La Aguada es una pequeña serranía de 22 km², la cual se encuentra ubicada en la provincia de San Luis, a 10 km al norte de la localidad de La Punilla, en una posición intermedia entre la Sierra de La Estanzuela y la Sierra de Comechingones (Figs. 1 y 2).

La cartografía realizada se desarrolló mediante la utilización de fotografías aéreas a escala 1:20000 y el análisis multiespectral de imágenes satelitales Landsat y Aster a escala 1:100000 estándar y procesadas con (ENVI, Módulo ASTER DTM), realizando secciones de detalle y modelos topográficos 3D. El mapa geológico a escala 1:50000 fue elaborado en 8 campañas mediante el levantamiento de 6 transectas geológicas, en las cuales se tomaron 42 muestras, además se tomaron datos estructurales mesoscópicos de foliaciones, lineaciones y pliegues. Las rocas fueron estudiadas mediante microscopio óptico en cortes delgados y con lupa binocular en placas pulidas, estando resumidas sus características petrográficas en el Apéndice 1(B) de la versión electrónica. Para la clasificación de las rocas plutónicas se siguieron los criterios de Le Maitre (1989), por esta razón se determinaron las proporciones modales de los minerales, mediante conteo de 1000 puntos en el microscopio petrográfico. El estudio de las rocas metamórficas se basó en los criterios de Spear (1993). En la nomenclatura de los minerales se utilizó las abreviaturas de Kretz (1983). Para la caracterización química de las rocas plutónicas se efectuó en primera instancia una selección de los ejemplares representativos de cada unidad litoestratigráfica (ver Tabla 1), recolectando por cada muestra 5 kg de roca fresca. Posteriormente este material fue triturado mediante trituradora de mandíbulas, para luego ser cuarteado y llevado a polvo utilizando molino de anillos de carburo-tungsteno. El análisis de elementos mayoritarios fue efectuado mediante fluorescencia de rayos X en la Universidad de Oviedo, y la cuantificación de elementos trazas mediante la inducción por plasma de Ar acoplado con espectrometría de masas (ICP-MS) en la Universidad de Huelva. Para el análisis de los datos geoquímicos se siguieron las propuestas de Rollison (1993); Debon & Le Fort (1983); Villaseca et al. (1998) y Frost et al. (2001). Para la comparación de las rocas plutónicas del área con las de la suite ordovícica del arco Famatiniano definidas en la Sierra Grande de San Luis (Figs. 1 y 2) por Morosini (2011) y Morosini et al. (2017), se las proyectó conjuntamente en los diagramas que se muestran y analizan en la sección de resultados.

El marco geológico regional de la zona de interés lo conforman las unidades estratigráficas del sur de la Sierra de Comechingones y el extremo oriental de las Sierras de San Luis, abarcando los Complejos Conlara (Sims et al., 1997) y Achiras (Otamendi et al., 1996; 1998; 2014; ver Fig. 1). El Complejo Conlara es definido por una asociación de esquistos, paragneises y ortogneises, y subordinadamente mármoles, anfibolitas y aplo-pegmatitas graníticas (Ortiz Suárez, 1988; Ortiz Suárez et al., 2009; Sims et al., 1997; von Gosen & Prozzi, 1998). Este complejo comprende metasedimentos del Neoproterozoico-Cámbrico intruidos por granitoides Cámbricos y Ordovícicos (500-470 Ma U/Pb en circones; ver López de Luchi et al., 2002; 2003; Sato et al., 2003; Steenken et al., 2006; 2010; Whitmeyer & Simpson, 2004; Fig. 1). Dicho conjunto fue polimetamorfizado y deformado durante el Paleozoico inferior a medio, y constituye casi la totalidad del basamento aflorante en la depresión tectónica del río Conlara (serranías de San Felipe, Tilisarao, La Estanzuela, El Morro-Yulto y Portezuelo). Asimismo, forma la mitad oriental de la Sierra Grande de San Luis (Sims et al., 1997). El Complejo Conlara se extiende al oeste hasta la faja de cizalla Río Guzmán, quien actúa como límite occidental (ver Prozzi & Ramos, 1988; Sims et al., 1997) separándolo de la Fm. San Luis. Por su parte el Complejo Achiras, expuesto en el extremo sur de Sierra de Comechingones, comprende rocas metamórficas de protolitos silicoclásticos y carbonáticos, las que han sido agrupadas en la Unidad India Muerta (Nullo et al., 1995; Otamendi et al., 1996; 1998 2000; 2004; 2014; Fig. 1d). También conforma dicho complejo granitoides anatécticos sin-orogénicos agrupados como Unidad Los Nogales (Fagiano et al., 1993; Fagiano, 2007). El Complejo Achiras, exhibe un límite occidental no visible ya que el mismo es cubierto por sedimentos pedemontanos Cuaternarios, mientras que su límite oriental lo definen las fajas de cizalla Las Lajas y Guacha Corral, quienes lo ponen en contacto tectónico con el Complejo Metamórfico Monte Guazú (Chernicoff & Ramos, 2003; Otamendi et al., 2014; Fagiano, 2007; Cristofolini et al., 2015; 2016; ver Fig. 1d).

