977) agruparon a las rocas metamórficas aflorantes en las sierras de Ancasti en la Formación Ancasti. En el presente informe se mantiene para estas rocas la denominación de Formación La Cébila, por mantener características litológicas similares a las aflorantes en la sierra de Amabato y por tener su denominación prioridad.
Los afloramientos de esquistos metamórficos en la sierra de Ancasti, se encuentran en forma de faja, de orientación norte-sur, al naciente de la comarca. La faja tiene un ancho máximo, aproximadamente de 12 km entre Casa Armada y Anquincila, ocupando más de la mitad del ancho de la sierra.
En el perfil este-oeste, levantado sobre el camino que conduce de Infazón a la unión de la ruta provincial nº 2, comenzando por el naciente, afloran esquistos cuarzo-micáceos atigrados, de color gris verdoso, que presentan dos bandas de coloración; la más clara está compuesta por cuarzo y feldespato potásico en cristales pequeños, con algo de biotita; las bandas más oscuras están compuestas por biotita en cristales pequeños y escasa moscovita; los cristales se encuentran orientados según la superficie de la esquistosidad. Hay otro tipo de bandeamiento de tonos grisáceos-verdosos, integrado por una mezcla de las bandas antes descriptas. La roca posee microplegamientos y corrugamientos, de lineación N-S a N20ºE.
Algo más al poniente, encontramos esquistos cuarzo-micáceos de coloración pardo-rojiza con la esquistosidad bien marcada. En la superficie se observan flexiones de una longitud de onda de escasos centímetros; todo el conjunto se encuentra muy replegado y fracturado; la inclinación general es de 80º hacia el este.

Como describiremos más adelante, dentro de este pasaje de este a oeste, los esquistos cuarzo-rnicáceos cambian a micacitas; entre los mismos, se encuentran unos bancos de metacuarcitas, de color negro cuya esquistosidad se corresponde con la superficie de estratificación; son de aspecto macizo, duros y de grano fino. La faja tiene poco desarrollo lateral.
Hacia el oeste, a la altura del puesto La Mesada, comienzan a aparecer micacitas y esquistos micáceos, de color gris oscuro, atravesados por mantos que tienen un espesor de hasta 20 m y aproximadamente 200 m de largo. En los esquistos no se observa inyección macroscópicamente; se encuentran muy replegados y presentan microflexiones. Inclinan 70º al este y la esquistosidad, bien marcada, tiene rumbo N 10 E

En el corte delgado, se observa textura cristaloblástica, abundante cuarzo, en masas de cristales alargados en el sentido de la esquistosidad, los cristales presentan contornos suaves, en contacto con el feldespato potásico, de igual tamaño que el primero, éste se presenta fresco; entre los mismos se imponen cristales de biotita, muy pleocroica, de tamaño pequeño y hábito tabular. Se observa escasa moscovita, junto con la biotita; en las bandas oscuras el porcentaje de biotita aumenta y la disposición del cuarzo y el feldespato potásico, en las bandas oscuras se mantiene en el sentido de la esquistosidad. Se puede observar un poco de aporte, integrado por microclino pertítico, en cristales grandes, englobando a los cristales de cuarzo y feldespato potásico. También encontramos algunos individuos de plagioclasa (oligoclasa) como retazos dentro de los intersticios entre el cuarzo y el feldespato potásico.

Aproximadamente cinco kilómetros antes de llegar al puesto La Trilla, estas micacitas y esquistos micáceos, están penetrados por venillas visibles de material granítico, en este punto marcamos el pasaje entre los esquistos de la Formación La Cébila y las migmatitas de la Formación Los Divisaderos (Famatiniano).

Más al sur en los alrededores de la localidad de Anquincila, se observan esquistos de coloración verdosa, al microscopio difiere de los antes descriptos, pues en su composición se encuentra, como elemento más abundante, moscovita, en sus bandas oscuras, pero de tonos más claros que las anteriormente descriptas. Se observa poca biotita, en laminillas pequeñas, mientras que en las bandas más claras, su composición es cuarzo-feldespática.

Poco al norte de la localidad de El Chorro, encontramos un reducido afloramiento de esquistos cuarzo-micáceos, de color pardo oscuro, el cual presenta bandas alternadas de cuarzo-feldespato, de grano fino a mediano, con banditas más finas, de color pardo claro, de composición moscovítica, en parte alterada a sericita. El rumbo del afloramiento es alargado en sentido norte-sur. La esquistosidad se encuentra bien desarrollada y en el mismo sentido que el lineamiento general de los afloramientos. Se observan planos de esquistosidad, que cortan al plano principal, con un ángulo de aproximadamente 40º. La inclinación es de 60º hacia el oeste.
En el ámbito de la sierra de Ancasti el conjunto litológico de la Formación La Cébila permanece dentro de los límites descriptos anteriormente, con una composición monótona y sin variaciones bruscas, sólo son pasajes laterales suaves.
La estructura general de la esquistosidad permanece constante y es aproximadamente norte-sur. Las desviaciones del arrumbamiento son de una magnitud de 20º hacia el este u oeste. El único afloramiento que se separa de esta norma, se encuentra al sur de Anquincila, donde, en el contacto con rocas graníticas de la Formación Los Divisaderos, al norte la esquistosidad tiene un rumbo este-oeste, inclinando 45º al sur, mientras que al sur del cuerpo granítico la esquistosidad tiene un rumbo de 70º NE e inclina 50º al este.
En el sector sur de la sierra de Ambato los afloramientos de esquistos se encuentran representados en una faja ancha, con rumbo nor noreste-sur sureste, los mismos no están inyectados en todo el ancho de la faja; sólo comienzan a observarse diques pegmatíticos bien al poniente de la comarca, al oeste del cerro de Los Potreros.
Entrando a las serranías por la localidad de Concepción, se levantó un perfil con dirección este-oeste que se describirá a continuación. Al naciente de la localidad de Pampichuela, afloran pizarras cloríticas de color verde oscuro a verde pardo claro, alternando con pizarras filíticas de composición cuarzo-moscovita, de color pardo claro amarillento. Ambas presentan fractura astillosa y se encuentran alternadas. Se puede observar clivaje de fractura y microplegamientos. La inclinación de la esquistosidad es hacia el este con un ángulo de 75º. Debido a la gran cantidad de planos de fractura que presentan las rocas, la penetración de carbonato de calcio es muy intensa, mientras que la alteración se ve representacla por sericitización y silicificación. La abundancia de carbonato de calcio se ve representada no sólo en el color de las rocas, sino también en el alto contenido que arrastran los arroyos que atraviesan dicha litología, y que dejan depositada una pátina blanca de carbonato de calcio.

Continuando hacia el oeste, encontramos un conjunto de rocas de grano fino, poco metamorfizadas. Se trata de lutitas y limolitas con bajo grado de metamorfismo, de color gris verdoso, con fractura astillosa; se encuentran en posición vertical. Luego comienzan a intercalarse filitas de color verde claro, macizas, con gran contenido de sericita. En este punto, los esquístos del poniente, comienzan a inclinarse hacia el este, con un ángulo de aproximadamente 75.
Desde la desembocadura del arroyo Pampichuela en el arroyo de los Potreros hacia el noroeste, hasta el abra de la Cruz, encontramos una zona de intensa facturación y alteración, donde afloran nuevamerrte pizarras cloríticas de color verde oscuro a verde claro, como las de la entrada al arroyo Pampichuela; esta faja se continúa hacia el norte.
Hacia el poniente, encontramos la depresión de los Potreros, cubierta por fanglomerados cuartarios. Hacia el sur de la depresión, la erosión fluvial ha cortado grandes acumulaciones, dejando expuestos profundos barrancos de hasta 25 m de espesor, no observándose afloramientos, por debajo del mismo, de esquistos de la Formación La Cébila.
Por el norte, alineadas con la depresión, afloran filitas moscovíticas de color verde claro, con esquistosidad bien desarrollada con corrugamientos y microflexiones. Las filitas tienen buena exfoliación debido a un fino bandeado representado por capas de moscovita y clorita alternantes. Al oeste de los Potreros comienzan a intercalarse niveles cuarzo feldespáticos, volviéndose más duras, pero manteniendo los planos de esquistosidad bien marcados. Se intercalan algunos bancos anfibólicos de muy pocos centímetros de espesor. Este complejo hacia el poniente, se encuentra inyectado por diques y mantos pegmatíticos, y será mencionado luego en el punto donde se trata a las migmatitas graníticas de la Formación El Taco.
Hacia el sur, la sucesión se ve interrumpida por el afloramiento de un intrusivo tonalítico con aporte, y su rumbo general se hace NO-SE hasta la localidad de Las Palmas. Por el norte, la faja presenta su ancho máximo entre el abra de la Cruz y la ladera occidental del cerro de los Ángeles. Hacia el este, está inyectada por mantos y diques pegmatíticos hasta Miraflores.
Poco al sur del cerro de los Angeles, hasta el noroeste de Huillapima, aflora otra faja, de poca extensión, con rumbo NO-SE. Se trata de esquistos cuarzo-micáceos de color verde oscuro, con esquistosidad bien desarrollada; los límites de esta faja no se han podido determinar con exactitud, ya que a ambos lados el pasaje a migmatitas es transicional. Los esquistos no presentan inyección granítica.
Los afloramientos al noroeste de Huillapima, no sobresalen del primer nivel de pie de monte, ya que debido a la fácil erosión de los esquistos, no se conservan grandes diferencias de relieve. Los afloramientos citados son similares a las filitas y esquistos pizarreños cloríticos que afloran en Pampichuela. Más hacia el noroeste, predominan esquistos cuarzosos que, por su mayor dureza, configuran un paisaje más abrupto.
Al suroeste de Los Potreros, la faja de esquistos se compone de micacitas y esquistos cuarzo-micáceos, de tonos oscuros, de color verde, resistentes y con esquistosidad bien marcada. El pasaje a migmatitas a ambos lados es transicional. Por lo tanto, la delimitación entre ambas unidades es arbitraria.

