Imagen que muestra las Salinas de Ambargasta, Sierras del  Norte de Córdoba, Santiago del Estero, las Sierras de Velazco, Famatina, Sierras de Ambato, Sierras de Zapata, Sierra de la Ovejería, Sierra de Ancasti, Sierras de Umango y Toro Negro

Formación El Escondido

Formación Simbolhuasi  

Formación Sauce Punco

Formación Abra del Martirizado

Formación Ancaján

Formación

Infanzón

F. Chuñahuasi

Tonalita Quebrachos Colorados

Dacita Los Burros

Riolitas de Oncán

Formación La Lidia

Formación El Alto

Formación Pozo del Macho

Al sur de Santiago del Estero, en el granitoide de la Sierra de Ambargasta, aflora en Pozo del Macho y cerca del arroyo La Totora, un colgajo de metamorfitas de grado medio-alto. Está formado dominantemente por esquistos - gneises cuarzo biotíticos inyectados por venas granitoides, con intercalaciones finas de metacuarcitas y de rocas calcosilicáticas, intruidos por un granito porfírico. Las venas más cuarzosas muestran ojos de cuarzo asimétricos y están afectadas por pliegues asimétricos tipo S, mirando al este, y por pliegues intrafoliares con ejes N 10°/32°-35°, que definen una lineación sobre el plano de foliación metamórfica dominante orientado N 325°/25° E.

Otra lineación, paralela a los ejes de los pliegues intrafoliares, está dada por biotita. La fábrica de estas rocas es planar y plegada (S + B), alternada a escala del centímetro. La integración e interpretación en 3D indica una fábrica producida por cizalla simple, que generó  foliaciones planares y plegadas por pliegues oblicuos y por hemi-pliegues en vaina. Cerca del arroyo Totoras, se intensifica la deformación en los esquistos, marcada por el boudinamiento de las venas que adquieren un aspecto lentiforme general. Aquí también se aprecia un fallamiento directo dúctil conjugado (N 305°/35° N y N 50°/50° NO), transgresivo a la foliación N 80°/30° N, que habría sido producido por esfuerzos s1 - s3 orientados N 159°/47° y N 276°/8° respectivamente. A escala kilométrica, considerando todo el afloramiento, se detecta un cierto alabeo de la foliación (N 330°/25° E en Pozo del Macho y N 80°/30° N en las cercanías del Arroyo Totoras).

Se reconocen dos eventos deformacionales: (D1) contraccional, no coaxial, sin- a post-metamórfico de grado medio-alto (M1: Crd-Bt en metapelitas; Amph-Ca+Di+Pl en gneises calcosilicatados) que generó las fábricas S+B con lineaciones y (D2) extensional, post-metamórfico, de grado bajo (M2: Chl+Ser+Op en metapelitas) con desarrollo del fallamiento dúctil conjugado. El alabeo de la foliación podría estar ligado a plegamiento posterior o a efectos intrusivos.

La edad del metamorfismo regional de esquistos y gneises de las Sierras de Ambargasta y Sumampa sería superior a los 600 ± 20 Ma (Castellote 1985), por lo que los eventos deformacionales de Pozo del Macho podrían ubicarse tentativamente dentro del Proterozoico superior.

Formación Abra del Martirizado:

En esta Formación se incluyen las rocas de la sierra de Guasayán, de bajo y alto grado de metamorfismo. Tiene una participación bastante amplia en la composición de la mencionada sierra, donde se presentan en dilatadas fajas de escasos kilómetros de ancho y una longitud de más de 15 kilómetros. Su litología está representada por metacuarcitas micáceas, filitas cuarzosas, esquistos listados, esquistos cuarzo-clorítico, etcétera.

En la bajada de Las Juntas camino al Puestito, se observan en medio de cuarcitas micáceas, fajas de esquistos sericíticos. Entrando en la quebrada de Guasayán, desde el Tableado, se encuentra un pequeño paquete de filita cuarcítica, color pardo rojizo, debido al óxido de hierro que tiñe la roca. Este material presenta un lustre ligeramente sedoso, debido al abundante contenido de mica. La roca muestra un marcado índice de esquistosidad que permite separar lajas delgadas de hasta un centímetro de espesor. Presenta un rumbo N 35º E e inclinación de 53º al sureste. Hacia el centro de la quebrada se reduce la esquistosidad y la roca se presenta más dura y compacta, continúa una filita cuarcífera similar, listada de color grisáceo; con la lupa se observan escasas escamas de moscovita y abundante biotita, siendo muy limitada la presencia de feldespato calcosódico.En lo alto de la sierra, subiendo por la derecha, las filitas cuarcíticas se intercalan en algunos sitios con abundantes cuarcitas micáceas listadas. Las filitas y filitas cuarcíferas abundan desde un poco al sur de Rumi Pozo hasta cerca de la quebrada de Las Juntas. Beder (1928) señaló estas últimas rocas en todo el recorrido de la quebrada de Guasayán, hasta unos cinco kilómetros al norte, nuevamente aparecen las filitas cuarcíticas de color gris oscuro en la terminación oeste de la que-brada.En el camino de herradura que va desde Villa Guasayán a El Cebilar y en la quebrada del Finado Rufino, es común observar cuarcitas mieáceae biotíticas intercaladas con filitas cuarcíferas.En la terminación occidental de la quebrada de Guasayán fueron observados micropliegues, afectando a las filitas cuarcíticas. La magnitud transversal de los pliegues, entre ambos lados del plano axial, es de un metro aproximadamente.

En los alrededores de Alto Bello, en las proximidades del puesto homónimo, predomina el esquisto clorítico histítico con algo de cuarzo. Este material, desde las canteras de calizas abandonadas de Alto Bello hasta el pie occidental de la sierra, es reemplazado por cuarcitas micáceas, que alternan con esquistos cuarzo biotíticos feldespáticos. Cruzando la sierra de Guasayán, desde Santa Catalina a Puerta Chiquita, se observa una alternancia de esquístos cuarcíticos micáceos con inyecciones de venas graníticas. En dichos lugares se aprecia un complejo metamórfico constituido por esquisto micáceo-clorítico, cuarcitas micáceas y filitas cuarcíferas. Abundantes diques de granito se presentan en forma imbricada, en medio de las micacitas cuarcíticas dominantes, granitizando en parte la roca de caja. Fenómenos similares se observan en la terminación norte de la sierra de Guasayán, en Abra del Martirizado y alrededores. En este último lugar se hallan venas de pórfidos granodioríticos, intruyendo interdigitadamente a las micacitas biotíticas cuarzosas que dominan en este sector de la sierra.Procesos metamórficos similares se aprecian en el cruce de los cerros Divisadero, Alta Gracia y en varios lugares al sur, entre la sierra La Higuerilla y Sinchi Caña y, entre Manantial y la quebrada de Santa Ana. Este fenómeno también se observa en la terminación sur de la serranía, entre la Bajada y Villa de La Punta. Al norte de la mencionada sierra, entre La Mesada y Santa Bárbara, predominan las micacitas cuarcíticas alternando con esquistos listados. Al norte de la quebrada de Guasayán, en el lugar denominado la Vuelta del Cerro en los alrededores de Rumi Pozo y la quebrada de Las Juntas, predominan las filitas y filitas cuarcíferas. En los últimos lugares citados, el esquisto presenta un rumbo casi norte - sur e inclinación de 60º hacia el este.