La Sierra de La Aguada está conformada por un basamento ígneo-metamórfico dominado por un conjunto litológico que exhibe tanto relaciones de campo, como rasgos texturales, mineralógicos y químicos comunes, lo cual permite agruparlo como el denominado Complejo El Carrizal-La Aguada (Azcurra, 2001; Otamendi et al., 1996). Dicho complejo queda conformado por tres unidades litoestratigráficas: 1) unidad metasedimentaria; 2) unidad ígnea plutónica intermedia y máfica y 3) unidad ígnea plutónica félsica (Fig. 2).

La unidad metasedimentaria está conformada por metamorfitas de grado bajo a medio, algunas con evidencias de estratificación sedimentaria. Dentro de dicha unidad se definen esquistos cuarzo-biotíticos y variedades moscovíticas y granatíferas, bancos de anfibolitas hornblendíferas-cuarzo-diopsídicas, anfibolitas hornblendíferas ricas en titanita y escasos lentes de mármoles. La unidad ígnea plutónica intermedia y máfica está constituida por granodioritas hornblendíferas biotíticas y granodioriotas-tonalitas biotíticas, que incluyen ambas a enclaves microgranulares máficos (tonalíticos-gábricos) y xenolitos de esquistos. De manera subordinada se encuentran en esta unidad, pequeños lentes de gabros biotíticos hornblendíferos y hornblendíferos piroxénicos. Por su parte, la unidad ígnea plutónica félsica está dominada por cuerpos globosos irregulares y tabulares de monzogranitos biotíticos, diques aplopegmatíticos y pegmatitas de monzogranitos moscovíticos. En términos generales la Sierra de La Aguada está conformada por una secuencia metamórfica de medio a bajo grado intruida por al menos dos series de granitoides, que muestran diferentes relaciones espaciales, genéticas y tal vez temporales.

Las rocas metamórficas más abundantes y que dominan esta unidad son esquistos cuarzo-biotíticos y de manera subordinada se intercalan algunas variedades de esquistos moscovíticos y/o granatíferos. Los esquistos se presentan en el segmento centro-oriental de la sierra, esencialmente en los alrededores de la presa Boca del Río (Fig. 2). Fuera de esta zona solo se encuentran como cuerpos pequeños (50 m potencia) elongados y ubicados en la parte central de la serranía, o conformando un cuerpo discreto mayor de 500 m de longitud situado en el extremo suroeste de la comarca. La paragénesis definida para los esquistos muestra la coexistencia de Bt-Ms-Qtz-Pl±(Kfs-Grt). Asimismo, esta unidad se conforma también por bancos menores a 1 m de potencia de anfibolitas hornblendíferas cuarzo-diopsídicas y/o anfibolitas hornblendíferas ricas en titanita, las cuales localmente se intercalan con lentes de mármoles en parte skarnificados. Estas litologías solo se observan en el extremo noroeste de la sierra y aisladamente en su zona central. La paragénesis definidas en las anfibolitas y mármoles muestra la coexistencia de Hbl-Pl-Qtz±(Tr/Act-Di) y Cal/Dol-Tr/Act±(Di) respectivamente. El detalle de las descripciones petrológica y caracterización petrográfica de todas las litologías que conforman ésta unidad se puede consultar en el Apendice 1(A), disponible en la versión online de éste artículo.

Esta unidad constituye el conjunto litológico dominante en la Sierra de La Aguada, conformando más del 80 % de sus afloramientos (Figs. 2 y 3). Desarrollan extensas corridas de cuerpos bochiformes elongados, que dominan espacialmente el sector central y sur de la serranía. Está compuesta por granodioritas hornblendífero-biotíticas, gabros biotítico-hornblendíferos y hornblendífero-piroxénicos y granodioritas-tonalitas biotíticas. Además, incluidos en las rocas antes mencionadas, se presentan enclaves microgranulares máficos (gábricos) y xenolitos de esquistos.

Esta unidad se presenta en moderada proporción, comprendiendo afloramientos aislados. Está dominada por cuerpos globosos subredondeados y/o tabulares, que afloran con mayor volumen en el sector norte y centro-este de la serranía, aunque su presencia es ubicua, intruyendo a todas las unidades litológicas (Fig. 2). Esta unidad se constituye de cuerpos de monzogranitos biotíticos y diques aplopegmatíticos de monzogranitos moscovíticos.