Los asomos de anfibolitas son reducidos en ambas serranías. En la sierra de Ancasti, algo al este de la localidad homónima, se ha podido observar una faja de varios metros de espesor y poco desarrollo longitudinal.
Las anfibolitas son de color verde oscuro a negro, de grano mediarro, equigranular, Al microscopio se reconocen cristales de hornblenda, de color verde claro a azulado, pleocroica, alterados, en parte, a epidoto.
En la sierra de Arrebato, los afloramientos de anfibolitas son muy reducidos y de composición similar a los de la sierra de Ancasti, pero por su ancho pequeño y su poco desarrollo longitudinal, no han podido ser representados en el mapa.
Al sur de la comarca, se han observado anfibolitas de mayores dimensiones asociadas a calizas y con grandes fajas de epidotización. Por el contrario en la comarca, no se han hallado calizas cristalinas asociadas a las anfibolitas,

Grado de Metamorfismo

La mineralogía que hemos descripto para los esquistos de la Formación La Cébila, tanto dentro de la sierra de Ancasti, como en la parte noreste de la sierra de Ambato, se encuadra dentro de la asociación albita-epidoto-anfibolita cue corresponde a un metamorfismo regional de temperatura y presión moderada.
En la faja correspondiente a la zona central de la sierra de Ambato, la asociación mineralógica corresponde a la de esquistos verdes, de baja temperatura y presión moderada. De acuerdo con lo observado, el metamorfismo regional es de bajo grado, hasta el punto que en algunos afloramientos se encuentran rocas sedimentarías poco transformadas que conservan todas las estructuras y composición mineralógica originales de la sedimentación, caracterizadas por la presencia de clorita-moscovita de la facies de esquistos verdes. Hay que hacer notar que estas sedimentitas, si bien se encuentran distribuidas en una área extensa, son poco significativas en comparación a la facies de metamorfismo albita-epidoto-anfibolita, que es la que constituye el tope de temperatura y presión del metamorfismo regional.

Edad

La Formación La Cébila comprende un conjunto de rocas metamórficas que según González Bonorino (1951c) tendría una edad precámbrica, asignada sobre la base de su ubicación regional dentro del ambiente de Sierras Pampeanas.
Pastore (en Pastore y Ruiz Huidobro, 1952) considera a rocas comparables con esta Formación en las sierras de San Luis y Córdoba, como asignadas a un proceso orogenético y metamórfico del Silúrico-Devónico.
Coira y Koukharsky (1970) asignaron a la Formación Sierra Brava (homologable en su facies metamórfica a la Formación La Cébila) edad precámbrica y aclaran que están cubiertas por sedimentitas del Pérmico inferior.
González Díaz (1970) estudia el conjunto de rocas de la Formación La Cébila, en la comarca vecina asignándole una edad precámbrica. Al norte de la zona en estudio, en un conjunto de rocas metamórficas similares, se han hallado trazas fósiles (Oldliamia sp. que ubicaría a las mismas dentro del Cámbrico (Mirre y Aceñolaza, 1972). Aceñolaza y Toselli (1977) ubican a las metamorfitas “de la sierra de Ancasti en el Paleozoico inferior”.

Formación Sierra Brava

Esta entidad está constituida principalmente por migmatitas y en menor proporción por esquistos con la asociación: cuarzo - oligoclasa - biotíticos, a veces granatíferos o esquistos con cuarzo - andesina media - biotita - titanita - epidoto, anfibolitas y calizas.
Sus manifestaciones componen el cuerpo principal de la sierra Brava, la porción occidental y austral de Los Cenillos, el extremo sur de los Cerrillos Viejos, el sector sur de la sierra de Ancasti y una faja norte - sur que se extiende desde el sureste de la loma de La Antigua hasta el río La Higuerita.

Migmatitas: Estas rocas son, las que por su predominio caracterizan a la Formación Sierra Brava. Son migmatitas tonaliticas de colores grises oscuros a claros, a veces rojizas, con bandeamiento variable que grada desde marcado a difuso, estas últimas en las zonas de migmatización más intensa donde es posible observar el desarrollo de frecuentes pliegues ptigmáticos.
Las bandas claras están constituidas por granoblastos de hasta medio centímetro de diámetro de cuarzo y plagioclasa, esta última comúnmente idiomorfa. Con carácter accesorio y no constante, suelen observarse cristales de granate y turmalina, alcanzando ambos un desarrollo de dos centímetros de diámetro máximo; se presentan los últimos en forma de agregados radiados.

El diseño de las bandas es generalmente subparalelo, en algunos casos noduloso, aunque sin alcanzar una típica textura de gneis de ojos, y en otros, difuso. Su espesor varía entre dos milímetros y dos centímetros. Las bandas oscuras se caracterizan por el predominio de materiales micáceos de hasta cinco milímetros de diámetro, principalmente biotita acompañada por clorita, moscovita, sericita y granate.
Caracterizan a las zonas de mayor migmatización el desarrollo de motas negro - verdosas, de un diámetro entre cinco milímetros y dos centímetros, compuestas por finos agregados de sericita y clorita. Fueron observadas con mayor frecuencia en la zona delimitada por la subida de Joaquín (al este de Pozo Blanco), El Brete, Mogote Ricardo y Piedra Blanca, y en el extremo sur de los Cerrillos Viejos.

Como fenómeno poco frecuente, se desarrollan porfiroblastos de oligoclasa, de hasta cinco centímetros de longitud. Se localizan tanto en las bandas claras como en las micáceas, en estas últimas, sin aparente relación con los agregados cuarzo-oligoclásicos. Cabe destacar que estos porfiroblastos se encuentran también en esquistos.
Porfiroblastos de moscovita de hasta un centímetro, se observan en las zonas de invasión pegmatitica; son de distribución irregular y no respetan la foliación (zona del río Pencal y Ancasti).
Al microscopio resulta difícil distinguir en las migmatitas relictos de la metamorfita previa a la migmatización; cuando ello es posible se observan como pequeños parches constituidos por granoblastos de cuarzo, oligoclasa sódica, biotita y algunas laminillas de clorita y sericita.
Las láminas de biotita que se distribuyen con su característica textura lepidoblástica, se encuentran sólo ocasionalmente flexionadas o afectadas por el agregado cuarzo - oligoclásico. Por lo común, aparecen reemplazadas por penninita y moscovita acompañadas por óxido de hierro. Esta última a veces se dispone como agregados finos (sericita).