Unos dos kilómetros al norte de Sinchi Caña, sobre la ladera oriental de la sierra, aparece intercalado entre fajas de metacuarcitas ligeramente micáceas, un esquisto sericítico. Constituye una roca levemente esquistosa, de grano fino con abundantes cristales pequeños de cuarzo y además escasas laminillas de biotita. Presenta color verdoso amarillento con numerosas manchas de óxido de hierro y un marcado brillo micáceo, siendo al tacto bastante suave.
Aproximadamente 600 metros al sur de Pozo Belgrano (Los Arrillos) aparecen micacitas cuarcíferas correspondientes al basamento esquistoso. Este afloramiento se extiende hacia el sur unos 800 m conservando un ancho de casi 150 metros, En dichos lugares las rocas del basamento cristalino tienen rumbo N 5º O e inclinación de 55º hacia el oeste.

Formación Ancaján:

Con este nombre se denomina a un complejo de rocas metamórficas aflorantes en las sierras de Ancaján, faldeo oriental de la Sierra de Ancasti y constituídas por anfibolitas, esquistos talcosos, metacuarcitas micáceas y calizas cristalinas.

En dicho paraje, las anfibolitas se hallan intercaladas entre esquistos cuarcíticos, biotíticos, micacitas cuarzosas, calizas cristalinas bastante puras y hasta dolomíticas. Las anfibolitas generalmente abundan al oeste de la sierra de Ancaján. En la parte central del mencionado cordón aparecen formando lentes, en tramos de algunas decenas de metros, alternando con bancos de calizas. Los mantos anfibólicos en Ancaján tienen rumbo N 10º E e inclinación de unos 35º hacia el este.

Esquistos de clorita y de talco.

Están asociados a cuarcitas micáceas, calizas cristalinas y a bancos de esquistos cloríticos. Algo al oeste de la administración de las canteras de Ancaján se encuentra un afloramiento de unos cuatro metros y medio de largo por tres y medio de ancho, de esquistos talcosos “piedra sapo esteatita”. Aparecen por lo general como una masa foliada y compacta, con láminas flexibles pero no elásticas, su dureza estaría encuadrada entre 1,5 a 2,5 de la escala de Mohs. Es una roca de aspecto sedoso y con brillo ligeramente nacarado, de color marrón pardusco, generalmente manchada por óxido de hierro; al golpe de martillo emite un sonido apagado. La presencia de calcita dentro de la roca no permne su utilización como material refractario.

Calizas Cristalino-granulosas

Los bancos de calizas constituyen un importante componente del complejo cristalino de esta región. Es frecuente la asociación de esta roca con anfibolitas, las cuales se hallan intercaladas concordantemente; siendo menos frecuente la alternancia con las cuarcitas micáceas y los esquistos listados. Las calizas se presentan en bancos que varían entre 5 y 15 m de ancho y un largo de hasta 200 metros. También es común encontrar lentes y bochones de algunas decenas de metros.

Estas calizas son particularmente abundantes en el centro y este de la sierra de Ancaján; las corridas occidentales han sido poco exploradas. Sus rumbos son entre N 15 O y N 12 E con declinaciones hacia el oeste y este de entre 60º y 80º respectivamente, hasta llegar casi a la verticalidad. La granometría de las calizas de esta zona varía entre fina y mediana. Su color cambia del rosado pardusco al gris verdoso azulado, no faltando la variedad de tono grisáceo y blanco amarillento. En el paraje se encuentra el tipo de caliza magnesiana y dolomítica, predominando las variedades casi puras, pero siempre llevan algún porcentaje de impurezas como mica y escasos granos de cuarzo, MgO, FeO, y esporádicamente Al, O,. Al oeste de la sierra de Ancaján, en la terminación poniente de la quebrada principal este-oeste, se observa un pequeño banco de dolomita de color amarillento rosado. Localmente los bancos calizos han sido sometidos a un proceso tectónico que motivó importantes perturbaciones estructurales produciendo dislocaciones, truncamientos, fallas, fisuraciones, trituraciones, diaclasamientos y hasta escurrimiento vertical y longitudinal; ello originó la milonitización local de los cuerpos calizos. En la explotación de Ancaján, se tiene en cuenta una sistemática separación de los lentes esquistosos intercalados. La tectónica que ha afectado al zócalo cristalino en estos lugares, originó diversas formas en los bancos de caliza, notándose abundantes bifurcaciones y deformaciones hasta su truncamiento. Se observan cuerpos lenticulares y crestones cuyas dimensiones varían en la cantera principal, entre cuatro y seis metros de ancho por unos ocho metros de largo y en las secundarias, entre dos metros de ancho por tres de largo. El rumbo de estas últimas calizas varía entre N 12º - 60º O y su declinación cambia entre 15º y 60º oeste y suroeste respectivamente, hay además direcciones norte-sur con inclinaciones de 45º al este y de 65º al oeste.

Otros afloramientos de calizas en la sierra de Guasayán se observan en Alto Bello, Guaptayán y quebrada de Shaguaña del departamento Choya, La Soledad, departamento Guasayán. En este último paraje hay algunos grupos de canteras que en orden de importancia se denominan La Niebla, Camino Nuevo, El Mirador y Soledad Vieja.
Más importante que el anterior afloramiento es el observado en la parte alta de la quebrada de Shaguaña, donde aparece con un lente de caliza dividido por un banco de roca anfibolítica, que se presenta a lo largo de unos 150 metros, siguiendo el rumbo de la quebrada y alcanzando un ancho de aproximadamente ocho metros de norte a sur. En el lugar hay algunas canteras abandonadas donde se pueden observar las características del yacimiento, encontrándose calizas de buena calidad y otras magnesianas y dolomíticas. El rumbo de los bancos de estas calizas varía entre N 20O y N 40O con inclinación de 40 y 55 hacia el este y noreste respectivamente.

Al sureste de la sierra de El Alto, en el paraje denominado La Calera, propiedad del Sr. Julio Jerez se observa un afloramiento de caliza de unos 200 metros de largo; el material es de color gris, bastante puro; el banco se alterna con calizas silicificadas color amarillento, intercaladas entre esquistos cloríticos. Las calizas presentan un rumbo de N 5º E e inclinación de 35º hacia el este.