Las rocas ígneas de la Sierra de La Aguada fueron clasificadas considerando sus características geoquímicas, pero teniendo siempre en cuenta sus características petrológicas y sus relaciones de yacencia. En primer lugar para la clasificación geoquímica sin distinción de serie, se utilizó la propuesta de De La Roche (1992). Los granitoides intermedios (granodioritas hornblendíferas biotíticas y granodioritas-tonalitas biotíticas: muestras CW15; 17; 29; 32; ver Tabla 1) son clasificados como granodiorita s.s. En tanto, el enclave máfico (hornblendíferos biotíticos: muestra CW30; ver Tabla 1) es clasificado como monzogabro cuarzoso (Fig. 6a), mientras que las rocas básicas (gabro biotíticos hornblendífero: muestra CW24; ver Tabla 1) se catalogan en coherencia con la descripción y clasificación modal como gabros cuarzosos. Por otra parte, los granitoides félsicos (monzogranitos biotíticos y aplítico moscovítico: muestras CW25; 26; ver Tabla 1), independientemente de su yacencia, corresponden a monzogranitos s.s. Otras observaciones relevantes respecto de estos litotipos se perciben mediante la clasificación química de rocas graníticas propuesta por Frost et al. (2001; Figs. 6b, 6c y 6d). Se evidencia que todos los granitoides analizados son magnesianos (Fig. 6b), y un aspecto importante es el hecho de que las rocas se proyectan en diferentes campos del discriminante que usa la relación Na₂O+K₂O–CaO vs SiO₂ (Fig. 6d). Por último, notoriamente se puede diferenciar dentro de las unidades ígneas analizadas dos grupos, uno correspondiente a rocas de característica geoquímicas intermedias-máficas calcoalcalinas y otro de rocas félsicas peraluminosas (Fig. 6).

Unidad ígnea plutónica intermedia-máfica: el análisis de elemento mayoritarios indica que las rocas granodioríticas (muestras CW15; 17; 29; 32; ver Tabla 1) se caracterizan por presentar un carácter intermedio débilmente metaaluminoso a moderadamente peraluminoso, con contenidos de SiO₂ entre 59 % y 63 % y un 16 % de Al₂O₃ (Figs. 6c, 6h y 7). En tanto que el enclave máfico (muestra CW30; ver Tabla 1) clasificado como monzogabro cuarzoso, se diferencia de las granodioritas al poseer menor contenido de SiO₂ y K₂O, y mayor contenido en Fe₂O₃^*, TiO₂, Al₂O₃, MgO, CaO, Na₂O y P₂O₅. Por último, el gabro (muestra CW24; ver Tabla 1) se caracteriza por un contenido en SiO₂ cercano al 50 % y de alúmina próximo al 18 %; con altas proporciones de hierro, magnesio y calcio, y bajos porcentuales de titanio, sodio, potasio y fósforo respecto de las granodioritas. En los diagramas Harker las rocas granodioríticas (Fig. 7), muestran una buena correlación para las variaciones de TiO₂, Fe₂O₃^*, CaO y MgO en función del SiO₂, dada por la disminución en el contenido de estos óxidos con el incremento de la sílice (Fig. 7). Asimismo, si observamos comparativamente las variaciones de los óxidos mayoritarios entre el enclave de monzogabro y las granodioritas, estos muestran valores geoquímicos que indican un tren evolutivo que podría sugerir una relación cogenética. Asimismo, se destaca que las rocas granodioríticas pertenecen a la serie sub-alcalina (Fig. 6e) en el diagrama de sílice vs álcalis totales (SiO₂ vs Na₂O + K₂O) y por la relación SiO₂ vs FeO_T/ MgO poseen características calcoalcalinas (Figs. 6e y 6f). En tanto que la muestra de enclave de monzogabro no permite establecer con certeza su carácter calcoalcalino o débilmente alcalino (Figs. 6e y 6f). No obstante, la relación de SiO₂ vs K₂O indica que el enclave máfico, al igual que las granodioritas poseen características de series calcoalcalinas con alto K₂O (Figs. 6g y 6h). Por su parte, el gabro muestran una afinidad no del todo precisa con series de rocas sub-alcalinas y calcoalcalinas (Figs. 6e y 6f), diferenciándose de las granodioritas al mostrar afinidad calcoalcalina de medio K₂O (Figs. 6g y 6h). Además, dicho gabro poseen menores contenidos de álcalis totales y de TiO₂ y una relación Fe₂O₃ / MgO < 1,09. El diagrama A-B de Debon & Le Fort (1983) modificado por Villaseca et al. (1998) muestra, aunque no con absoluta claridad, que las granodioritas de la zona (Fig. 6h) presentan carácter metaluminoso a moderadamente peraluminoso, con índice A entre - 40 y + 10, indicando un tren evolutivo parcialmente comparable con las series de rocas calcoalcalinas (Figs. 5f y 5h). Esto último expone probablemente, que estas rocas en su evolución han podido sufrir procesos de contaminación, que han ocasionado variaciones en su química global denotada en una baja correlación final en el mencionado diagrama. Esta propuesta es afianzada también por el hecho de contar con la presencia de numerosos xenolitos de metasedimentitas dentro de los cuerpos de granodioritas, los cuales están en ocasiones parcialmente asimilados, lo que indicaría una posible incorporación de roca de caja al magma y con ello una variación parcial en su química original.