Las “motas”, compuestas por clorita (penninita y/o clinocloro) y sericita constituyen agregados finos, lentiformes, de textura decusada o radiada. Se localizan en las bandas micáceas reemplazando láminas de biotita ; ello se evidencia por relictos de esta última en el interior de las mismas o por la presencia de “fantasmas” de láminas previas, enmarcados sus contornos y clivaje por fino material opaco. En otras oportunidades, sólo se reconoce un hábito tabular dentro de estas “motas”. En los bordes de estos agregados se disponen subperpendicularmente láminas con netos contornos de moscovita y clinocloro; este último es acompañado por penninita.
Similares agregados sericitico - cloríticos aparecen en las bandas micáceas de las migmatitas del suroeste de la sierra Brava (zona del Mogote Ricardo), pero no en forma de “motas”, sino como reemplazo de un mineral fibroso que tiene hasta un centímetro y medio de longitud.

Los porfiroblastos de granate, al igual que la hiotita, están afectados por un metamorfismo retrogresivo, encontrándoselos transformados en forma generalmente parcial en biotita verde o parda y penninita, llegando dicho reemplazo a ser total en los Cerrillos Viejos. Allí también participan en los pseudomorfos, clinocloro, magnetita, moscovita, y una penetración cuarzosa posterior acompañada por turmalina y apatita.
La plagioclasa (oligoclasa) es de igual composición (15 - 20 % de An), tanto en los agregados finos, como en los porfiroblastos y en los remanentes del paleosoma. En algunas muestras existen evidencias de una albitización posterior, que se manifiesta como rebordes discontinuos en los cristales de oligoclasa.
En un solo caso, en la zona de Cardón Bola, en proximidad a un cuerpo aplopegmatítico de composición granítica, se observó microclino participando en la composición de las migmatitas con carácter muy subordinado.
El cuarzo, más abundante que la plagioclasa, presenta marcada extinción fragmentosa y muestra relación de penetración con respecto a los restantes minerales.

Esquistos: Esquistos con la asociación cuarzo - oligoclasa - biotita - moscovita - granate - clorita. Son frecuentes en las zonas de escasa migmatización, aunque también se los encuentra como bancos de poco espesor dentro del conjunto más migmatizado.
Son de colores grises, grano fino, homogéneos o de bandeamiento poco marcado; en algunos casos, porfiroblásticos. La textura microscópica varia entre granoblástica y lepidoblástica. Las láminas de mica alcanzan un desarrollo máximo de dos milímetros. A veces la oligoclasa alcanza desarrollo de hasta dos centímetros. También como porfiroblastos suelen observarse cristales de granate y moscovita, ambos de hasta un centímetro de diámetro.
Al igual que en las migmatitas, en estas rocas se observa un metamorfismo retrogresivo representado por el pasaje de biotita a clorita y moscovita y de granate a biotita y penninita.

Esquistos con la asociación cuarzo - andesina media - biotita-epidoto - titanita - clorita. Estas rocas tienen escasa distribución, habiéndoselas observado esporádicamente en la porción sur de la sierra Brava, con potencias inferiores a los dos metros, intercaladas entre las migmatitas en las zonas donde también aparecen anfibolitas y calizas. Son de color gris verdoso claro, grano fino y foliación poco marcada.
Al microscopio se pueden reconocer algunos relictos de naturaleza pelitica, de grano fino, cuarzosos, con pequeñas laminillas de clorita y biotita. Entre ellos se disponen aisladamente cristales de andesina media, limpidos, de contornos desdibujados debido a reemplazo parcial por epidoto, y láminas de biotita casi totalmente cloritizadas (clinocloro). Este último, junto con epidoto y titanita representan la neomineralización.
El epidoto (clinozoisita y pistacita) es un constituyente dominante en la roca, ya que reemplaza a la plagioclasa y en menor proporción a láminas de biotita, llevando en algunos casos a alcanzar desarrollo porfiroblástico. También aparece cuarzo intersticial o a manera de “parches”.

Anfibolitas:

Afloran en el extremo suroccidental de la sierra Brava, también en la zona de Cardón Bola y en La Capilla. Se presentan como bancos de espesores que oscilan entre dos y diez metros (paranfibolitas) o a manera de lentes no superiores a los dos metros de ancho alojadas en las migmatitas (ortoanfibolitas).
Las paranfibolitas son rocas compactas, de color negro, granosas medianas, algo esquistosas, en las que se aprecian ahundantes cristales de anfíbol de hasta cinco milímetros con orientación subparalela. Presentan un bandeamiento poco definido dado por escasas y delgadas bandas plagioclásicas. La hornblenda verde es el constituyente dominante (80 %) suele presentar pasajes a tremolita, clorita y clinozoisita. La plagioclasa se presenta saussuritizada.
A diferencia de las anteriores las ortoanfiholitas constituyen cuerpos lentiformes de estructura homogénea, no esquistosa, en los que se aprecian abundante cristales de anfíbol de hasta un centímetro de largo, entre los que se disponen cristales blanquecinos de plagioclasa en forma de agregados irregulares y dispersos.
Su textura es hipidiomorfa y si bien la hornblenda sigue siendo el constituyente dominante, el porcentaje de plagioclasa con respecto a las anfibolitas anteriores es algo mayor. El anfíbol no presenta orientación preferencial y se encuentra reemplazado en sus bordes por clorita y tremolita con hábito fibroso.
La plagioclasa (labradorita media), se encuentra distribuida entre los cristales de anfíbol, a los que suele penetrar encerrándolos, en algunos casos poikiliticamente. En muy baja proporción aparece biotita pardo rojiza; en algunos oportunidades reemplaza al anfíbol, presentando a su vez pasaje a clorita.
El cuarzo, escaso porcentualmente, es intersticial y se distribuye penetrando a los demás minerales. Como minerales accesorios se encuentran cristales de apatita y turmalina.
Algunas de las anfibolitas descritas en primer término se encuentran inyectadas por venas cuarzo - plagioclásicas de alrededor de cinco centímetros de espesor. En las inmediaciones de ellas, las anfibolitas adquieren color verdoso más claro, como resultado de una mayor degradación de la hornblenda a clinozoisita, tremolita y clorita, observándose también “saussuritización” de la plagioclasa.

El basamento local está formado por rocas pertenecientes al Precámbrico Paleozoico inferior . Corresponden a pizarras y filitas cuarzosas homogéneas ó finamente foliadas, pertenecientes a la Formación Olta (Furque, 1968; Caminos, 1979; Ramos, 1982). Las migmatitas, gneises migmatíticos y granitoides corresponden al Complejo Pacatala.

Complejo Pacatala

Esta unidad está constituida por migmatitas, gneises migmatíticos y granitoides a los que se asocian en cantidad subordinada rocas de difícil clasificación por su composición mixta y amplia variación textural. Se encuentran distribuidas principalmente en el tramo norte de la sierra de Chepes, al oeste de la sierra de Malanzán y al sur de la sierra de los Llanos (Fig. Conforman afloramientos de formas irregulares, algunos muy pequeños y cuyo aspecto es notablemente variable de un lugar a otro. Esta característica indica que son producto de un proceso complejo el que con probabilidad ocurrió en varias etapas o pulsos. Los contactos con la Fm. Olta suelen ser difusos y en ocasiones transicionales; esta unidad aparece intruida por el Complejo Chepes.
Megascópicamente son rocas de variada textura. En un extremo, prevalecen las texturas bandeadas o gneísicas que corresponden a rocas migmatíticas o metamorfitas de grado medio a alto con bandeamiento muy bien definido el que paulatinamente se torna difuso o desaparece.

En el otro extremo textural, se observan rocas granosas homogéneas de aspecto magmático. No siempre están asociadas todas las variedades texturales. Los minerales principales presentes son feldespato potásico (microclino), plagioclasa y cuarzo. Como minerales accesorios característicos
aparecen biotita, minerales opacos (generalmente es reemplaza, en forma casi completa, al microclino, a la andalusita y ocasionalmente al granate, mientras que la clorita sustituye a la biotita.
Por relaciones de intrusividad y estratigráficas, Limarino y Page (1998) y Page et al. (1998) establecieron que la formación de las rocas del Complejo Pacatala fue previa a la intrusión del Complejo Ígneo Chepes, ya que constituyen con las rocas de la Formación Olta el basamento-caja de Chepes.