Formación Infanzón

Esta Formación está constituída por micacitas cuarzosas biotíticas listadas, aflorando en los alrededores de Villa de Ancasti. Es muy común observar estrechos lentes de cuarzo y bancos de anfibolitas intercalados concordantemente con las cuarcitas micáceas dominantes de rumbo N 10º O. Idéntica litología se distingue en San Antonio y Las Barrancas, aunque en muchos lugares presentan una dirección norte-sur. Las abundantes diaclasas que afectan a estos esquistos han formado numerosos paralelepípedos, observándose generalmente que las referidas diaclasas se hallan rellenadas por delgadas venas de cuarzo lechoso.

En Las Lajas, próximo al arroyo que nace en su vecindad, se distingue una cuarcita micácea alternada con micacitas biotíticas; todo el paquete tiene un rumbo noroeste-sureste con inclinación al noreste, la roca mencionada en primer término también se encuentra en Calacio Nuevo, pero con estructura listada e inyectada por finas venas de cuarzo (lit par lit), en los alrededores de Corral de Burra, las cuarcitas micáceas están intercaladas con delgados lentes anfibólicos. Rocas similares, tanto micacitas biotíticas como esquistos inyectados, se encuentran en los lugares entre Puna Yaco e Icaño y también en las proximidades de Yerba Buena, La Braña y Los Maidanas. Dichos materiales presentan rumbo noroeste-sureste e inclinación al noreste. En las cercanías del puesto La Estancita predominan las micacitas inyectadas, observándose restos difusos de tonalitas migmatíticas.
Rocas semejantes se encuentran en Puesto El Cercado y en los alrededores de Río Chico donde, al igual que en las vecindades de El Cachi y en otros lugares como ser en las cercanías de La Aguadita se observa una micacita cuarzosa con estructura gnéisica. La de las cercanías de La Aguadita es escasamente cuarzosa. Entre Picollar y San José, se distinguen, entre las micacitas cuarzosas de rumbo norte-sur y aquellas verticales, intercalaciones muy delgadas de estratos de anfibolitas, micacitas cuarzosas bandeadas.

Litologías similares se encuentran también entre Infanzón y Rodeo Chiquito. En Candelaria y Puerto Concepción predominan las cuarcitas biotíticas y en menor proporción pequeños paquetes de esquistos filíticos verdosos (cloríticos). En los alrededores de Barrancas y El Cercado se observan esquistos metamórficos. En las cercanías de Concepción y Ancastillo abundan las micacitas algo cuarcíticas, bastante descompuestas, aunque en las vecindades de Corralito y algo al noroeste de Vallecito, cerca de La Toma, se encuentran algunos paquetes de filitas cuarzosas bandeadas; esta roca presenta un aspecto fresco y compacto, de grano fino, con una marcada esquistosidad, presentando un rumbo N 40º O e inclinación de 25º al noreste. En Bella Vista, Rosario de Arriba y Río Aparicio dominan las metacuarcitas micáceas; en Surupiana y en la Estancia de Arriba, prevalecen los esquistos micáceos, ligeramente cuarzosos y listados. En la cercanía de El Carrizal, Yuturuntuna y La Encrucijada, ángulo noroccidental de la Hoja 15g, Frías, predominan las metacuarcitas esencialmente biotíticas.

En el puesto Las Trancas, en los alrededores de La Puerta de Piedra, El Puestito y Pozo Largo, abundan las micacitas cuarcíferas; en Las Trancas mantienen rumbo N 25º O. En las vecindades del puesto El Cajoncito y Guaico Hondo de Arriba, se observan metacuarcitas con mica cloritizada; en Guaico Hondo de Abajo las metacuarcitas de grano mediano a fino presentan cuarzo lechoso recristalizado, formando micropliegues. En Yaco Yosa, prevalecen las micacitas biotíticas cuarzosas con rumbo N 20º E y con inclinación de 55º al este.

En los alrededores del cerro Las Chilcas hay un esquisto cuarzo micáceo listado, intercalado por delgadas capitas de cuarzo, alternadas con otras más finas de mica teñidas por abundante óxido de hierro. En los alrededores de la mina Podestá, en medio de esquistos micáceos listados se ve una intrusión gábrica hornblendífera, este cuerpo se considera genéticamente ligado con una manifestación férrica descubierta en la antigüedad; el yacimiento, de poca magnitud, es de ilmenita y magnetita titanífera.

Formación Carreta Saltana:

Se da esta denominación a un complejo metamórfico constituido por gneis y micacita gnéisica que suele incluir metacuarcitas. Este conjunto de rocas generalmente se halla atravesado por diques de pegmatitas.

En los alrededores de Potro Ulpiana, Divisadero, San Francisco y Carreta Saltana, se encuentra un gneis biotítico atravesado por numerosos diques pegmatíticos y algunos aplíticos, con venas de cuarzo posteriores, generalmente se orientan en el sentido de la esquistosidad de las rocas que dominan en esta serranía.
En puesto Rodeito, propiedad del Sr. Bartolomé Fernández, inmediatamente al este de la casa, se encuentra un gneis muy exquistoso que alterna con micacita de estructura gnéisica, observándose en éstas un dique pegmatítico de color rosado.En Pozo Grande, Puerta de Molle Yaco y en los alrededores del puesto El Manantial se encuentran metacuarcitas de grano mediano, con escasa biotita, dicha roca es igual a la observada en las proximidades de Achalco. Un kilómetro al oeste del puesto San Martín prevalecen las micacitas biotíticas gnéisicas, habiéndose visto un ortogneis milonitizado en los alrededores de La Chilca.En las vecindades de Ojo de Agua, la metacuarcita anteriormente mencionada es reemplazada por un esquisto micáceo cuarcítico inyectado por venas de cuarzo, igual al observado en la cercanía del cerro Puntudo. Desde Puerta de Molle Yaco hasta el puesto de Avila afloran micacitas biotíticas y marginalmente a ella, bandas de micacitas cuarzosas y hasta micacitas inyectadas; estas últimas presentan rumbo N 60º O e inclinacion nornoreste. Desde el puesto La Calera hasta Agua Blanca, predominan las micacitas inyectadas tipo lit par lit (arterita), similares a las observadas en Calasio Nuevo.

