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Tesis sobre región de naciente del Río Barrancas
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UBA (2007)
ÍNDICE
1. INTRODUCCIÓN 1
1.1. Características generales de la región 1
1.2. Objetivos 2
1.3. Ubicación y modo de acceso 3
1.4. Geografía 4
1.5. Metodología de trabajo 7
1.6. Antecedentes 7
2. MARCO TECTÓNICO 9
2.1. Introducción 9
2.2. La cadena andina. Marco tectónico regional 9
2.3. La zona de estudio 13
3. ESTRATIGRAFÍA 17
3.1. Introducción 17
3.2. Estratigrafía de la zona de estudio 18
3.3. Mesozoico 20
3.3.1. Jurásico – Cretácico inferior 20
Grupo Mendoza 20
Formación Tordillo 20
Formación Vaca Muerta 22
Formación Agrio 25
Grupo Bajada del Agrio 32
Formación Huitrín 32
Formación Rayoso 35
3.3.2. Perfil estratigráfico Don Alfaro 36
4.3.3. Cretácico superior 39
F. A. Pose (2007)
Grupo Neuquén 39
Grupo Malargüe 47
4.4. Cenozoico 50
4.4.1. Mioceno 50
Volcanitas Chari-Lehue 50
4.4.2. Mioceno – Pleistoceno 52
Volcanitas mio-pleistocenas 53
Basalto Barrancas 56
Andesita Los Nevados 59
Volcanitas Mary 60
Piroclastitas Hastetes 63
4.4.3. Pleistoceno – Holoceno 65
Ignimbritas Matru 65
Volcanitas Pancu-Lehue 67
Volcanitas Trovun-Co 68
Volcanitas Cerro Barrancas 69
Depósitos de remoción en masa 71
Depósitos aluviales, coluviales y abanicos aluviales 72
Depósitos piroclásticos de caída 72
4. ESTRUCTURA 74
4.1. Introducción 74
4.2. Estructura de la zona de estudio 75
4.3. Sección estructural 82
4.4 Acortamiento orogénico 83
5. GEOMORFOLOGÍA 87
5.1. Características generales 87
5.2. Geoformas de la zona de estudio 87
5.2.1. Geomorfología fluvial 90
UBA (2007)
5.2.2. Geoformas glaciarias 94
5.2.3. Geomorfología volcánica 95
5.2.4. Remoción en masa 99
5.2.5. Geoformas kársticas 101
6. HISTORIA GEOLÓGICA 103 7. CONCLUSIONES 111 8. AGRADECIMIENTOS 113
9. TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO 114
F. A. Pose (2007)
CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN
1.1. Características generales de la región
La región correspondiente a las nacientes del río Barrancas se
encuentra ubicada en el extremo suroeste de la provincia de Mendoza y el
noroeste de la provincia de Neuquén. La comarca se dispone en la zona de
transición entre la faja plegada y corrida de Malargüe y la faja plegada y corrida
de Chos Malal, en la provincia geológica de la Cordillera Principal. La misma se
caracteriza por presentar una extensa cubierta volcánica cenozoica que
dificulta la observación de las estructuras y unidades mesozoicas presentes,
aunque el interés petrolero que la misma despierta incentiva su estudio.
La provincia geológica de la Cordillera Principal (Yrigoyen 1972)
comprende al área cordillerana delimitada al sureste por el engolfamiento
neuquino, hacia el sur por la Cordillera Patagónica Septentrional, al este por la
Payenia y al noreste por la Cordillera Frontal (Fig. 1.1). De acuerdo a Ramos
(1999a), el área puede subdividirse en tres sectores: el sector sanjuanino, el
sector normendocino y el sector sur, desarrollado entre el río Diamante en la
provincia de Mendoza y el río Agrio en la de Neuquén. Es en este último
segmento donde se encuentra ubicada la región estudiada en el presente
trabajo.