Unidad ígnea plutónica félsica: los monzogranitos de la Sierra de La Aguada (muestras CW25; 26; ver Tabla 1), son félsicos y tienen altos contenidos en SiO₂ el cual varía entre 71,5 % y 73,5 % (Figs. 6 y 7), siendo la abundancia de SiO₂ aun mayor en los núcleos de los monzogranitos moscovíticos que yacen como diques aplopegmatíticos (Fig. 6e). En general, todos los granitos félsicos, presentan un carácter fuertemente peraluminoso (Figs. 6c y 6h), con contenidos en alúmina cercanos al 15 % y bajos porcentajes de TiO₂, FeO_T, MgO, CaO y Na₂O (Fig. 7). Asimismo, muestran un alto contenido en K₂O siempre alrededor del 5 % (Fig. 6g). Considerando solo los granitos que aparecen como diques aplopegmatíticos (monzogranito aplopegmatítico moscovítico), éstos presentan mayores contenidos de SiO₂, Al₂O₃, Na₂O y K₂O, mientras que se encuentran claramente empobrecidos en TiO₂, FeO_T, MgO y CaO (Figs. 6 y 7). Todos los granitos félsicos se proyectan dentro del campo de los leucogranitos peraluminosos, definido por valores de B < 38,8 y de A entre 15 y 40 en el diagrama A-B de Debon & Le Fort (1983; ver Fig. 6h). Según la propuesta de Villaseca et al. (1998) se trata de granitos fuertemente peraluminosos a peraluminosos félsicos (Fig. 6h). En particular la muestra correspondiente a los aplopegmatoides, presenta un carácter más peraluminoso y con menores valores de índice B, lo que indica que son rocas más félsicas que los cuerpos ovoides. De acuerdo a las características geoquímicas presentadas en los diagramas Harker (Fig. 7) y en particular en el diagrama de Debon & Le Fort (1983; Fig. 6h) para los granitoides peraluminosos, se muestra que sin distinción de yacencia estas rocas responden a la serie de rocas aluminosas.

Unidad ígnea plutónica intermedia-máfica: las rocas granodioríticas presentan altos contenidos de Cs, Rb, anomalías positivas en Ba, K, Sm y Pb y bajas concentraciones de elementos de alto potencial iónico (HFSE) tales como Th, Nb, Sr, Zr, Ti e Y, cuando se los proyecta en un diagrama de multielementos normalizado a manto primitivo (Fig. 8). Los altos contenidos en elementos litófilos (LILEs) observados en estas litologías, se pueden explicar por la presencia de fases minerales compatibles con estos elementos, tal es el caso de la biotita para Cs, Rb y Ba y el feldespato potásico para Ba. El enclave máfico (monzogabro), presentan un patrón de multielementos similar al de las granodioritas (Fig. 8), con concentraciones absolutas similares de elementos traza. Una diferencia remarcable, es que el enclave de monzogabro muestra una anomalía negativa más importante en Th y menores concentraciones de Cs y Rb. Asimismo, el gabro de la Sierra de La Aguada muestra siempre respecto de las granodioritas, un empobrecimiento marcado en elementos traza, en general, y en elementos incompatibles, en particular (Fig. 8). También exhibe concentraciones equivalentes de Zr e Y, similares anomalías positivas en Ba y Sm, anomalías negativas en Th, Nb, Ti y Rb y alto contenido de Sr (a excepción de una muestra), siendo esto coherente con la ausencia de feldespato potásico y la abundante plagioclasa. Por su parte, si se analiza el patrón de tierras raras (REE; ver Fig. 8) las granodioritas muestran una anomalía levemente negativa en Eu (entre 0,93 y 0,78), y poseen un patrón con pendiente variable de moderada a alta, con valores de relación (La/Yb)_N entre 8 y 66. Dicho patrón indica que las granodioritas exponen mayores contenidos en tierras raras ligeras (LREE) respecto de las tierras raras pesadas (HREE). No obstante, si bien todas presentan menores contenidos de HREE en relación a LREE, hay que remarcar que la concentración de HREE no es igual entre los distintos tipos de granodioritas analizadas, encontrándose algunas más empobrecidas que otras (Fig. 8). El enclave máfico monzogabro muestran un patrón de variación indistinguible del que poseen las rocas granodioríticas (Fig. 8). En general exhibe una anomalía levemente negativa de Eu (Eu/Eu* 0,82 donde Eu* es 24,6) y relaciones (La/Yb)_N de 29,17. Además, se presenta enriquecido en LREE y empobrecido en HREE (Fig. 8). Por último el gabro está empobrecido en LREE y MREE 100 veces respecto de las granodioritas y el enclave máfico, mientras que su concentración de HREE es similar a dichas rocas (Fig. 8). También presenta una relación (La/Yb)_N de 1,49, sugiriendo que el fraccionamiento de LREE respecto de HREE es mínimo, mientras que la anomalía positiva en Eu (Eu/Eu* = 1,8) se debe a la fraccionación y acumulación de plagioclasa.