Edad
Con el propósito de certificar la existencia de un evento magmático pre-Chepes de extensión regional, se efectuó una datación U/Pb sobre circones de una muestra de granitoide localizada en las coordenadas 30º40´07´´LS y 66º 24´ 56´´LO y ubicada en los alrededores de la localidad de Pacatala. El estudio analítico fue realizado en los laboratorios de Geoespect Consultant Lt., Canadá. Los datos radimétricos se muestran en la figura.
Allí, se observa una recta de la discordia que refleja dos intersecciones y edades: una inferior en 526 ± 6 Ma (Cámbrico), la que corresponde al emplazamiento de Pacatala y una superior en 1396 ± 60 Ma (Mesoproterozoico) que refleja, probablemente, la antigüedad de circones del basamento ancestral, es decir la edad de proveniencia. La recta de la discordia fue trazada con tres de las cuatro poblaciones de circones (fracciones 1, 3 y 4) ya que se obtiene, mejores resultados.

La individualización de rocas graníticas cámbricas confirma un evento magmático Pampeano no reconocido con anterioridad en este sector de las Sierras Pampeanas Occidentales. Por otro lado, estudios isotópicos realizados en el ámbito del Sistema del Famatina, al norte de esta región, aportan información complementaria que permite considerar de extensión regional a este magmatismo, con edades de 529 ± 5 Ma (U-Pb) en migmatitas (Rapela, 2000).
El Complejo Pacatala representa un contexto relativamente profundo, dado por contactos transicionales, estructuras de fusión parcial y migmatización. Las rocas del Complejo Pacatala estarían reflejando una actividad magmática en presencia de una fuerte deformación y una considerable anomalía térmica responsable de generar fundidos con alta actividad de agua como se observa a través del equilibrio entre silicatos de aluminio y una fase mineral hidratada.

Sierra de Pie de Palo (provincia de San Juan)

La Sierra de Pie de Palo es un subsistema orográfico perteneciente a la faja occidental de las Sierras Pampeanas Noroccidentales. Alcanza una extensión de 71 km N-S y 35 km E-O. La altura media del cordón es de 3.000 msnm. Entre sus cerros se encuentra el Cerro Mogote Corralitos con sus 3.162 msnm el Cerro Las Pircas con 3.100 msnm.

La Sierra de Pie de Palo es uno de las más occidentales serranías de las Sierras Pampeanas. La sierra se eleva en el antepaís andino debido a la orogenia andina (Jordan et al, 1983; Ramos et al 2002). La sierra se encuentra entre los valles de Tulum y Bermejo en la provincia de San Juan.
Incluye en gran parte rocas metamorficas de medio a alto grado del Complejo Pie de Palo (Ramos y Vujovich, 2000). Rocas de bajo grado metamórfico pertenecen a la Secuencia Metasedimentaria Difunta Correa (Baldo et al., 1998) y el Grupo Caucete (Borrello, 1969) que estan expuestas en un sistema de fallas a lo largo del el flanco suroeste de la sierra. Granito intrusivo y pegmatitas están presentes en las zonas restringidas de la sierra.

Complejo Pie de Palo
Como fue definido originalmente, el Complejo Pie de Palo incluye un conjunto de esquisto, mármol, migmatita, gneis, leucogranito y rocas metaigneas máficas a ultramáficas (Stappenbeck , 1910; Schiller, 1912, Stieglitz, 1914, Dalla Salda y Varela, 1982 , 1984; Ramos y Vujovich , 2000) . Las unidades se pueden subdividir en varios unidades delimitadas por fallas de rumbo noreste. La unidad estructuralmente más baja consiste de rocas máficas, ultramáficas y rocas metamórficas en el flanco occidental de la sierra (Vujovich y Kay, 1998 ). En la porción noreste de la sierra, los mármoles cristalinos están estructuralmente intercaladas con gneis ricos en granate y biotita y anfibolitas ( Vujovich y Ramos , 2000 ) .
La edad Mesoproterozoico para el Complejo Pie de Palo fue originalmente asignada sobre la base de una edad discordante U/Pb 207Pb/206Pb de 1060 ± 20 Ma obtenida en circón de gneis en el área central de la sierra ( McDonough et al., 1993). Esta edad es consistente con edades Rb/Sr en roca total sobre metamórfica y rocas ígneas en la porción central de la sierra (Varela y Dalla Salda, 1993; Rapela y Pankhurst, 1998). Estudios más recientes han arrojado mayores edades ígneas de ca. 1204 Ma, 1174 ± 43 Ma, y ca. 1169 Ma para pegmatita gabriode, leucogabros-diorita, y sills tonaliticos-granodiorita calco-alcalina, respectivamente (Vujovich et al. 2004). El granitoide (El Tigre granitoide) portador de granate y de dos micas emplazado en el Complejo Pie de Palo dio una edad U/Pb zircon es de 1104.8 ± 4.8 Ma (Morata et al., 2008).

Imágenes tomadas de M. Naipauer, G.I. Vujovich, C.A. Cingolani . W.C. McClelland, 2010. Detrital zircon analysis from the Neoproterozoic–Cambrian sedimentary cover (Cuyania terrane), Sierra de Pie de Palo, Argentina: Evidence of a rift and passive margin system? Journal of South American Earth Sciences 29: 306–326

Secuencia Metasedimentaria Difunta Correa
La secuencia Difunta Correa incluye facies de anfibolita, esquistos calcio-peliticos, cuarcitas, meta-arcosa, mármol y anfibolita expuestos a lo largo de las márgenes meridionales y orientales de la Sierra de Pie de Palo (Baldo et al., 1998). Edades U/Pb SHRIMP análisis sobre circones detríticos en para-anfibolitas intercaladas indican el máximo edad de deposición de 625 Ma (Rapela et al., 2005). Estudios isotópicos 87Sr/86Sr, C y O sobre las unidades carbonaticas Neoproterozoico sugieren una edad de depositación de la secuencia (ca. 720-580 Ma; Galindo et al. 2004). Edades de circones detríticos van desde 1032 a 1224 Ma con edades metamórficas de 460 Ma (Casquet et al. 2001). Un ortogneis milonítico dentro de la Secuencia metasedimentaria Difunta Correa en la porción suroeste de la sierra es similar a los magmatismo de tipo A de intraplaca y da la edad de cristalización U/Pb de 774 ± 6 Ma (Baldo et al., 2006).

Grupo Caucete

El Grupo Caucete incluye unidades de bajo grado metamorfico formado por rocas calcáreas y cuarcita en el lado occidental de la Sierra de Pie de Palo (Borrello, 1963, 1969) que están en contacto de falla con el basamento metamórfico mas antiguo (Schiller, 1912). La sección se compone de las formaciones El Quemado, La Paz, El Desecho y Angacos (Borrello, 1969; modificado por Vujovic, 2003). Dos componentes principales son reconocidos en el Grupo Caucete: uno de composición silicilastica (formaciones El Quemado y La Paz); la otra composición son calizas (formaciones El Desecho y Angacos). Las últimas dos formaciones se han correlacionado con unidades cámbricos basales de la sucesión de Precordillera oriental (e.g. formaciones Cerro Totora y La Laja, van Staal et al., 2002). Sin embargo, el origen de las formaciones El Quemado y La Paz y la correlación con las unidades no metamorfizadas de la Precordillera es difícil. La deformación penetrativa y y las facies de esquistos verdes (Ramos y Vujovic, 2000) del Grupo Caucete ha emnascarado las relaciones estratigráficas de la secuencia.

Las relaciones estructurales sugieren que la formación El Quemado fue imbricada con el Complejo Pie de Palo y posteriormente ambos fueron emplazados hacia el oeste sobre las formacion Angacos y El Desecho del Grupo Caucete (van Staal et al., 2002). La edad de la secuencia deposicional es confusa debido a la falta de fósiles diagnósticos, inciertas relaciones estratigráficas y deformación penetrativa. Una edad paleozoica inferior fue asignada basado en correlación con las unidades de la Precordillera (Schiller, 1912; Groeber, 1948). El Grupo Caucete se ha correlacionado específicamente con el Cámbrico tardío y Ordovícico temprano de calcareos de la Precordillera sobre la base de estudios isotópicos de carbono y oxígeno (Linares et al., 1982; Abbruzzi, 1994; Sial et al., 2001). Más recientemente, Galindo et al (2004) considera el Grupo Caucete como equivalente a las plataformas carbonáticas cámbricas de la Precordillera basada en datos 87Sr/86Sr, d13C y dO. Naipauer et al (2005a) estableció una edad Cámbrica (510 Ma) para la formación Angacos y lo correlaciona con los miembros inferiores de La formación la Laja en la Precordillera. Finalmente, posible ichnofossils descrito por Bordonaro et al (1992) pueden indicar la equivalencia con la Formacion Puncoviscana (Neoproterozoico– Cambrico inferior) en el noroeste de Argentina.