La estratigrafia de la comarca comprende unidades sedimentarias
mesozoicas pertenecientes a los Grupos Mendoza, Bajada del Agrio, Neuquén
y Malargüe, además de rocas volcánicas y volcaniclásticas de edad neógena-
cuaternaria. Estas secuencias volcánicas se encuentran muy extendidas y
cubren gran parte de la zona de estudio, limitando las áreas de exposición de
las unidades sedimentarias. Los mejores afloramientos de estas últimas se
encuentran ubicados a lo largo del río Barrancas y en el sector NE de la región.
La estructura se halla dominada por pliegues asimétricos y fallas
inversas de rumbos principalmente meridianos. Las estructuras más
importantes corresponden a las fallas Trovun-Co, Río Barrancas y Pancu-
Lehue y a los anticlinales Hastetes y Pancu-Lehue.
La geomorfología de la comarca presenta una fuerte influencia glaciaria,
actualmente reemplazada por la acción fluvial como agente geomórfico
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UBA (2007)
principal. Además, es importante la presencia de geoformas volcánicas como
consecuencia de la extendida actividad volcánica que afectó a la región en
Figura 1.1. Provincias geológicas del centro-oeste de la Argentina (modificado de Ramos 1999a).
tiempos cuaternarios. Pueden observarse también geoformas kársticas
menores asociadas a los depósitos de la Formación Huitrín.
Durante los capítulos siguientes se profundizará sobre la estratigrafia,
estructura y geomorfología de esta región de la cordillera andina, y se
propondrá un modelo de evolución geológica de la misma.
1.2. Objetivos
Los objetivos principales del presente trabajo final de licenciatura son:
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F. A. Pose (2007)
- Identificar y caracterizar las diferentes unidades estratigráficas aflorantes
en la región.
- Determinar las diferentes estructuras presentes y caracterizar el estilo
estructural de la comarca.
- Confeccionar un mapa geológico actualizado de la región a escala
1:27.000.
- Reconstruir la historia geológica de acuerdo a las observaciones
realizadas en el campo, la información previa y los análisis de gabinete.
1.3. Ubicación y modo de acceso
El área de estudio se encuentra geográficamente comprendida entre el
sector suroeste de la provincia de Mendoza y noroeste de la provincia de
Neuquén, en los respectivos departamentos de Malargüe y Chos Malal, y
delimitada por los paralelos 36º 10’ y 36º 20´ de latitud sur y meridianos 70º 15´
y 70º 24´ de longitud oeste (Fig. 1.2). Este sector pertenece a la provincia
geológica de la Cordillera Principal y comprende, aproximadamente, un área de
290 kilómetros cuadrados.
Para acceder al área de estudio se deben transitar aproximadamente 80
kilómetros a través de un camino consolidado que bordea la margen oeste del
río Barrancas y que se inicia en una bifurcación de la ruta nacional 40, 5
kilómetros al norte de la localidad neuquina homónima (Fig. 1.2). El camino
presenta abruptas pendientes y cuestas en su tramo inicial y final y las crecidas
del río Barrancas y sus afluentes pueden dificultar el acceso, por lo que es
recomendable transitarlo con un vehículo de doble tracción. El pueblo de
Barrancas dista aproximadamente 150 kilómetros de la localidad neuquina de
Chos Malal, pudiéndose cubrir esta distancia a través de las rutas provinciales
2 y 37 o a través de la ruta nacional 40. Por esta misma ruta se accede a su
vez a la localidad de Barrancas desde la localidad de Bardas Blancas en la
provincia de Mendoza (Fig. 1.2).
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UBA (2007)
Figura 1.2. Ubicación de la zona de estudio.
1.4. Geografía
La zona estudiada se sitúa en una región montañosa donde el relieve se
encuentra comprendido entre los 1.500 y 3.000 m s.n.m. Se encuentra
delimitada por los cordones montañosos de Mary y Mayán al este, y por la
sierra de Trovun-Co al oeste (Fig. 1.3).
El cordón montañoso principal de la zona de estudio está representado
por la sierra de Hastetes, que alcanza una altura de 2.600 metros en su parte
más septentrional. En su extremo sur, es cortada transversalmente por el río
Barrancas (Fig. 1.3).