Unidad ígnea plutónica félsica: los monzogranitos biotíticos se caracterizan por una gran abundancia en LILEs (Rb, Sr, Ba), con altas concentraciones en Zr, a la vez que presentan anomalías negativas en Nb, P, Ti e Y (Fig. 8). La abundancia en los elementos litófilos, puede relacionarse con la presencia de fases minerales como biotita, en donde Cs y Rb son compatibles, como así también microclino y ortoclasa para Ba, mientras que los altos contenidos en Zr se relacionan con la presencia de circón. Por otra parte, las anomalías negativas en Nb, Ti, Sr e Y pueden asociarse con la permanencia como fases estables de ilmenita, plagioclasa y granate en la fuente de los magmas graníticos (Fig. 8). Cabe destacar, que los núcleos aplíticos de los diques de monzogranitos aplopegmatíticos moscovíticos, se diferencian marcadamente de las demás litologías representadas en el diagrama multielemental (Fig. 8). Las aplitas muestran un empobrecimiento marcado en casi todos los elementos traza, excepto en Cs, Rb, Nb y P que se hallan enriquecidos respecto de los monzogranitos biotíticos. Además, estas rocas presentan altos contenidos en elementos incompatibles como Cs, Rb, Nb y Li, elementos que comúnmente forman fases minerales estables en pegmatoides derivados de líquidos magmáticos residuales. El patrón de tierras raras (Fig. 8) de los monzogranitos biotíticos se caracterizan por una moderada pendiente, con una relación La_N/Yb_N = 40,86 y una anomalía negativa en Eu (Eu/Eu* ~ 0,6), explicada por retención de este elemento en la fuente o por cristalización fraccionada de plagioclasa. Además, muestran un menor fraccionamiento dentro del grupo LREE respecto del grupo HREE con una relación La_N/Sm_N = 3,9 y relaciones Gd_N/Yb_N = 5,75. Por su parte los diques aplopegmatíticos de monzogranitos moscovíticos, presentan un patrón de variación disímil respecto de los monzogranitos biotíticos (Fig. 8). Estos tienen concentraciones notoriamente menores de REE y menor fraccionamiento de REE para esta litología, manifestado en la relación La_N/Yb_N = 1,64, con un patrón de REE moderadamente plano y con fuerte anomalía positiva de Eu. Los bajos contenidos en REE de estos diques aplopegmatíticos pueden ser coherentes si se considera a éstas rocas como productos de fundidos anatécticos corticales (tipo-S) diferenciados, siendo análogo con lo deducido en el comportamiento de otros elementos traza.

La Sierra de La Aguada muestra una historia geológica diversa y extensa, en cuanto al desarrollo de eventos de deformación, metamórficos e ígneos, y las características intrínsecas de cada uno de estos. Dicha diversidad geológica ha llevado a definir en ella la presencia de un complejo ígneo-metamórfico denominado El Carrizal-La Aguada, conformado por tres unidades lito-estratigráficas (metasedimentaria, ígnea plutónica intermedia y máfica, e ígnea plutónica félsica), claramente diferenciadas por características de yacencia, petrología y geoquímica.

Las rocas de la unidad metasedimentarias, registran un evento metamórfico dinamo-térmico regional principal, acaecido en condiciones de facies de anfibolita de bajo a medio grado, inferidas por las asociaciones paragenéticas dominadas por Qtz-Pl-Bt-Ms; Cal/Dol-Tr/Act; Hbl-Pl-Qtz±(Tr/Act-Di). De acuerdo a los tipos litológicos reconocidos y sus asociaciones paragenéticas, los protolitos de dichas rocas corresponderían a grauvacas, pelitas, e intercalaciones menores de calizas, los cuales se podría asociar a un ambiente de sedimentación vinculado a un margen continental, aunque esto es aún un tema muy controversial en la geológica regional (ver Sims et al., 1997; von Gosen & Prozzi, 1998; Steenken et al., 2010 y citas en éste). Considerando las características observadas entre el metamorfismo y la deformación, las rocas metasedimentarias de la Sierra de La Aguada, se podrían correlacionar con las rocas que componen gran parte del borde oriental de la Sierra de San Luis, y que han sido agrupadas dentro del Complejo Metamórfico Conlara (ver Ortiz Suárez, 1988; Ortiz Suárez et al., 2009; von Gosen & Prozzi, 1998; Azcurra, 2001; Whitmeyer & Simpson, 2004; Siegesmund et al., 2010; Fig. 1), o bien ser en parte equivalentes a las rocas que conforman el denominado “Complejo Las Aguadas” definido por Ortiz Suárez (1988) y ubicado al noroeste de la localidad de Concarán (ver Fig. 1), cuyo grado metamórfico rara vez alcanza a desarrollar una importante anatexis de los protolitos sedimentarios. De acuerdo a esto, los protolitos de las metamorfitas aquí estudiadas, tendrían una edad comprendida entre el Neoproterozoico al Cámbrico inferior, y el evento deformacional-metamórfico que registran habría sucedido con posterioridad al Cámbrico inferior (ver Whitmeyer & Simpson, 2004; Ortiz Suárez et al., 2009).