En el puesto Los Corrales, Taco Yaco, Agua del Sauce y El Manantial, hay micacitas cuarzosas con estructuras gnéisicas; en los puestos La Higuera, Los Talas y El Durazno se observa una cuarcita micácea, cuyo rumbo es N 25º O e inclinación al noreste.En las vecindades de Algarrobo Negro se encuentran micacitas cuarzosas que alternan con algunos paquetes de esquistos anfibólicos, en las proximidades del arroyo Suncho Mayo y en el paraje entre los puestos Las Tunas y Un-quillo, prevalecen las metacuarcitas ligeramente micáceas.Entre los puestos Oyola y Los Álamos se encuentran únicamente cuarcitas micáceas, con finas venas de cuarzo en distribución irregular. Las rocas que se describen muestran un rumbo N 10º O e inclinación de 70º al este. Entre los puestos de La Higuera y Los Falcones, especialmente en las vecindades de Casas Viejas, abundan las micacitas escasamente cuarzosas con rumbo N 35º O e inclinación de 50º hacia el noreste.En el cerro Santa Rosa y en los alrededores de Guayamba, El Chañar e Iloga asoma una cuarcita micácea de grano fino; igual material se distingue en las vecindades de Esquina Grande, El Chaupi, Manantial y La Troya, aunque también abundan los esquistos listados y las migmatitas.

Entre Tintigasta, El Pantanillo y Rodeo Chiquito se observa una típica migmatita (roca de mezcla), que se podría denominar gneis migmatítico o gneis macizo. En las vecindades del último lugar mencionado, también se en-cuentra la variedad del gneis granitoide. Entre El Porvenir, Palo Parado, El Tambito y alrededores de Los Cocos prevalecen, entre otras rocas, las metacuarcitas micáceas biotíticas, esquistos inyectados y migmatitas.

Tonalita Quebrachos Colorados: La Tonalita Quebrachos Colorados es un pequeño stock semicircular de 2 km de diámetro que aflora en el extremo noroeste de las sierras (esta litología no se encuentra detallada en el mapa por relaciones de escala). Se trata de una roca de color gris oscuro compuesta por hornblenda, biotita, plagioclasa y cuarzo (Castellote 1978; Miró 2001). Una datación K/Ar realizada en esta formación determinó una edad de 530 Ma (Castellote 1985a).

Dacita Los Burros: La Dacita Los Burros está compuesta por pórfidos dacíticos que afloran en la margen occidental del batolito granodiorítico formando un cuerpo hipabisal. El sector sudeste presenta forma subcircular mientras que hacia el oeste es truncado por un plano de falla submeridianal. Si bien ocupa una superficie mayor a 1500 km2 posee afloramientos discontinuos debido a la espesa vegetación y la cubierta regolítica. Está compuesta por rocas de textura porfírica con tonalidades que varían de castaño a gris. Posee fenocristales de cuarzo, plagioclasa, biotita y hornblenda, con tamaños de hasta 3 mm, inmersos en una pasta microgranosa. Las cantidades relativas de sus feldespatos provocan una variación composicional entre riolitas y dacitas. No presenta metamorfismo regional y está emplazada discordantemente en una roca granítica parcialmente foliada.

Se han realizado varios intentos de datación geocronológica del cuerpo principal de la Dacita Los Burros. Los primeros estudios fueron realizados mediante dataciones K/Ar por Castellote (1985a) en dos localidades próximas. La edad más antigua, obtenida hasta ese entonces, arrojó 523 ± 15 Ma, edad dentro del rango del presente estudio. Una segunda edad, con mayor error osciló alrededor de 499 ± 20 Ma; edad parcialmente coincidente con la de las Riolitas Oncán. Dado que el cuerpo de la Dacita Los Burros está atravesado por estos cuerpos riolíticos, esta segunda edad podría asociarse a un efecto termal vinculado a este evento póstumo. Además, dada la heterogeneidad de este cuerpo, tan notoria que es visible a través de las fotos aéreas (Lira et al. 1997), es posible que las variaciones texturales resulten consecuencia de cambios composicionales del cuerpo dacítico en un complejo emplazamiento temporal.

Recientemente Millone et al. (2003a) presentaron una isocrona Rb-Sr de 607 ± 7 Ma para las dacitas de esta localidad.

Dado estos resultados se encaró un muestreo sistemático de este cuerpo, obteniéndose numerosas muestras para seleccionar el sitio más homogéneo, donde hubiese circones simples, euhedrales y aptos para una datación por el método U-Pb convencional. Sobre esta base se ubicó la localidad Este de Totorilla, de donde se extrajo más muestra con abundantes circones a los cuales se dató por el método convencional de ionización térmica por espectrometría de masa (TIMS). Estos circones morfológicamente homogéneos con núcleos uniformes de origen magmático fueron abrasionados, para evitar la presencia de efectos térmicos o hidrotermalismo posterior (Söllner et al. 2000). La edad se determinó sobre cristales transparentes, incoloros a levemente rosados y de formas euhedrales. Las muestras analizadas presentaron bajas relaciones 206Pb/204Pb (264 a 465) que evidencia la incorporación de plomo durante su crecimiento. Los datos de los circones en el diagrama de concordia se ajustan dentro de los errores analíticos (2Ã) a la línea de discordia calculada, que intercepta a la curva de concordia a 557 ± 4 Ma. Söllner et al. (2000) interpretaron que la edad de 557 ± 4 Ma representa un valor mínimo para la cristalización de los circones y en consecuencia para la extrusión del pórfiro riodacítico.

Edad TIMS obtenida por Söllner et al. (2000) en circones de la localidad Este de Totorilla utilizando el programa ISOPLOT (Ludwig 1991).

Con el fin de lograr una mayor precisión en la edad de emplazamiento, se extrajeron de la misma localidad anterior (Este de Totorilla - 29°51'29"LS y 64°08'35"LO) otros 5 kg de muestra sobre las cuales se realizó una nueva datación U/Pb en circones. En esta oportunidad los cristales fueron analizados mediante técnicas de SHRIMP II en la Curtin University of Technology, Western Australia. Las imágenes BSE (backscattered-electron) evidencian en ocasiones cristales de circones con núcleos heredados y una alteración sobrepuesta. Se realizaron 14 análisis isotópicos U/Pb mediante SHRIMP II en diez cristales de circón. Los datos geocronológicos se ilustran en la siguiente figura.

Imágenes de los circones encontrados en la Dacita Los Burros de la localidad estudiada. Las imágenes fueron reproducidas mediante BSE (backscattered-electron).

El análisis de los resultados evidencia que la cristalización de la Dacita Los Burros debió suceder aproximadamente a los 512,6 ± 3,5 Ma. Los valores más antiguos, cercanos a los 531,6 ± 1,8 Ma, pueden representar las edades de núcleos de circones provenientes de granitoides más antiguos que la hospedan. Una edad posterior, correspondiente posiblemente a un evento hidrotermal sobreimpuesto cercano a los 481 ± 1,5 Ma, coincide con el episodio volcánico asociado a las Riolitas Oncán.

Estos datos indicarían que la Dacita Los Burros, emplazada discordantemente en el basamento granítico previo, con posterioridad a un levantamiento de aproximadamente 8 km (Bonalumi 1988), fue el resultado de la fusión de estos granitoides. Así, la edad de 531,6 ± 1,8 Ma correspondería a un período de cristalización de la roca de caja, mientras que la de 512,6 ± 3,5 Ma representaría la edad de la dacita.