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F. A. Pose (2007)
Los arroyos y ríos principales que surcan la región vierten sus aguas al
río Barrancas, colector principal de la red de drenaje. Hacia el oeste, el río
Barrancas presenta un rumbo norte, con su naciente ubicada en el sector NO
de la comarca de estudio y asociada a la laguna Negra (Fig 1.3). Hacia el sur,
el río presenta un codo que cambia la dirección de escurrimiento de sus aguas
en sentido oeste-este y que se mantiene hasta el borde oriental del área de
estudio. Inmediatamente al este, vuelve a desaguar en direccion sur. Al oeste,
los arroyos principales que vierten sus aguas al río Barrancas corresponden a
los arroyos Curamillo, Los Nevados y La Parva, con orientación oeste-este los
dos primeros y NO el último. Hacia el este, vuelcan sus aguas al río Barrancas
los arroyos Blanco y Chacai-Co, además del río Pancu-Lehue, colector del
arroyo Colimamil (Fig. 1.3). Estos últimos arroyos presentan mayores caudales
que los occidentales, situación que se ve reflejada por el aumento del caudal
del río Barrancas en la porción sur de la zona de estudio.
Además de estos ríos y arroyos permanentes, existe una gran cantidad
de sistemas fluviales efímeros vinculados a agua de deshielo, muchos de los
cuales se encuentran secos durante los meses de verano.
El clima de la región es frío de alta montaña con intensas nevadas entre
los meses de mayo y septiembre, mientras que durante el verano, si bien
suelen registrarse nevadas esporádicas, el clima es cálido y seco. Las
precipitaciones se desarrollan principalmente durante el invierno, mientras que
durante el verano, aunque suelen ser intensas, son escasas y de muy corta
duración. La temperatura media anual es de aproximadamente 12ºC,
registrándose medias en verano de 22ºC, y 4ºC durante el invierno.
La fauna de la región se encuentra representada principalmente por
guanacos, liebres, zorros, cóndores y otras aves menores. La flora es escasa y
está dominada por arbustos bajos y espinosos (molle, colimamil, monte blanco
y llaretas) que alcanzan mayor densidad y altura (aproximadamente 1,5-2
metros) en las zonas bajas. La presencia de árboles es prácticamente nula, a
excepción de los ejemplares que crecen en cercanías de los puestos de
veranada. Los pastos bajos están representados por coirones y coronales.
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UBA (2007)
Figura 1.3. Imagen ASTER (631) que muestra los rasgos topográficos y sistemas fluviales principales de la zona de estudio.
No existen asentamientos poblacionales permanentes en la zona. Sin
embargo, los valles de los ríos Barrancas, Ailinco, Pancu-Lehue y Chueal-Co
constituyen importantes sitios de veranada, de modo que es posible encontrar
diferentes puestos y reales habitados por baqueanos durante los meses de
verano. Sobre la margen occidental del río Barrancas se destacan los puestos
de Vernabé Vazquez, Juan Zúñiga y Don Alfaro, mientras que al sudeste de la
sierra de Hastetes se encuentran los puestos de Don José Cortéz y González,
entre otros.
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1.5. Metodología de trabajo La metodología de trabajo para la realización de este informe estuvo
desarrollada en tres etapas.
La primera consistió en la recopilación y lectura de trabajos e informes
previos vinculados a la zona a estudiar. Además, se realizó una
fotointerpretación de la geomorfología, estructura y sistemas fluviales que,
sumados al uso de imágenes satelitales TM (232-085) y Aster, permitieron
realizar un mapa geológico preliminar.
La segunda etapa consistió en el viaje a la zona de estudio con el fin de
realizar el levantamiento de datos geológicos correspondientes a: perfiles
estructurales, perfiles sedimentarios, identificación de las unidades
estratigráficas presentes, muestreo de unidades sedimentarias y volcánicas y
observación de las características geomórficas de la región. A su vez, durante
esta etapa, se relevó la geología y se mejoró el mapa geológico preliminar
realizado en el gabinete.