Las rocas ígneas agrupadas dentro de la unidad plutónica intermedia y máfica, son dominantemente granodioritas hornblendífero-biotíticas. Estas granodioritas poseen relaciones de campo intrusivas con las granodioritas-tonalitas biotíticas y están espacialmente relacionada con las rocas gábricas. Asimismo, todo el conjunto de rocas ígneas intruye a la unidad metasedimentaria y las relaciones de campo indican que la intrusión plutónica ocurrió de manera previa al evento deformacional milonítico (cizallamiento dúctil-frágil) que afectan a todo el conjunto litológico. Si bien la temporalidad de dicha fase no está acotada con certeza, tomando hipotéticamente a la serranía como parte del Complejo Metamórfico Conlara (Fig. 1), se interpreta que el desarrollo de dichas fajas de cizalla se correlaciona con la fase compresiva final ligada al cierre del orógeno Famatiniano (Ortiz Suárez et al., 2009; Sims et al., 1997; Steenken et al., 2010).

Las rocas granodioríticas y gábricas presentan un carácter geoquímico calcoalcalino y relaciones de elementos mayoritarios y trazas parcialmente similares a rocas ligadas a ambientes de arco magmático (Figs. 6, 7, 8 y 9). Tanto las granodioritas como gabros se pueden agrupar dentro de los granitoides magnesianos, lo cual descarta la posibilidad de un origen anorogénico típico de granitoides tipo-A (Frost et al., 2001). Además, si evaluamos el ambiente tectónico de origen en base a los diagramas de discriminación tectónica de Pearce et al. (1984), tanto las granodioritas como el gabro corresponderían a intrusivos ligado a un arco volcánico, por lo cual se refuerza dicha génesis (Fig. 9c). Del mismo modo si analizamos la discriminación geoquímica propuesta por Batchelor & Bowden (1985), las granodioritas y el enclave máfico derivarían de magmas calcoalcalinos de alto K₂O de ascenso poscolisional, lo cual no es consistente totalmente con las relaciones de campo observada en torno a la deformación que afecta a las rocas, en tanto que el gabro se vincula a un manto fraccionado toleítico (Fig. 9b). Más allá de las discrepancias entre las clasificaciones tectónicas, las cuales en muchos casos no son absolutamente certeras, si tomamos en cuenta que tanto las granodioritas como el gabro muestran características geoquímicas variadas en cuanto a exceso de alúmina e índice de calcio, esto induce a evaluar la fuerte posibilidad en su génesis de la existencia de más de un proceso de diferenciación, y que tal vez puedan ser derivadas de más de un tipo de roca fuente (Kelemen et al., 2003). En relación a esto, una posibilidad es que el gabro pueda derivar de la cristalización fraccionada de magmas primarios típicamente de ambientes de arco. En tanto que las granodioritas, tendrían una génesis más compleja y se podrían ligar en el mismo contexto geodinámico, a procesos de mezcla y contaminación de los magmas. Esto último, se vislumbra en las variaciones de su química global, que indicarían un posible enlace con procesos de contaminación con el encajante metamórfico. Dicha hipótesis ya ha sido indicada para la génesis de rocas similares del arco Famatiniano en varios sectores de las Sierras Pampeanas (ver Otamendi et al., 2012; Bellos et al., 2015; Alasino et al., 2016 y citas en estos) y podría ser una de las propuestas más fiable para el origen de las rocas aquí estudiadas.

Las rocas de la unidad plutónica félsica, varían desde cuerpo decamétricos ovoides globosos de monzogranitos biotíticos hasta diques aplopegmatíticos de monzograníticos moscovíticos. Los monzogranitos biotíticos son fuertemente peraluminosos y posiblemente sean el producto de procesos de anatexis cortical, cuyos fundidos se han emplazados en relación para-autóctona con la secuencia metasedimentaria e ígnea regional (Figs. 6, 7, 8 y 9). Por su parte los diques aplopegmatíticos tienen afinidad geoquímica y rasgos petrográficos que sugieren un origen también relacionado a procesos de anatexis, siendo estos semejantes a los fundidos peraluminosos derivados de la fusión parcial cortical, y cuya génesis es coherente dado su vinculo petrogenético al resto de las rocas ígneas y al ambiente en el cual se han generado (Figs. 6, 7, 8 y 9). Por otra parte, si evaluamos el ambiente tectónico de origen en base al diagrama de Batchelor & Bowden (1985), todos los granitoides mencionados derivarían de fundidos de origen sin-colisional, y se correlacionan con leucogranitos anatécticos de dos micas, afianzando la propuesta sobre su origen. En tanto que evaluando los diagramas de Pearce et al. (1984), las rocas se posicionan en el campo de granitos sin-colisionales de arco volcánico (Figs. 9b y 9c).

Finalmente, es de destacar que la secuencia litológica actualmente expuesta en la Sierra de La Aguada, demuestra en sus asociaciones minerales, texturas, estructuras y relaciones de intrusividad, que nunca fue soterrada a profundidades importantes como para producir un gradiente metamórfico superior a la parte baja de la facies de anfibolita. De igual manera no se observa anatexis in-situ, por lo cual el magmatismo peraluminoso anatéctico presente en la serranía y cuyo origen indica proceso de fusión parcial, tendría un carácter alóctono.