Formación El Quemado

Incluye unidades siliciclásticas expuestas en el flanco occidental de la Sierra de Pie de Palo que originalmente fueron mencionados como la Cuarcita El Quemado (Borrello, 1963, 1969). La sección está compuesta por metaareniscas ricas en cuarzo y feldespato, esquistos cuarzo–micáceos, areniscas de cuarzo pardo y sus equivalentes cataclasticos. La sección está bien expuesta de la Quebrada Agua del Conejo al norte (Ramos y Vujovic, 2000) a la Quebrada La Petaca al sur donde las rocas siliciclásticas son sustituidas por rocas calcáreas. El espesor original de las unidades dentro de la sección se desconoce debido al alto grado de plegamiento y fallamiento de la secuencia. Las metareniscas son predominantemente verde y amarillo, fino a grano medio con granos individuales de feldespato de hasta unos milimetros con cuarzo, feldespato, muscovita y biotita. Una laminación secundaria es común en la mayoría de las unidades y esta formada por deformación y recristalización. El protolito se interpreta como una arenisca inmadura basado en el alto contenido de mica y feldespato.

Formación de La Paz

Consiste de esquistos cuarzo-micaceos compuestos por moscovita, granate y albita variablemente milonitizados (Vujovic, 2003). Los mejores afloramientos se encuentran entre la Quebrada La Paz y la Quebrada Las Pirquitas, y estan ampliamente extendidos a la zona norte de la Sierra, en ña zona de Lomas Bayas. Entre la Quebrada El Molle y la Quebrada El Quemado, los estratos de la formación de La Paz se intercalan con capas de metaareniscas de la formación El Quemado, lo que sugiere un contacto transicional entre ambas unidades. Se observa un espesor máximo estructural de 250 m para la formación La Paz en la zona de El Quemado. Las capas individuales varían de unos pocos centímetros a 3 m de espesor. La unidad es comúnmente oscura en color, con color verdosos y grisáceos tonos dominantes: El tamaño de grano abarca desde muy fino a medio, con porpfiroclastos de albital que llegan a 2 mm. La formación La Paz difiere de la Fm. El Quemado Formation por la presencia de grnate, albita, epidoto, y filisilicatos en los esquistos micáceos. Se ha inferido la existencia de un protolito compuesto de pelitas volcanicásticas y areniscas. (Van Staal et al., 2002; Vujovich, 2003).

Formación El Desecho

Fue descrita originalmente como Formación Puntilla Blanca (van Staal et al., 2002), pero referido más adelante como la Formación El Desecho El (Vujovic, 2003), debido al hecho de que nombre anterior fue utilizada por Borrello (1969) para otra unidad del Grupo Caucete. La unidad incluye carbonatos y rocas dolomíticas, mármoles, esquistos calcáreos, metapelitas, metaareniscas calcáreas y metaconglomerados subordinados. El espesor es variable, desde unos pocos metros hasta 40 m en la Quebrada El Desecho. La formación varía de rojo, amarillo, negro y verde en color, y es un marcador útil que ayuda a definir las estructuras. Cuarcitas de grano fino a medio y metaareniscas calcáreas expuestos en la zona de La Olla, entre las Quebradas La Cruz y Pecan alcanza varios metros de espesor y fue seleccionada para el estudio de procedencia. Hay metaconglomerados con clastos redondeados que varían en tamaño de 5 a 30 cm de diámetro en el lado suroeste de la Lomas Bayas. Los clastos son principalmente graníticos y ocurren en una matriz calcárea.

Formación Angacos (Caliza Angacos: Borrello, 1969)

Se compone de caliza penetrativamente deformada, esquisto calcáreo y mármol. Los principales afloramientos se encuentran en las Quebradas El Gato y La Petaca pero se extienden hacia el sur donde Dalla Salda y Varela (1984) mencionaron que los mármoles y esquistos calcáreos son hasta 200 m de espesor en la Quebrada Ancha de la Punilla. Esquistos y esquistos calcáreos gris a negros, de grano fino se encuentran en la base y mármoles masivos ocurren en la parte superior de la Formación Angacos (Ramos y Vujovic, 2000). Las mineralogía va de calcita a dolomita. En la zona suroeste de las Quebradas El Gato, La Petaca y La Lichona las rocas muestran las laminaciones de 2 a 30 mm de espesor que se corresponden con la separación en capas de calcita - dolomita . Bajo el microscopio, cuarzo y capas orgánicas son reconocidas. Estas estructuras primarias fueron interpretadas como ritmitas por Naipauer et al., (2005c) dentro de una secuencia donde alternan calizas y areniscas calcáreas. (Ramos and Vujovich, 2000).

Detrital zircon U–Pb geochronology
El Quemado Formation
A total of 121 zircons from sample QLPcz1 were analyzed, but results from 57 grains were rejected due to discordance of >20%. Concordant zircon ages define four main intervals: 1169– 1040 Ma (36%), 1289–1187 Ma (31%), 1350–1300 Ma (22%) and 1434–1391 Ma (8%). There are two single ages at 506 Ma and 1540 Ma. Zircon grains that produce the main peak at ca. 1150 Ma are long prismatic crystals with oscillatory zoning typical of plutonic and/or volcanic rocks. The peak at ca. 1220 Ma corresponds to zircons with rounded shapes and complex metamorphic textures. Peaks at ca. 1310 Ma and 1400 Ma are from zircons with oscillatory zoning characteristic of magmatic origin.

Zircon from sample QLPcz2 provided 135 analyses, 36 of which were rejected due to discordance. The remaining 99 grains define three dominant age ranges of 697–532 Ma (peak at ca. 550 Ma; 12%), 1228–1042 Ma (peak at ca. 1110 Ma; 43%), and 1492– 1273 Ma (peak at ca. 1360 Ma; 40%). Two grains give ages of ca. 1553 Ma and 1697 Ma. The youngest zircon group defines two peaks at ca. 550 Ma represented by 7% of the population (568–532 Ma) and ca. 640 Ma defined by 5% of the population (697–590 Ma).

The younger grains are typically large prismatic to moderately rounded crystals with fine oscillatory zoning characteristic of a magmatic origin. The peak at ca. 1110 Ma is represented by two groups: oscillatory zoned prismatic grains of probable volcanic origin that yield an age of ca. 1090 Ma and round grains of probable metamorphic origin with complex internal textures defined by variable luminescence, recrystallized rims, and ages as old as ca. 1200 Ma.The peak at ca. 1360 Ma is characterized by large prismatic zircons with oscillatory zoning of magmatic origin.

Sample QPir3 was collected from the same unit as the previous sample. Of the total 125 detrital zircons analyzed, 16 were rejected due to discordance. Concordant zircons define three major intervals:
1166–1070 Ma (46%), 1262–1188 Ma (40%), 1340–1274 Ma (11%) and 1476–1439 Ma (3%) with the most representative peaks at ca. 1070 and 1120 Ma. In addition, there are elongate prismatic grains with igneous zoning textures suggestive of volcanic sources define a peak at ca. 1070 Ma. The remaining grains from this sample display metamorphic textures. Subequant prismatic grains with metamorphic textures give peaks at ca. 1220 Ma and 1250 Ma. An older peak at ca. 1340 Ma is defined by metamorphic zircons and a few oscillatory zoned crystals of probable magmatic origin. Single zircon ages appear at ca. 1476 Ma, 1464 Ma, and 1439 Ma.

La Paz Formation
The zircon grains analyzed in the M4 sample were 125; 13 grains of discordant age (more than 20%) were rejected. The 112 grains with concordant age (<20%) fall in three main age brackets:
977–1166 Ma (77%), 1275–1171 Ma (15%), and 1490–1303 Ma (7%). The dominant peaks at ca. 1040, 1070 and 1145 Ma are defined by round zircons of probable metamorphic origin and subordinate prismatic grains with magmatic textures that give ages of ca. 1040 Ma. Small prismatic, idiomorphic to subidiomorphic, oscillatory zoned igneous grains define the main peak at 1145 Ma as well. Zircons with ages between 1171 Ma and 1275 Ma are of probable metamorphic origin whereas a peak at ca. 1360 Ma is defined by magmatic zircons. A small grain yielded a single age of 1925 Ma.