Finalmente, la tercera etapa correspondió a la interpretación de la
información obtenida a partir de la realización de una sección estructural en la
zona y a la redacción del presente informe.
1.6. Antecedentes
Entre los primeros reconocimientos geológicos realizados en las
proximidades de este sector andino se encuentran los trabajos de
Bodenbender (1892), Burckhardt (1903) y Gerth (1925). Los mismos, fueron de
carácter muy regional y estuvieron focalizados, principalmente, en la
estratigrafía y en la distribución de los sedimentos mesozoicos en los Andes
argentinos, aproximadamente entre las latitudes de los ríos Diamante y Limay.
Posteriormente, Groeber (1929, 1933, 1946 y 1947) realizó
investigaciones de carácter regional en diferentes áreas de la Cuenca
Neuquina y a lo largo del meridiano 70º oeste. En estos trabajos introduce
conceptos cronoestratigráficos para el análisis de las sedimentitas mesozoicas
que fueron posteriormente desarrollados por otros autores.
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UBA (2007)
Las primeras descripciones detalladas de la geología de esta región de
los Andes corresponden a Yrigoyen y Martínez Cal (1953).
Posteriormente, y como consecuencia del interés que presentó este
sector en la actividad petrolera, se realizaron numerosos estudios vinculados a
la porción oeste y centro de la cuenca Neuquina. Entre los trabajos más
importantes orientados a la estratigrafía de la cuenca se destacan las
publicaciones de Marchese (1971), Digregorio y Uliana (1980), Legarreta y
Gulisano (1989), Legarreta y Uliana (1991) y Uliana y Legarreta (1993).
Además, se puede destacar la excelente síntesis realizadas por Legarreta et al.
(1993) acerca de las secuencias sedimentarias jurásico-cretácicas de la región.
Diversos autores han estudiado los afloramientos volcánicos cenozoicos,
muy extendidos en esta porción de la cuenca Neuquina. Los trabajos más
recientes corresponden a Ramos y Nullo (1993), Hildreth et al. (2004) y Ramos
y Kay (2006).
La estructura de la cuenca Neuquina y del segmento sur de la Cordillera
Principal se encuentran descriptas en los trabajos de Kozlowski et al. (1993) y
Vergani et al. (1995). En trabajos má recientes, Ramos et al. (2004)
confeccionaron una síntesis acerca de la evolución y características tectónicas
principales de este sector de la cadena andina, y Mosquera y Ramos (2005)
describen la evolución extensional y compresiva de la cuenca. Folguera et al.
(2005a, b, 2006), Ramos y Folguera (2005a, b) y Ramos y Kay (2006)
determinaron una alternancia de ciclos extensionales y compresivos durante el
Cretácico superior y Cenozoico que afectan la estructuración y condicionaron la
actividad volcánica de esta región de los Andes.
Además, Narciso et al. (2004) presentaron una versión preliminar de la
Hoja Geológica 3769-1 (Barrancas) que integra gran parte de la información
geológica previamente conocida acerca de la región.
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F. A. Pose (2007)
CAPÍTULO 2. MARCO TECTÓNICO
2.1. Introducción
La zona de estudio se encuentra ubicada en la porción sur (36ºS) de la
Cordillera de los Andes, en el sector conocido como Andes Centrales del Sur.
En esta región, la cadena Andina se comporta como un orógeno de tipo no
colisional (Dewey y Bird 1970), donde la deformación y el levantamiento están
exclusivamente controlados por la subducción de la placa oceánica de Nazca
(Fig. 2.1A). Estas condiciones son propias de un sector acotado de los
aproximadamente 8.000 km de extensión (desde los 10º N hasta los 55º S) que
presenta la cordillera de los Andes. A lo largo del margen andino se producen
variaciones en el ángulo de subducción y en el vector de convergencia de la
losa oceánica, en el estado termal de la corteza continental y además, en
ciertos sectores ocurren colisiones de dorsales sísmicas y asísmicas (Fig.