Estas edades son similares a las determinadas recientemente por Koukharsky et al., para el episodio volcánico de las Andesitas Balbuena. A su vez son coherentes con las edades Pb-Pb obtenidas por Millone et al. (2003 b) en galenas asociadas al emplazamiento de diques riolíticos en Rodeíto, en la sierra de Ambargasta. Estos autores encontraron dos pulsos en las edades de la mineralización, uno de 514,9 y 515,0 , y otro más joven de 444,6 a 466,2 Ma, que de acuerdo a la presente interpretación podrían estar relacionados al primer episodio de emplazamiento de la Dacita Los Burros y a las Riolitas Oncán respectivamente.

La diferencia en las edades de cristalización de 557 ± 4 a 531,6 ± 1,8 Ma pueden ser consecuencia de la heterogeneidad observada en los cristales de circones o por la metodología del cálculo empleado para obtener la edad más antigua (Söllner et al. 2000). Individuos con núcleos más viejos formados durante las etapas iniciales de este magmatismo pueden conferir edades antiguas cuando se los analiza por el método U/Pb convencional.

Finalmente, si bien se postula que el cuerpo de la Dacita Los Burros tuvo su emplazamiento principal a los 512,6 ± 3,5 Ma, dada la variación composicional que provocaron los distintos pulsos de emplazamiento (Lira et al. 1997; Leal 2002), no se descartan episodios de fusión y cristalización con edades más antiguas.

Riolitas de Oncán: Las Riolitas Oncán han sido definidas formalmente como una formación por González (1977) en las proximidades de la localidad homónima. Se encuentran como filones o cuerpos que resaltan del relieve donde forman los altos topográficos más importantes, con superficies de hasta 100 km2. Intruyen profusamente a toda la secuencia magmática, incluida la Dacita Los Burros, que es atravesada por numerosos diques subvolcánicos. Su composición varía de riolítica a dacítica; son similares a la roca de caja sólo que con menor porcentaje de biotita y mayor contenido de máficos y hematita (Miró 2001). La única edad de estos diques fue obtenida por Rapela et al. (1991) por el método Rb/Sr sobre muestras de la localidad tipo de Oncán. Las muestras analizadas definieron una isocrona de 494 ± 11 Ma

Andesitas Balbuena: El último componente del basamento ígneo es un conjunto de diques andesíticos que Miró (2001) agrupó en las Andesitas Balbuena. Estas rocas se encuentran dispersas en forma de pequeños diques que intruyen a los granitoides de este basamento ígneo. Los recientes estudios geocronológicos de estas muestras confirman su edad cámbrica (Koukharsky et al. 2003)

Formación La Lidia: Está compuesta por conglomerados, areniscas cuarzo-feldespáticas y limolitas que afloran como delgadas fajas intercaladas tectónicamente en el batolito de Sierra Norte-Ambargasta (Lucero Michaut y Daziano 1999). Además de las rocas citadas incluimos en la Formación La Lidia las ignimbritas, diques y cuerpos riolíticos indiferenciados.

Se levantó un perfil ubicado a 3 km al norte de estancia La Lidia, entre el arroyo La Lidia, donde las sedimentitas están en contacto tectónico con el batolito de Sierra Norte-Ambargasta, y las lomas que se encuentran al oeste. El perfil ha sido agrupado en tres secciones de acuerdo con las características litológicas predominantes y se ha ubicado la muestra datada en este trabajo cuya denominación es C14.

Sección conglomerádica: Conglomerados clastos y matriz sostén con delgadas intercalaciones de ignimbritas riolíticas y tobas. Tonalidades predominantes grises claras. Estratificación grosera en bancos de espesor variable entre 10-40 cm con rumbo N50 a N55°O y fuertes inclinaciones hacia el SO hasta verticales.

Los conglomerados tienen clastos de hasta 10 cm de diámetro de pelitas, riolitas, granitos y posibles milonitas. Muchos de los clastos tienen su eje mayor dispuestos paralelo a la estratificación. La matriz es de composición arenosa-arcósica. A unos 15 m por encima del arroyo La Lidia los clastos alcanzan hasta 30 cm de diámetro y los de mayor tamaño son de riolitas y posibles milonitas. A unos 30 m por encima de la base aparecen delgados niveles de brechas de 10 cm de espesor con clastos angulosos y matriz gruesa (> 1 mm) intercalados en bancos de areniscas arcósicas de hasta 40 cm de espesor.

Los niveles ignimbríticos y tobáceos aparecen a 40 m sobre la base del perfil intercalados en areniscas arcósicas transicionales a conglomerados.

Sección ignimbrítica: Esta sección, cuyo espesor se estima en 250-300 m, está compuesta por tobas, ignimbritas riolíticas y riolitas con marcada fluidalidad, posiblemente ignimbritas fuertemente soldadas, con delgadas intercalaciones de tobas y areniscas arcósicas. Las tonalidades predominantes son grisáceas algo amarillentas. Los planos formados por el flujo laminar del fundido riolítico tienen orientación N15° a N5°O subverticales, coincidente con la estratificación de los bancos de areniscas y conglomerados. Los contactos entre los bancos son difíciles de observar debido a la cobertura vegetal. La muestra datada en este trabajo, C14, proviene de esta sección.

Sección ignimbrítica con diques riolíticos: Se caracteriza por el predominio de riolitas que se presentan en mantos de ignimbritas y diques. El dique de mayor espesor tiene 12 m (C18), y al igual que las demás unidades está plegado. Está constituido por un pórfido riolítico gris claro con abundantes fenocristales de cuarzo y feldespato potásico. La textura es masiva y no se ha reconocido planos de flujo. En otros diques se advierte la textura fluidal y su rumbo es de N5°O 75NE. Entre C30 y C29 se pueden reconocer al menos 8 diques con espesores individuales de 1-2 metros. En C26 se ubica un conjunto de diques cuyo espesor sumado es de 20 m. Tiene textura porfírica gruesa y la pasta masiva, sin evidencias de textura fluidal.

A 4 km al sur del perfil descripto y a 2 km al norte de la estancia Talayaco continúan las riolitas, pero aumenta considerablemente la relación sedimentitas/riolitas. Entre las sedimentitas predominan limolitas, transformadas en filitas, y que pasan a delgados bancos de conglomerados matriz sostén, con clastos de granito de hasta 10 cm de diámetro, en parte foliados. Localmente contienen delgados bancos de areniscas. Intercalada en esta secuencia se encuentran mantos de riolitas. Este afloramiento está bastante cubierto por derrubio, por lo cual no se ha podido realizar un perfil detallado. El rumbo e inclinación de los bancos es variable debido al plegamiento de estas rocas.