In sample M5, 130 detrital zircons were analyzed and 29 discarded. Concordant ages define five intervals: 1062–961 Ma (29%), 1118–1070 Ma (23%), 1171–1121 Ma (22%), 1257–1191 Ma (15%) and 1276–1357 (7%). The younger group is dominated by metamorphic zircons. However, prismatic oscillatory zoned zircons that define a peak at ca. 1035 Ma are likely of volcanic origin. Peaks at ca. 1080 Ma, 1135 Ma and 1220 Ma are formed by rounded and subrounded zircon grains, mostly of metamorphic origin. Finally, peaks at ca. 1300, 1360 and 1470 Ma are defined by large oscillatory zoned grains of igneous origin.

El Desecho Formation
A total of 118 zircon grains were analyzed from sample M8 and 16 were rejected due to discordance. The age produce six age intervals: 531–617 Ma (3%), 1186–1054 Ma (44%), 1293–1203 Ma (19%), 1460–1326 Ma (25%) 1527–1493 Ma (3%) and 1677– 1574 Ma (7%). The peak at ca. 550 Ma is defined by prismatic, subrounded oscillatory zoned grains with of probable igneous origin. The largest peak at ca. 1120 Ma is due to subrounded prismatic grains interpreted to be of metamorphic origin. Grains that yield a minor peak at ca. 1070 Ma are subrounded elongate prismatic grains with oscillatory zoning indicating magmatic origin. The peaks at ca. 1240 Ma and 1380 Ma are defined prismatic oscillatory zoned igneous zircons.
Finally, the peaks at ca. 1450 Ma and 1600 Ma consist of low luminescence grains of probable metamorphic origin.

Angacos Formation
Sample QLli1 provided 142 analyses, 33 of which are discordant. The remaining 109 concordant analyses are distributed in two major intervals: 1148–1050 Ma (peak at ca. 1114 Ma, 35%) and 1471–1313 Ma (dominant peaks at ca. 1373 Ma, 1400 Ma and 1450 Ma; 58%). Isolated ages are present in the interval 1312 to 1149 Ma (7%) as well as in the Paleoproterozoic.
Grains contributing to the peak at ca. 1114 Ma have complex internal textures characteristic of a metamorphic origin, but some grains with igneous textures are observed. The main peak at ca. 1373 Ma is defined by zircons with igneous textures with a minor proportion of grains displaying complex textures of probable metamorphic origin.

Principal populations and age components
The morphological and CL analysis of detrital zircons allowed definition of two populations composed of zircon grains with prismatic habit, oscillatory zoning, cores and inclusions but with different sizes. These features indicate a source area dominated by plutonic igneous rocks. Moreover, the presence of zircons with long prismatic habit indicates a probable third source with input from volcanic rocks. Finally, a population of rounded zircons with complex internal zoning probably indicates origin from metasedimentary rocks that were products of various sedimentary cycles.
These variations taken together with U/Pb (LA-ICP-MS) age determinations were used to characterize the main sources of sediment input for the Caucete Group.
Two Mesoproterozoic sources were identified. The oldest source with early Mesoproterozoic ages (ca. 1450– 1300 Ma) includes plutonic and volcanic rocks. A second source has metamorphic and subordinate igneous rocks of late Mesoproterozoic age (1300–1000 Ma; Grenvillian). Other subordinate zircons
with Neoproterozoic and Paleoproterozoic ages indicate different sources.

The early Mesoproterozoic source furnished igneous zircons with three main frequency peaks: ca. 1370, 1360 and 1310 Ma.
These zircons are present in all of the samples analyzed from the Caucete Group. It is the second dominant group in the El Quemado Formation, representing from 11% to 40% of the total population In contrast, these ages are subordinate in the La Paz Formation with peaks at ca. 1360 Ma (7%). The ca. 1380 Ma peak in the El Desecho Formation represents 25% of the total population, whereas the dominant ca. 1373 Ma peak in the Angacos Formation is defined by 58% of the analyzed grains.

This difference is interpreted to reflect a major change in source area for Caucete Group sediments. The late Mesoproterozoic metamorphic zircons are distributed in a range between 1293 and 997 Ma. This group is the most statistically significant in both the El Quemado Formation with 43–86% of the population and the La Paz Formation (89–92%).
This observation indicates that metamorphic basement of late Mesoproterozoic age was a constant source area during deposition of the La Paz and El Quemado Formations. The Mesoproterozoic‘‘Grenvillian” population is represented by 63% of the grains from the El Desecho Formation and decreases to 42% in the Angacos Formation.
This trend indicates that the Mesoproterozoic source area decreases in importance in the upper units of the Caucete Group.
A different Mesoproterozoic source is represented by a population of volcanic zircons with ages between ca. 1070 and 1030 Ma. This ‘‘Grenvillian” population is abundant in the La Paz Formation, as well as the El Quemado and El Desecho Formations. Magmatism in the source region of the Neoproterozoic igneous grains was probably contemporaneous with, or slightly older than, deposition of the Caucete Group.

Maximum depositional age
Detrital zircon data can provide limits on the maximum depositional age of sedimentary rocks as long as the data set is representative and statistically robust and there is sufficient knowledge of the geological setting and possible source regions (Andersen, 2005). This approach is complicated in metasedimentary rocks such as the Caucete Group due to the potential presence of metamorphic overgrowths of grains.

The youngest zircons in the El Quemado Formation exhibit a range of 238U/206Pb ages between ca. 492 and 506 Ma. These ages are problematic because they are close to the 490–450 Ma interval, the time of the Famatinian orogeny. Similar ages obtained in the Sierra de Pie de Palo have been interpreted as results of the Famatinian orogenic event (Ramos et al., 1998; Casquet et al., 2001; Vujovich et al., 2004). Accordingly, the dominant peak of 207Pb/206Pb ages at ca. 550 Ma defined by 10% of total zircon grains
analyzed from sample QLPcz2 is interpreted as the best estimate of the maximum depositional age of El Quemado Formation. This age may in fact be too young due to possible Pb loss due to Famatinian metamorphism. Several early Cambrian (ca. 531 Ma) zircons are present in the El Desecho Formation as well.

By comparison with the ca. 550 population of the El Quemado Formation, a similar maximum age of deposition is interpreted for the El Desecho Formation.

Gondwanan sources
Mesoproterozoic detrital ages of the Caucete Group can be compared with Gondwana basement ages, especially those of the Amazonian craton. Ages between ca. 1450 and 1300 Ma are widely represented in the geochronological province of Rondonia – San Ignacio in the southwestern Amazonian craton, where gneisses, migmatites and granulites ca. 1550 to 1300 Ma are exposed (Tassinari et al., 2000).

Moreover, ages of the ‘‘Grenvillian” zircons of the Caucete Group are comparable to those of the Sunsás belt, located in the southwestern Amazonian craton (Tassinari et al., 2000; Santos et al., 2008). Thus Gondwana is a possible source for Mesoproterozoic zircons of the Caucete Group.
However, significant differences exist between the Caucete Group and the Neoproterozoic–Cambrian metasedimentary rocks on the Gondwana margin. Gondwanan units in northern and central Argentina such as the Puncoviscana Formation and other units in the Sierras Pampeanas are characterized by an absence of ca. 1450–1300 Ma detrital zircon ages (see Rapela et al., 1998; Sims et al., 1998; Schwartz and Gromet, 2004; Adams et al., 2006; Escayola et al., 2007; Collo et al., 2009).

Similarly, grains of this age are not common in the Neoproterozoic–lower Paleozoic cover of the Rio de la Plata craton either (Rapela et al., 2007; Gaucher et al., 2008). Thus, the Gondwana margin is not a likely source region for the Caucete Group.

Laurentian sources
There are numerous potential source areas in Laurentia for detrital zircons of the Caucete Group. In particular, we examine sources close to Ouachita embayment: Yavapai and Mazatzal provinces (south-central to southwestern Laurentia), Granite-Rhyolite province (central and southern Laurentia), and the Grenville province exposed in the southern Appalachian region (eastern Ouachita Basin) and Llano Uplift-Van Horn-Franklin Mountain areas in the western Ouachita Basin.