2.1A). Estos elementos definen evoluciones tectónicas contrastantes con
importantes variaciones latitudinales en el estilo estructural de la cadena. Como
consecuencia, y con el objetivo de comparar el marco tectónico de los
diferentes sectores de la cordillera con la región correspondiente al área de
estudio, se expondrán a continuación las características más sobresalientes de
cada uno de ellos. A su vez, se analizarán en detalle el ambiente tectónico y los
controles más importantes que afectan la deformación en la zona de interés de
este trabajo.
2.2. La cadena andina. Marco tectónico regional
Si bien numerosos autores han propuesto diversas clasificaciones para
dividir a los Andes, fue Gansser (1973) el primero en considerar rasgos
tectónicos de primer orden para delimitar al orógeno en segmentos con
características propias. De acuerdo a este autor, la presencia o ausencia de
rocas oceánicas y metamorfitas de edad andina permite diferenciar tres
sectores: Andes Septentrionales, Andes Centrales y Andes del Sur (Figura
2.1B).
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UBA (2007)
Figura 2.1. Marco geotectónico regional de la cadena Andina. En A se exponen la geometría del plano de Benioff (líneas punteadas) y los vectores de desplazamiento en cm/a en los Andes Centrales. Además, se indica la posición de las dorsales y zonas de subducción subhorizontal que afectan al margen (modificado de Ramos 1999b). En B se observan los segmentos principales en los que se divide a la cordillera según Gansser (1973) y se indican las características tectónicas principales de cada uno de ellos (modificado de Ramos y Aleman 2000).
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F. A. Pose (2007)
De estas tres regiones, sólo los Andes Centrales carecen de rocas oceánicas
de edades andinas y por lo tanto serían los únicos en corresponder, sensu
stricto, a un orógeno de tipo andino. Por su parte, la presencia de rocas
oceánicas y metamórficas de edad andina en los Andes Septentrionales y
Andes del Sur (Fig. 2.1B) les confieren características de orógenos colisonales
a estos segmentos (Ramos 1999b).
Los Andes Septentrionales se establecen al norte del golfo de Guayaquil
(4º N), a lo largo de los territorios de Ecuador, Colombia y Venezuela (Fig.
2.1B). Esta región de los Andes se caracteriza por colisiones de numerosos
terrenos oceánicos ocurridos entre el Cretácico inferior y el Neógeno inferior.
Actualmente hay consenso acerca de la existencia de por lo menos tres
eventos importantes de colisión en el margen pacífico de Ecuador y Colombia
(Cretácico inferior, Cretácico superior y Mioceno medio) y como consecuencia
de ésto, gran parte del basamento de las secuencias mesozoicas a cenozoicas
de la Cordillera Occidental colombiana y ecuatoriana está representado por
rocas oceánicas (Ramos 1999b; Ramos y Aleman 2000). Por su parte, los
Andes Caribeños de Venezuela se componen de rocas oceánicas vinculadas a
la obducción, desde el Eoceno, de nappes oceánicas de la placa Caribe (Bosh
y Rodríguez 1992). El volcanismo en esta región de los Andes se encuentra
restringido, geográficamente, al sur de la latitud de Bogotá y está representado
por efusiones de composición principalmente basáltica a basandesítica. La
ausencia de volcanismo al norte sería consecuencia de la existencia del
segmento de subducción subhorizontal de Bucaramanga (Fig. 2.1A).
Los Andes del Sur se extienden al sur del golfo de Penas (46º30´ S) y
comprenden el sector austral de la Cordillera Patagónica y los Andes
Fueguinos. La estructuración de estos cordones se asocia, respectivamente, al
cierre e inversión de una cuenca marginal y a la colisión de la dorsal sísmica de
Chile (Dalziel et al. 1974). El volcanismo está representado únicamente por
unos pocos volcanes situados al sur de la zona sin actividad volcánica (volcanic
gap) producida por la subducción de la dorsal sísmica de Chile. Los magmas
extruídos se caracterizan por presentar composiciones adakíticas (Fig. 2.1A)
(Ramos 1999b; Ramos y Aleman 2000).