Características de las ignimbritas

A pesar de que las volcanitas y sedimentitas poseen deformación penetrativa cizallante y bajo grado de metamorfismo, las texturas primarias se reconocen con facilidad. Las ignimbritas que se describen aquí provienen de la sección ignimbrítica del perfil levantado y entre las que se encuentra la muestra datada C14. Las ignimbritas poseen una textura de tipo porfírica con cristaloclastos euhedrales a subhedrales, en parte fragmentados por los procesos piroclásticos, Están compuestos por cuarzo, feldespato potásico y plagioclasa. El cuarzo muestra los típicos engolfamientos de este mineral en las rocas volcánicas. El feldespato potásico está parcialmente alterado en material arcilloso, mientras que la plagioclasa está totalmente reemplazada por una asociación de sericita, zoicita y prehnita. No se han reconocido minerales ferromagnésicos ni sus seudomorfos de alteración. La pasta fue vitroclástica, observándose la sombra de las trizas, totalmente cristalizadas en un material sub-microscópico. El interior de las trizas contiene cristales de mayor tamaño que el resto, característico de devitrificación por la fase vapor durante el enfriamiento de la ignimbrita. Los vitroclastos están deformados, en particular en el entorno de los cristaloclastos donde adquieren marcada fluxión, desarrollando colas de presión.

El clivaje metamórfico S1 es poco perceptible y corta la textura eutaxítica de la ignimbrita con un ángulo cercano a 40°. El grado metamórfico está dado por la paragenesis: cuarzo+zoicita+sericita+prehnita que indica un grado muy bajo en facies de prehinta-pumpellita.

Geocronología

La datación por el método U-Pb fue efectuada sobre circones de la ignimbrita C14. Partiendo de aproximadamente 10 kg de roca se fragmentó en trituradora de mandíbulas y trituró en recipiente de widia, con tamizado y utilización de material por debajo de malla 140 (<100 micrones). La concentración de minerales pesados se hizo con elutriador y separador electromagnético Frantz, reservando la fracción no magnética a 1,1 amper. La concentración a partir del pre-concentrado preparado en el CIG, ataque químico y espectrometría de masas fue efectuada en el Centro de Pesquisas Geocronológicas (CPGeo, San Pablo) según el procedimiento contenido en Basei et al. (1995). Se utilizó yoduro de metileno, obteniéndose un concentrado con regular cantidad de fragmentos de cristales de circón y menor cantidad de cristales enteros. Estos últimos son prismáticos, bien formados, habiendo prismas cortos y prismas largos. Son incoloros y transparentes, aunque frecuentemente contienen buena cantidad de inclusiones, e impregnaciones que fueron retiradas por lavado con HNO3. Seguidamente se obtuvieron fracciones de diferente respuesta magnética (split) en Frantz a 1,5 amper variando la inclinación lateral entre 10º (atrás) hasta -4º (adelante). Finalmente bajo lupa binocular se separaron cristales de las fracciones menos magnéticas, dos conjuntos de circones no magnéticos a (-4º) y dos conjuntos de magnéticos a (-4º), de aproximadamente 70 microgramos cada una. El ataque químico de las fracciones se hizo con HF y HNO3 en microbombas de digestión ácida, con agregado de trazador mixto 205Pb/235U y calentamiento por 72 horas a 200ºC. Luego de la evaporación de la solución de ataque y disolución en HCl 6N se procedió a calentamiento por otras 24 horas. Nuevamente se evaporó la solución y del residuo tomado en medio HCl 3N se concentró U y Pb en columnas con resinas de intercambio iónico. Evaporadas las soluciones enriquecidas en U y Pb, el residuo en medio H3PO4 fue llevado a un filamento de renio y se determinaron las composiciones isotópicas en espectrómetro de masas Finnigan MAT 262. Los resultados fueron sometidos a cálculo y graficados en diagramas utilizando el programa Isoplot/Ex (Ludwig 2001).

La presencia de rocas volcánicas silícicas es ampliamente conocida en la Sierra Norte de Córdoba. Si bien su relación geológica con respecto a la evolución del batolito de Sierra Norte-Ambargasta aún no ha sido establecida definitivamente, hay acuerdo en que podría estar relacionada a la etapa final de la evolución del mismo. Las edades obtenidas para estas volcanitas señalan un episodio volcánico cámbrico temprano a medio, coetáneo con el batolito de Sierra Norte-Ambargasta (Castellote 1985b; Rapela et al. 1991; Leal 2002), corroborando su estrecha relación con el mismo. Con anterioridad al batolito de Sierra Norte-Ambargasta no se habían descripto volcanitas, con excepción de los clastos de riolitas hallados en el metaconglomerado de la Formación La Lidia (Ramos et al. 1996; Massabie et al. 1997) y los bancos de "...tobas cineríticas verdes y grises..." intercaladas entre las lutitas verdes y violetas descriptas por Lucero (1969) en el arroyo Totorilla.

La intercalación de mantos de ignimbritas riolíticas en los conglomerados de la Formación La Lidia señalan en forma indiscutible una actividad volcánica silícica contemporánea con la sedimentación y anterior al batolito de Sierra Norte-Ambargasta. La edad de estas ignimbritas (584+22/-14 Ma) indica que tanto la sedimentación como el volcanismo tuvieron lugar durante el Neoproterozoico. Esta edad es cercana a la edad máxima de depositación inferida por Sims et al. 1998) a partir del análisis de circones detríticos de gneises de la sierra de Córdoba, por lo cual se puede inferir que el área y magnitud de la sedimentación fue mucho mayor que la que se reconoce a partir de los afloramientos de metasedimentitas. Además, resulta claro que las rocas sedimentarias fueron afectadas por distintos grados de metamorfismo y ensamblados tectónicamente durante la orogenia Pampeana. La edad K/Ar de 527±21 Ma de una riolita hipabisal al oeste de la estancia La Lidia (Massabie et al. 2002) sugiere la existencia de una actividad magmática más joven, posiblemente contemporánea con el batolito de Sierra Norte-Ambargasta. Sin embargo, no se puede descartar que sea una edad rejuvenecida por la intrusión de dicho batolito y si esta hipótesis se confirmase las riolitas hipabisales podrían corresponder a las facies intrusivas de las ignimbritas descriptas.

No se han hallado en las ignimbritas riolíticas de La Lidia texturas que indiquen la interacción del proceso eruptivo con depósitos de agua, tales como texturas hialoclásticas, por lo cual se infiere una depositación subaérea en consecuencia con un origen fluvial para los conglomerados. Esta característica las distingue de las volcanitas silícicas hialoclásticas de la Formación Puncoviscana descriptas por Omarini et al. (1993) y a las que dichos autores le atribuyen un carácter submarino.