Sources for older grains are wide spread in Laurentia. Paleoproterozoic metamorphic detrital zircons of the Caucete Group are compatible with the ca. 1800–1600 Ma Yavapai-Mazatzal province of south-central to southwestern Laurentia. Paleoproterozoic detrital ages observed in the Cambrian Cerro Totora Formation from the Precordillera have been attributed to a Laurentian source as well (Thomas et al., 2004). Early Mesoproterozoic ages from plutonic and volcanic detrital zircons of the Caucete Group coincide with the ages of the Granite-Rhyolite province in southern and central Laurentia (Muehlberger et al., 1967; Van Schmus et al., 1987).

The Provenance of late Mesoproterozoic or ‘‘Grenvilian” detrital zircons in the Caucete Group is straight forward since Grenvillian basement is well documented along the southern Laurentian margin.
The Llano Uplift (central Texas) and Van Horn-Franklin Mountain region (west Texas) contain exposures with ages of ca. 1320–1000 Ma (Roback, 1996; Mosher, 1998). Zircons with ca. 1300 Ma of the El Quemado, La Paz and El Desecho Formation are consistent with ca. 1330–1270 Ma magmatic rocks in the Llano Uplift (Roback, 1996). Igneous zircon ages ca. 1115, 1070 and 1030 Ma of the Caucete Group are compatible with ca. 1135–1070 Ma granite plutons in central Texas (Walker, 1992; Reed et al., 1995). The most representative outcrops of the southern Appalachian basement are in the Blue Ridge province. The ca. 1220–1160 Ma Caucete Group detrital zircon ages are comparable to the ca. 1190 Ma Grenvillian basement exposures in the southern Appalachians (Carrigan et al., 2003). Igneous zircon ages of ca. 1115, 1070 and 1030 Ma are compatible with the southern Appalachian basement as well (Bickford et al., 2000; Carrigan et al., 2003; Tollo et al., 2006).

Finally, the Neoproterozoic igneous zircons found in the El Quemado Formation (ca. 630–550 Ma) are interpreted to reflect magmatic activity in the source area. Rifting occurred along the southern and eastern Laurentian margins in Neoproterozoic to Cambrian times, in response to the opening of Iapetus and leading to terrane separation (Cawood et al., 2001; Tollo et al., 2004). The Neoproterozoic zircons from the El Quemado Formation are interpreted to have been derived source areas affected by rift-related magmatic activity at ca. 620–550 Ma. The ca. 531 Ma zircon ages of the El Desecho Formation may relate to a final magmatic stage (ca. 540–535 Ma) associated with the rift of the Cuyania terrane (Cawood et al., 2001).

Cuyania basement source
The igneous zircon populations with ages of ca. 1115 Ma, 1070 Ma and 1030 Ma in the Caucete Group, are broadly similar to those of the Mesoproterozoic Cuyania basement (1060 ± 20 Ma, McDonough et al., 1993; 1021 ± 12 Ma, Rb/Sr isochron, Pankhurst and Rapela, 1998; 1105 Ma, U/Pb SHRIMP age, Morata et al., 2008). Caucete Group detrital zircon ages of ca. 1220 and 1150 Ma clearly match ages in the crystalline basement as well (Vujovich et al., 2004).

The U/Pb detrital zircon peaks at ca. 1160–1150 Ma and 1080– 1050 Ma in the Neoproterozoic Difunta Correa Unit (Vujovich et al., 2004) are equivalent to peaks observed in the Caucete Group (ca. 1150 Ma, 1070 Ma and 1030 Ma). Zircon ages between 1100 and 1050 Ma from a para-amphibolite within the Difunta Correa Unit (Rapela et al., 2005) are similar to those in the Caucete Group as well. Finally, ca. 1220 Ma Caucete Group zircon ages match the age of the Las Matras pluton (1244 ± 42 Ma, Sato et al., 2004) and are similar to orthogneiss ages from the San Rafael block (1205 ± 1 and 1204 ± 2 Ma, Thomas et al., 2000) and other granitic rocks of the Cerro La Ventana Formation (1214.7 ± 6.5 Ma, Cingolani et al., 2005).

Mesoproterozoic ages are observed in the northern Cuyania terrane. The Juchi Orthogneiss of the Sierra de Umango gives an age of 1108 ± 13 Ma (Varela et al., 2003). Granitic mylonites and ultramylonites in the Jagüé area are similar in age (1118 ± 17 Ma, Martina et al., 2005). These crystallization ages are consistent with the ca. 1115 Ma igneous zircons in the Caucete Group. Moreover, detrital igneous zircon ages of ca. 1100–1080 Ma (Casquet et al., 2008) and metamorphic zircon ages of ca. 1220 Ma (Casquet et al., 2006)
observed in the Sierra de Maz are similar to detrital zircon ages from the Caucete Group.
Crustal xenoliths in Miocene subvolcanic rocks in the Argentine Precordillera (Leveratto, 1968) show the existence of metamorphic basement beneath the Cambro–Ordovician carbonate platform. Kay et al. (1996) compared the Pb isotope signature from those xenoliths of the Cuyania basement with rocks of Sierra Pie de Palo and of the Llano Uplift (Texas) in Laurentia.

The felsic and mafic xenoliths yielded U/Pb zircon ages about 1099 ± 3, 1102 ± 6, 1096 ± 3 Ma (Kay et al., 1996) comparable with ages between 1115 and 1070 Ma found in the Caucete Group and in the Grenvillian rocks of Texas In summary, detrital zircon ages from the Caucete Group are consistent with ages observed in Laurentia. Mesoproterozoic and older Laurentian sources are well represented in the Yavapai- Mazatzal province, Granite-Rhyolite province, and Grenville province.
Neoproterozoic to Cambrian source regions include areas along the southern and eastern Laurentian margin affected by rift-related magmatic activity. The Laurentian basement of Cuyania itself may have contributed detritus as well (e.g. Sierra de Pie de Palo, Precordilleran basement, and Sierras de Umango and Maz).

Stratigraphic relationships and depositional associations
Deposition of the Caucete Group occurred from the late Neoproterozoic to early Cambrian (ca. 550–515 Ma) as constrained by U/ Pb detrital zircon ages reported herein and by previous isotopic studies (Galindo et al., 2004; Naipauer et al., 2005a,b).

Field relationships, petrographic and geochronologic data show different sedimentary protoliths and tectonic settings for the metasedimentary rocks of the Caucete Group. The El Quemado Formation is attributed to a rift setting on the basis of the sedimentary protolith and the igneous zircon source that is close in age to the time of deposition. A similar tectonic setting has been proposed for the southern and eastern margins of Laurentia at approximately 550 Ma. The La Paz Formation, consisting of volcanogenic pelites interbedded with fine sandstones, was deposited in a more distal environment than that of the El Quemado Formation. A similar tectonic setting is inferred for the La Paz Formation on the basis of the interbedded and transitional boundary between the two units (Fig. 13). The El Desecho Formation is a heterogeneous sequence of pelites, calcareous and dolomitic marbles, calcareous sandstone, and subordinate conglomerates. This unit was correlated with the Cerro Totora Formation of the Precordillera and both are interpreted to reflect rift sedimentation (Fig. 13). Finally, the more homogeneous sedimentary protolith of Angacos Formation, composed mainly of limestone and marbles, is similar to the La Laja Formation (El Estero and Soldano Members Members) of the Precordillera (Fig. 13). The tectonic setting of sedimentation for these rocks inferred as a passive margin developed on the Cuyania terrane.

Accordingly, two events of rift-stage sedimentation are distinguished. The first is defined by the maximum depositional age of the El Quemado Formation (ca. 550 Ma) which interfingers with the La Paz Formation. The second stage is represented by the El Desecho Formation with a maximum depositional age of ca. 531 Ma. The late Mesoproterozoic (Grenvillian) detrital zircons in the El Quemado, La Paz and El Desecho Formations were probably
derived from a nearby positive feature such as a rift bulge. Older detrital components were likely sourced by more distal areas in the interior of the Laurentia craton such as the Granite-Rhyolite province and Yavapai-Mazatzal area.

The Angacos Formation is interpreted as a platform carbonate sequence developed at ca. 520 and 515 Ma on the passive margin of the Cuyania terrane (Fig. 13). The provenance pattern for this unit is different from those for the El Quemado, La Paz and El Desecho Formations. Neoproterozoic–Cambrian zircons are absent and late Mesoproterozoic zircon ages are subordinate, indicating that these sources were partially covered by the carbonate platform. The most important sediment source was the Granite-Rhyolite province (Fig. 13). The Angacos Formation is interpreted to have
developed upon Grenvillian basement and older units of the Caucete Group, only receiving more distally derived detrital components.