La presencia en todo el ámbito de Sierras Pampeanas, y en este caso en particular en serranías del este de San Luis, de numerosos dominios de rocas plutónicas calcoalcalinas las cuales exhiben afinidad genética y temporal (Figs. 1 y 10), sugiere que en el contexto geodinámico acontecido en el borde oriental de Gondwana entre los 490 Ma y 465 Ma se desarrolló un magmatismo de arco generalizado (Pankhurst et al., 1998, Sato et al., 2003, Morosini et al., 2009, Steenken et al., 2010; Morosini et al., 2017 y citas en éste). Dicho magmatismo a escala regional se lo enmarca dentro del contexto del arco Famatiniano, cuya máxima expresión litológica (rocas plutónicas-volcánicas) se encuentra actualmente expuesta en las serranías de Valle Fértil-La Huerta, Ulapes-Chepes y el cordón del Famatina (Figs. 1 y 10), aunque se expone de manera generalizada a lo largo de todo el país, desde la Puna en la provincia de Jujuy hasta la provincia de la Pampa (ver Pankhurst et al., 1998, Coira et al., 2009; Chernicoff et al., 2010; Ducea et al., 2010; Grosse et al., 2011; Cristofolini et al., 2012; Otamendi et al., 2012). Basados en el mencionado contexto geológico y dada la existencia de rocas plutónicas afines a un magmatismo calcoalcalino expuesto en la serranía de La Aguada, la zona estudiada hipotéticamente podría ser parte de un sistema de arco magmático, vinculado a escala regional con el orógeno Famatiniano (Figs. 1 y 10). La ausencia de dataciones absolutas en la zona de estudio no permite confirmar su vínculo, a pesar de ello, y teniendo en cuenta la similitud geoquímica de las litologías analizadas con aquellas vinculadas a través de dataciones isotópicas al arco Famatiniano expuesto en la Sierra Grande de San Luis (Morosini, 2011; Morosini et al., 2017; Figs. 1 y 10), se puede apoyar su probable correlación genética-temporal. Esto último afianzado también en el hecho de que tanto en la Sierra Grande de San Luis como en La Aguada, las rocas plutónicas son afectadas por fajas de cizalla localizadas, las cuales se vincularían a la fase final de la orogenia Famatiniana, posiblemente asociadas al estadío colisional del terreno Cuyania/Precordillera sobre el proto-margen de Gondwana (Ordovícico superior-Silúrico; ver Sato et al., 2003, Steenken et al., 2010; Cristofolini et al., 2014). Por lo tanto, la edad del magmatismo estudiado en este trabajo, es por lo menos anterior a dichas zonas de cizalla e indica que las rocas plutónicas de ambas serranías podrían tener una relación temporal afín.

Las granodioritas, gabros y granitoides félsicos de La Aguada fueron proyectados en los diagramas binarios Harker (Figs. 6), comparativamente junto a un conjunto rocas similares de la suite ordovícica Famatiniana presentes en las Sierra Grande de San Luis (Morosini, 2011; Morosini et al., 2017; Figs. 1, 2 y 10). En estos diagramas se muestra que los trends evolutivos de las rocas de ambas serranías son similares, donde los óxidos mayoritarios exponen un patrón de variación respecto a SiO₂ semejante, indicando un posible vínculo petrogenético.

De la misma forma, las rocas granodioríticas de La Aguada fueron proyectadas también en el diagrama “Spider” normalizado a manto primitivo, comparativamente a granodioritas de la suite ordovícica Famatiniana (Morosini, 2011; Morosini et al., 2017). En este diagrama se observa una correlación clara de los contenidos de elementos trazas entre las rocas (Figs. 8 y 10). Se aprecia que ambos grupos de granodioritas presentan altos contenidos en LILEs y bajas concentraciones de HFSE (Fig. 8). También se observan coincidencias en las anomalías levemente negativa en Eu, y exhiben un patrón común en REE, de pendiente moderada, con mayores contenidos en LREE, menores de HREE y abundancia en MREE (Fig. 8). De esta manera se puede ver que la caracterización de elementos trazas de ambas series de granodioritas, son coincidentes, afianzando el posible vinculo de una génesis común.