Respecto al ambiente tectónico que prevalecía en esa época consideramos que las siguientes características apuntan a un ambiente orogénico: 1) presencia de clastos de riolita en el conglomerado, evidenciando una fuerte actividad volcánica cuya edad podría ser coetánea con la sedimentación o no mucho más antigua que ella ya que los edificios volcánicos todavía se estaban erosionando; 2) probables desarrollos de estratovolcanes relacionados con la efusión de las ignimbritas intercaladas en las metasedimentitas, que sugieren la existencia de una cadena volcánica que podría formar parte de un arco volcánico más extenso. Al igual que en numerosos estratovolcanes de otras localidades es posible que por debajo de ellos se encuentren plutones graníticos de similar edad, los cuales no estarían expuestos debido a la escasa magnitud de la erosión en la Sierra Norte de Córdoba; 3) Las características de arco magmático calcoalcalino del batolito de la Sierra Norte-Ambargasta (Bonalumi 1988; Lira et al. 1997) y de los pórfidos riolíticos de La Lidia (Massabie et al. 2002) sugieren para el Cámbrico temprano la existencia de un margen continental asociado a subducción; 4) todas las rocas mencionadas fueron afectadas por un episodio de deformación y metamorfismo durante el Cámbrico temprano a medio.

Los cuatro argumentos mencionados sugieren un largo periodo de actividad magmática (Neoproterozoico a Cámbrico) con composiciones mesosilícicas a silícicas. Esta hipótesis es apoyada por la edad de 567 Ma de la aureola de contacto de un plutón granítico (Koukharsky et al. 1999), que es intermedia entre las edades dadas para el batolito de Sierra Norte-Ambargasta y las ignimbritas de la Formación La Lidia. Si a esto se le suma el metamorfismo y la deformación cámbrica se infiere para toda esta época un largo periodo de inestabilidad cortical propio de un borde continental activo, como ha sido propuesto por Ramos (1988, 1999). De acuerdo con estos argumentos, el arco magmático Pampeano se extendería desde el Neoproterozoico hasta el Cámbrico, abarcando un lapso de un poco más de 60 Ma, similar en extensión temporal al arco andino, que comenzó en el Jurásico y continúa aún en el presente. Sin embargo, no se puede descartar que las volcanitas silícicas de la Formación La Lidia estén relacionadas con un proceso de rifting relacionado a una etapa post-orogénica, como ocurre en varios plateau riolíticos. Un ejemplo de ello, pero más moderno, es la evolución del Grupo Choiyoi, cuyo plateau riolítico-ignimbrítico está relacionado a la etapa de rifting que sucedió a la fase orogénica San Rafael (Llambías y Sato 1995). La ausencia en la Sierra Norte de Córdoba de afloramientos anteriores a las volcanitas y sedimentitas de la Formación La Lidia no permite conocer la historia geológica previa, siendo difícil elaborar una hipótesis sobre la evolución tectónica anterior a la sedimentación y el volcanismo. Tampoco hay información química de las ignimbritas riolíticas para inferir el ambiente tectónico a partir de sus características químicas.

Pequeños afloramientos de metasedimentitas, pizarras y filitas son frecuentes en otras localidades de las Sierras Pampeanas Orientales, como por ejemplo la Formación San Luis en la Sierra de San Luis, la filita Los Túneles en las Sierras de Córdoba y otros afloramientos que se encuentran en la provincia de Catamarca (Durand 1990; Ramos et al. 1996; Zimmermann y van Staden 2002; van Staden y Zimmermann 2002). Los afloramientos de las Sierras de San Luis han sido correlacionadas con la Formación Puncoviscana (Prozzi y Ramos 1988; Söllner et al. 2000a) debido al bajo grado metamórfico y a edades de sedimentación equivalentes. La edad de la Formación Puncoviscana ha sido establecida en Neoproterozoico a Cámbrico inferior sobre la base de icnofósiles (Aceñolaza y Durand 1986; Aceñolaza et al. 1988, Durand y Aceñolaza 1990) y el análisis de circones detríticos indica una edad máxima de sedimentación de 530-560 Ma (Lork et al. 1990). Dataciones K/Ar realizadas sobre la fracción fina de pizarras y filitas indican una edad del metamorfismo entre 565 y 535 Ma y de 618±25 Ma (Adams et al. 1990 y Do Campo et al. 1994; 1999). La actividad volcánica máfica alcalina, y en menor proporción silícica, que acompaña la sedimentación de la Formación Puncoviscana del noroeste de Argentina (Omarini et al. 1999) difiere en composición de la que se encuentra en las metasedimentitas de las Sierras Pampeanas Orientales, donde el volcanismo es definidamente silícico. En cuanto al ambiente tectónico en el cual se depositó la Formación Puncoviscana hay acuerdo que corresponde al margen continental de Gondwana, que según Jezek (1990) sería de tipo pasivo, mientras que para Kraemer et al. (1995) y Keppie y Bahlburg (1999) sería activo y correspondería a una cuenca de antepaís. En la Sierra Norte de Córdoba la actividad volcánica silícica asociada a la Formación La Lidia en conjunción con el batolito calcoalcalino de Sierra Norte-Ambargasta que le sucede favorecería la hipótesis de un margen continental activo con el desarrollo de un prolongado arco magmático Neoproterozoico hasta el Cámbrico medio.

De acuerdo con la edad que hemos obtenido, las riolitas y sedimentitas de la Formación La Lidia son más antiguas que las metavolcanitas riolíticas de la Formación San Luis, en la Sierra de San Luis. Söllner et al. (2000a) las dataron en 529±12 Ma y concluyeron que eran sin-sedimentarias, por lo cual la sedimentación también comparte una edad cámbrica temprana. Sin embargo, von Gosen y Prozzi (1998) argumentaron que estas volcanitas corresponden a diques dacítico - riolíticos provenientes del plutón granítico de La Escalerilla, por lo cual las metasedimentitas podrían ser más antiguas, sin descartar edades equivalentes a las de la Formación La Lidia. En forma preliminar se podría inferir que las cuencas sedimentarias y los episodios volcánicos de las Sierras Pampeanas se produjeron en varias etapas durante el Neoproterozoico y el Cámbrico temprano, en un lapso equivalente al de la Formación Puncoviscana. Estudios más detallados permitirán un mayor ajuste en las posibles correlaciones.