Tectonic model for the rift – passive margin transition

The tectonic evolution of Cuyania composite terrane that is most widely accepted initiates with rifting from the Ouachita embayment of Laurentia in the early Cambrian, development of a passive margin in latest early Cambrian to lower Ordovician, and collision with the Gondwana margin in the middle – late Ordovician
(e.g., Astini et al., 1995; Thomas and Astini, 1996; Ramos, 2004). Rift sedimentation in the Precordillera region is only recorded by the Cerro Totora Formation (Astini and Vaccari, 1996); strontium data from this unit are consistent with continental rifting during early Cambrian (Thomas et al., 2001).

The transition from the synrift deposition of the Cerro Totora Formation to the passive margin deposition is documented by the late Early Cambrian Los Hornos and La Laja Formations (Astini et al., 1996). The detrital zircon record of the Caucete Group is generally consistent with the classical rift and passive margin stages of Cuyania terrane. However, the El Quemado and La Paz Formations record older stages of rifting not observed elsewhere in the Precordillera region. This observation indicates initial separation of Cuyania
much earlier in the end of the Neoproterozoic (ca. 575–550 Ma), a view consistent with the age of rift-related magmatism in the western Precordillera (Davis et al., 2000). Also, the detrital zircons have demonstrated that the Cuyania basement have a portion of the Granite-Rhyolite province in the northern sector (Fig. 4). The major stages that were distinguished in the tectonic–stratigraphic evolution in the Caucete Group were as following.

Rift stage I (ca. 550 Ma)
Initial rifting in the Ouachita embayment (Fig. 15a) likely started during a second extensional pulse between 620 and 550 Ma along the Laurentia margin (Tollo et al., 2004) that resulted in opening of Iapetus and separation of Laurentia from Gondwana at ca. 570 Ma (Cawood et al., 2001). Deposition of the Caucete Group within the Ouachita basin is inferred to start prior to final separation of Cuyania from Laurentia. The northern portion of the Cuyania terrane is interpreted to be part of the Granite-Rhyolite province (Thomas et al., 2000).

The El Quemado and La Paz Formations reflect synrift sedimentation at ca. 545 Ma (Fig. 15b), prior to deposition of the Cerro Totora Formation. Provenance ages demonstrate a clear connection between the early sediments of the Caucete Group and the southern Laurentian margin (e.g., Granite- Rhyolite and Grenville provinces). The presence of igneous detrital zircons with ages close to 550 Ma allows the interpretation of riftrelated magmatic rocks in the source area (Fig. 15b).
9.2. Rift stage II (ca. 531 Ma) The southern Cuyania terrane is inferred to largely be underlain by Grenvillian basement (Fig. 16, see location of B–B0 in Fig. 14).

The second sedimentary stage of the Caucete Group is recorded by synrift deposits of the El Desecho Formation with a maximum depositional age of ca. 531 Ma. This unit probably developed during transition to a thermal subsidence stage. El Desecho Formation is correlative with the synrift deposits of Cerro Totora Formation exposed in the northern Precordillera (Astini et al., 1995) (Fig. 16a), but the units accumulated in different depocentres as indicated by the differences in their detrital zircon signature.
U/Pb detrital zircon ages of ca. 1600, 1380, 1240, 1120, 1070 and 550 Ma from the El Desecho Formation are similar to those from the El Quemado Formation.

Thus the basin configuration and source areas are interpreted to be similar and both record continued connection with Laurentia. Consistent with this hypothesis, detrital zircons from the Cerro Totora Formation define populations of ca. 1490–1300 Ma and ca. 1890–1640 Ma that are characteristic of the Laurentian craton interior (Thomas et al., 2004).

Passive margin stage (ca. 520 Ma)
The initial separation of the Cuyania terrane and generation of a passive margin occurred at approximately 520 Ma (Fig. 16b). The Angacos Formation was deposited during a third stage in Caucete Group sedimentation. The unit is comparable in age and depositional setting to the limestones of the Los Hornos and La Laja Formations of the Precordillera (Fig. 16b). The occurrence of siliciclastic interbeds in the carbonates indicates a proximal uplifted area in the Cuyania terrane. In addition, lower members of the La Laja Formation contain many quartz sandstone interbeds (Pereyra, 1987; Finney et al., 2005). These siliciclastic interlayers reflect deposition in a basin near an exhumed basement area (Gómez and Astini, 2006).

The zircon population at ca. 1118 Ma from the Angacos Formation shows that Grenvillian basement of Cuyania was partially exposed at the time of deposition. However, this source was subordinate to the early Mesoproterozoic (ca. 1450–1300 Ma) source area. The Grenvillian basement was partially overlapped by deposits of the El Quemado, La Paz and El Desecho-Cerro Totora Formations, and by subsequent passive margin sediments. Detrital zircons with ages around 1360 Ma are dominant in the early to middle Cambrian units of the Angacos Formation. Thomas et al. (2000), suggest that the northwest corner of the Precordillera consists of a small portion of the Granite-Rhyolite province, as shown in the sections of northern Cuyania (Figs. 14 and 15b).

This alternative is supported by data from basement clasts in conglomerate olistoliths in the western Precordillera, where zircon ages of ca. 1370 ± 2 and 1367 ± 5 Ma (Thomas et al., 2000) are similar to the ages from the Angacos Formation. Regardless of the basement correlations, deposition of the Angacos Formation likely records the post-rift phase as Cuyania started to drift through the Iapetus (Thomas and Astini, 1996). Since middle Cambrian to lower Ordovician ophiolitic rocks are not observed in Laurentia or Cuyania terrane (Dalziel, 1997; Keller, 1999), the presence of oceanic crust in the western sector of the Cuyania terrane is queried in Fig. 16b during the middle Cambrian to lower Ordovician. Nevertheless, the Angacos Formation and coeval units of the Precordillera were likely removed from Laurentian detrital sources.

BIBLIOGRAFIA RESUMIDA

ACEÑOLAZA, FG y ALONSO, RN,. 2001. Icno-asociaciones de la transición Precámbrico / Cámbrico en el noroeste de Argentina. Journal of Iberian Geology 27, 11-22.

BALDIS, B., VIRAMONTE J. y SALFITY, J. 1975. Geotectónica de la comarca comprendida entre el cratógeno central argentino y el borde austral de la Puna. Actas 2° Congreso Hisp. Am. Geol. Acon.4: 25-44.

BASSI, H. y G. ROCHEFORT. 1987. Geología y posibilidades mineras del Nevado del Aconquija, Tucumán. X Congreso Geológico Argentino, 2: 157-160. Tucumán

BOSSI, G., 1969. Geología y estratigrafía del sector sur del valle de Choromoro. Acta. Geol. Lilloana,10: 17-64.

CISTERNA, C. E., 2003. Faja Intrusiva La Majada, Sierra de Ancasti, Catamarca: Caracterización petrológica-estructural. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 58 (1): 20-30

MON, R. 1976. Esquema estructural del borde Oriental de los Andes. Rev. Asoc, Geol. Arg. 34: 53-60. Bs.As.

MON, R. y L. SUAYTER, 1973. Geología de la sierra de San Javier (provincia de Tucumán, Argentina). Acta Geol. Lilloana 12,10: 155-168. Tucumán.

M. Naipauer, G.I. Vujovich, C.A. Cingolani . W.C. McClelland, 2010. Detrital zircon analysis from the Neoproterozoic–Cambrian sedimentary cover (Cuyania terrane), Sierra de Pie de Palo, Argentina: Evidence of a rift and passive margin system? Journal of South American Earth Sciences 29: 306–326

RASSMUSS, I., 1918. La Sierra del Aconquija. 1º Reunión Nac. Soc. Arg. Cs. Nat., Physis: 47-69. Buenos Aires.

PAGE, E., Vanesa D. LITVAK, Carlos O. LIMARINO, 2002. Nueva edad en el basamento de la sierra de Los Llanos, La Rioja: Intrusividad pampeana en el arco famatiniano. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 57 (3): 345-348 (2002) NOTA BREVE

TOSELLI, AJ, BASEI, MA, ROSSI DE TOSELLI, JN y Dudas, R. 2003 . Análisis geoquímico-geocronológico de rocas granulíticas y calcosilicáticas de las Sierras Pampeanas Noroccidentales. Rev. Asoc. Geol. Argent., oct./dic. 2003, vol.58, no.4, p.629-642. ISSN 0004-4822.