Asimismo, si comparamos las rocas gábricas s.l. de ambas serranías, estas muestran un patrón de elementos trazas parcialmente coincidentes con contenidos en LILEs (Cs, Rb, Ba) moderados a altos y bajas concentraciones de HFS (Nb, Th, Zr, Y, Ti). Aunque, el gabro de la Sierra de La Aguada, está más deprimido en general en LILEs y HFS, escapando de la media de concentraciones de las rocas gábricas Famatinianas (Fig. 8). Por su parte el enclave máfico de La Aguada, muestra concentraciones de LILEs y HFS similares a los gabros de San Luis. En tanto que el patrón de REE del gabro de La Aguada expone algunas variaciones. En general el fraccionamiento de LREE respecto de HREE es mínimo en el gabro de La Aguada, en tanto que es marcado en los gabros Famatinianos, con mayores contenidos en LREE y menores de HREE (Fig. 8). Una diferencia sustancial es la anomalía de Eu, que es positiva (Eu/Eu* = 1,8) en el gabro de La Aguada mientras que en negativa para los gabros de la Sierra Grande de San Luis. Por su parte el enclave máfico de La Aguada, muestra un patrón de REE similar a los gabros Famatinianos. Consecuentemente, aunque las características petrológicas y las relaciones de campo indican que el contexto regional en el cual se habrían generado tanto las rocas plutónicas de La Aguada como las de las Sierras Grande de San Luis, se podrían vincular como parte del mismo arco magmático, las correlaciones geoquímicas no son totalmente contundentes para aseverarlo sin discrepancia alguna, solo pudiendo sortear tal inconveniente con la incorporación a futuro de datos isotópicos que hagan aún más fuerte el análisis planteado.

Por último, si se compara los patrones de elementos trazas de las rocas peraluminosas de La Aguada con rocas graníticas de la suite ordovícica Famatiniana de San Luis, se observa una semejanza parcial. Los cuerpos de monzogranitos biotíticos presentan una marcada semejanza a las rocas graníticas Famatinianas, con una abundancia en LILEs y moderada a bajas concentraciones de HFS, exhibiendo anomalías negativas en Nb, Sr, P, Ti e Y (Fig. 8). En cuanto al patrón de REE los monzogranitos biotíticos también se asemejan a las granitoides Famatinianos, por mostrar en consonancia una moderada pendiente (La_N/Yb_N = 40,86), una anomalía negativa en Eu y un menor fraccionamiento de LREE respecto de HREE (Fig. 8). Teniendo siempre en cuenta que a nivel mundial las relaciones geoquímicas de rocas anatécticas peraluminosas son similares, en este caso en particular si vinculamos el contexto geológico regional donde se hallan inmersas las rocas analizadas, podríamos pensar que las mismas pueden tener un nexo genético común dentro del contexto del magmatismo ordovícico. Por su parte, los diques de monzogranitos aplopegmatíticos moscovíticos de La Aguada, se diferencian marcadamente de las rocas graníticas de la Sierra Grande de San Luis, mostrando patrones de elementos trazas disímiles. En general están empobrecidos en todos los elementos traza con respecto a las rocas de la suite ordovícica Famatiniana, excepto en Cs, Rb, Nb, P, y Pb que se hallan enriquecidos en ambas litologías. En tanto que los patrones de REE son muy diferentes, los diques de monzogranitos aplopegmatíticos exhiben concentraciones notoriamente menores de REE con un patrón casi plano, denotando un menor fraccionamiento de REE comparativamente con las rocas Famatinianas. Además, todo el patrón de REE cae fuera de las concentraciones medias de las rocas Famatinianas (Fig. 8). Por lo tanto estas rocas no presentan en sus rasgos geoquímicos un patrón tan claro que puede afirmar su vínculo genético. Aunque cabe destacar, que teniendo en cuenta el contexto geológico, los diques peraluminosos estudiados pueden en tal caso ser correlacionados con el evento pegmatítico que domina las Sierras del Portezuelo y La Estanzuela muy próximas al área aquí analizada, y congregadas dentro del grupo de pegmatitas clase moscovítica ligadas a etapas tardía del magmatismo Famatiniano, tal como lo demuestra Galliski (1994), las cuales muestran características geoquímicas afines a un origen anatéctico semejantes a las rocas estudiada en este trabajo.

Finalmente, si evaluamos además comparativamente el ambiente tectónico de origen de las rocas granodioríticas y gábricas de La Aguada con respecto a las de la suite Famatiniana de la Sierra Grande de San Luis mediante la discriminación geoquímica de Batchelor & Bowden (1985), vemos una coincidencia entre ella (Figs. 9b y 9c). Las granodioritas de ambas serranías se proyectan en el campo de magmas calcoalcalinos de alto K₂O derivados de ascenso poscolisional, aunque las relaciones de campo, geoquímica y edades radiométricas ajustan su origen a un ambiente de arco magmático. En tanto que el gabro de La Aguada se vincula a un manto fraccionado toleítico, mientras que para los del oeste de la Sierra Grande de San Luis derivan de una placa pre-colisional calcoalcalina-trondhjemítica. Por su parte, mediante el diagramas de discriminación tectónica de Pearce et al. (1984), las granodioritas y gabros de ambas serranías corresponderían a intrusivos ligados a un arco volcánico, pudiendo inducir su vínculo genético (Fig. 9c). Asimismo, si comparamos el ambiente tectónico de los granitoides peraluminosos de ambas serranías, todos derivarían de fundidos de origen sin-colisional (leucogranitos anatécticos de dos micas), en tanto que según los diagramas de Pearce et al. (1984) se proyectan en el campo de granitos sin-colisionales de arco volcánico, pudiendo indicar una génesis parcialmente común (Figs. 9b y 9c).