En el cerro del Corral, Sierra de la Ventana, Varela et al. (1990) y Rapela et al. (2001) han reconocido una actividad ígnea neoproterozoica definida por el Granito Cerro del Corral y las andesitas intercaladas en el perfil del cerro del Corral. En esta misma área (González et al. en prensa) han descripto ignimbritas riolíticas, pero cuya edad no ha sido aun precisada, pero seguramente forman parte de la secuencia que las contiene. También se encuentran ignimbritas neoproterozoicas en la Formación Sierra de Ríos, Uruguay, con una edad (isócrona roca total Rb/Sr) de 575±14 Ma (Bossi et al. 1993). Una correlación preliminar de la actividad ígnea neoproterozoica de la ignimbritas de la Sierra Norte de Córdoba con la del basamento de Sierra de la Ventana podría ser posible, aunque sería necesario contar con mayor información para corroborarla. En Sierra de la Ventana las rocas graníticas y andesíticas son sucedidas por un segundo pulso magmático representado por granitoides (San Mario y Cerro Colorado) y riolitas (La Ermita, La Mascota) con edad cámbrica inferior (Rapela et al. 2001; Rapela y Pankhurst 2002). En forma similar las ignimbritas de la Formación La Lidia son sucedidas por un segundo pulso magmático cámbrico inferior, representado por el batolito de Sierra Norte-Ambargasta y los Pórfidos de Oncán (Rapela et al. 1991; Stuart Smith et al. 1999). Sin embargo, no todo es comparable, ya que en Sierra de la Ventana no se ha descripto hasta el presente el episodio metamórfico cámbrico inferior señalado para las Sierras de Córdoba (Sims et al. 1998, Rapela et al. 1998). También es diferente el carácter químico, puesto que en la Sierra Norte de Córdoba los granitoides cámbricos son calcoalcalinos mientras que en sierra de la Ventana son peralcalinos, emplazados en un ambiente extensional (Rapela et al. 2003).

Con respecto al Uruguay, la correlación es poco probable ya que la Formación Sierra de Ríos se asienta en discordancia sobre granitoides brasilianos fuertemente erosionados y representa un período post-orogénico al final de este ciclo (Bossi et al. 1993). Por el contrario las ignimbritas de la Sierra Norte de Córdoba integrarían un arco volcánico dentro del ciclo orogénico pampeano y formarían parte del margen continental activo de Gondwana, como ha sido postulado por diversos autores (Ramos 1988; Rapela et al. 2001; Aceñolaza et al. 2002).

Conclusiones

Las metasedimentitas de la Formación La Lidia contienen intercalaciones de ignimbritas riolíticas con moderado soldamiento. Su edad U-Pb en circones es 584+22/-14 Ma. Ignimbritas con estas características pudieron haber provenido de estratovolcanes, propios de un margen continental asociado a subducción, aunque no se puede descartar la alternativa que se encuentren asociados a una tectónica extensional post-orogénica.

Se reconocen en la Sierra Norte de Córdoba dos episodios de actividad volcánica silícica: 1) el más antiguo es pre-batolítico y está asociado a las metasedimentitas que alojan al batolito de Sierra Norte-Ambargasta; 2) el más joven, representado por pórfidos riolíticos, domos (Dacita Los Burros) y diques (Pórfidos de Oncán) es contemporáneo con el batolito. No se descarta una actividad magmática casi continua entre el Neoproterozoico y el Cámbrico Inferior a Medio.

Es factible establecer correlaciones con otras unidades metamórficas de bajo grado cuyas edades están comprendidas entre el Neoproterozoico y el Cámbrico temprano de Sierras Pampeanas, incluyendo la Formación Puncoviscana en el Noroeste de Argentina. No se puede descartar una correlación con los protolitos sedimentarios de algunos gneises de las sierras de Córdoba. Sin embargo, es necesario conocer con mayor precisión las edades de cada una de las cuencas sedimentarias para obtener un cuadro estratigráfico más ajustado.

Existe una cierta correlación temporal entre la evolución ígnea de la Sierra Norte de Córdoba con el basamento de Ventana: en ambas provincias geológicas la actividad magmática neoproterozoica es sucedida por un segundo pulso ígneo volcánico - plutónico cámbrico temprano.

Esta unidad está integrada principalmente por un batolito granítico que se extiende ocupando un área de 8000 km2 y cuerpos menores que resultan del mismo evento magmático. En conjunto estas rocas representan cerca del 90% de la superficie que ocupan las sierras de Ambargasta, Sumampa y Norte de Córdoba. Según Bonalumi (1988) las diferentes litologías representan distintos términos de diferenciación de un magma calcoalcalino, cuyos términos más evolucionados están en el sector norte. Lira et al. (1997) en su estudio regional sobre la petrología y la geoquímica del mismo sector demuestran que las características calcoalcalinas de estos granitoides permiten asignarlos a un margen activo asociado a un arco magmático proterozoico tardío a Cámbrico temprano. A partir de las cantidades normativas de cuarzo, albita y ortosa, Bonalumi (1988) estimó profundidades de emplazamiento inferiores a 8 kilómetros. Lucero (1969) agrupó a este conjunto de rocas en su "basamento cristalino macizo"; posteriormente Miró (2001) en su propuesta estratigráfíca lo definió como Complejo Ojo de Agua-Ambargasta compuesto por dos unidades: la Formación Ojo de Agua y la Formación Ambargasta. La primera se extiende en el sector oriental, centro y sur de estas sierras; cuya composición varía de monzogranito a granodiorita y presenta una típica coloración grisácea. En el área de estudio esta roca incluye numerosos enclaves de composición diorítica cuyos tamaños pueden superar el metro de diámetro (Lira et al. 1997; Leal 2002). La Formación Ambargasta, por su parte, debe su nombre a Castellote (1985a) quien agrupó en ella a granitoides que afloran en el extremo noroccidental de las sierras. Estas rocas representan términos más diferenciados puesto que lo integran de granitos rosados con abundante ortosa y frecuentes intercrecimientos gráficos.

Edades recientes en las rocas granodiorítico-monzonítico de la sierra de Ambargasta indican edades de 627 ± 27 Ma para estas rocas (Rb-Sr, Millone et al. 2003a). De acuerdo a estos autores el último episodio intrusivo estaría relacionado al emplazamiento de monzonitas con una edad de 523 ± 4 Ma, datadas por el mismo método, y que representarían el último evento del ciclo pampeano en la región.

Las primeras edades U/Pb en circones en estos granitoides fueron obtenidas por Rapela et al. (1998) en muestras de granodioritas de la sierra Norte de Córdoba que arrojaron valores de 534 ± 4 y 532 ± 3. Más recientemente Miró (2001) obtuvo una nueva datación SRHIMP sobre un monzogranito extraído del arroyo Cantamampa, cuya edad resultó de 514 ± 4 Ma. Edades U/Pb proterozoicas (707 ± 14, 645 ± 9 Ma) sólo fueron encontradas en las sierras de Córdoba, varios kilómetros al sur.

Formación La Clemira: Hornfels parcialmente cordíeríticos. Las edades K/Ar realizadas en muestras de hornfels varían entre 500 ± 14 y 567 ± 16 Ma (Koukharsky et al. 1999; Castelote 1982).