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UBA (2007)
Los Andes Centrales, desarrollados entre el golfo de Guayaquil (4º N) y
el Golfo de Penas (46º 30´ S), corresponden al tramo de la cadena andina
donde la deformación y el levantamiento están controlados exclusivamente por
la subducción de corteza oceánica. Sin embargo, a pesar de esta aparente
simplicidad, los Andes Centrales presentan los máximos gradientes de
variación de volumen orogénico de todos los Andes, evidenciando
inequívocamente la existencia de numerosos controles tectónicos
sobreimpuestos, y por lo tanto la complejidad de los procesos responsables de
la morfología de la cadena andina a lo largo de este segmento. Pose et al.
(2005) analizaron, para la región centro-sur de los Andes Centrales, la
importancia relativa de los procesos propuestos por diversos autores como
responsables en el control del estilo de deformación en esta región de los
Andes. En concordancia con lo expuesto por Ramos et al. (2004), los autores
observan que las variaciones en los valores de acortamiento observados
estarían relacionados principalmente con la edad de la corteza oceánica
subducida (tabla 2.1), la cual controlaría la partición de la deformación
producida por el vector de convergencia oblicuo entre las placas de Nazca y la
Sudamericana (Folguera y Ramos 2001). De acuerdo a esta hipótesis, la mayor
edad de la losa oceánica subducida generaría un aumento en la fuerza de
succión gravitacional (slab pull) permitiendo que se alcance una más alta
partición de la deformación.
Por otra parte, los cambios en la geometría de la losa oceánica permiten
dividir a los Andes Centrales en tres segmentos con características distintivas
(Ramos 1999b) (Fig. 3b). El sector norte de los Andes Centrales (4ºN -14ºS) se
caracteriza por la ausencia de volcanismo activo asociado a la presencia,
desde los últimos 5 Ma, de una zona de subducción subhorizontal que controla
la deformación y el levantamiento. El sector central de los Andes Centrales
comprendido entre los 14º S - 27º S presenta condiciones de subducción
normal con un arco volcánico activo asociado muy evolucionado. La
característica más sobresaliente es la presencia del plateau Altiplano-Puna,
vinculado a un levantamiento termal. Por último, el sector sur de los Andes
Centrales presenta dos regiones con comportamientos contrastantes. Entre los
27º-33º 30´S se extiende el segmento de subducción subhorizontal Pampeano,
que produce un intensa deformación hacia el antepaís y extinción del arco
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F. A. Pose (2007)
volcánico, mientras que hacia el sur de los 33º 30´S disminuye drásticamente el
desarrollo longitudinal de la cadena y reaparecen las condiciones normales de
subducción (Ramos y Aleman 2000).
Latitud (S)
Volumen orogénico (km3)
Acortamiento (km)
Edad de fondo oceánico subducido
(Ma)
20º-22º 472917 46 22º-24º 427340 445 45 24º-26º 417307 389 43 26º-28º 359533 240 41 29º-31º 246791 154 38 31º-33º 214958 142 36 33º-35º 156233 85 34 35º-37º 107920 81 31 37º-39º 63848 72 29 39º-41º 48186 59 24 41º–43º 33038 60 19 44º-46º 25905 56 4
Tabla 2.1. Relación latitudinal entre el volumen orogénico, acortamiento (Introcaso et al. 2000) y edad de la losa oceánica subducida para el sector centro-sur de los Andes Centrales. Puede observarse la disminución del acortamiento y del volumen orogénico conjuntamente con la edad más joven de la losa oceánica que se subduce (modificado de Pose et al. 2005).
2.3. Zona de estudio
La zona de estudio se encuentra ubicada en la región sur de los Andes
Centrales (36º15´S), a lo largo de un segmento con subducción normal donde
la losa oceánica inclina 30ºE (Fig. 2.2) y los valores estimados de espesor
cortical y acortamiento corresponden a 57 y 44 Km respectivamente (Ramos et
al. 2004). Esta geometría de subducción define una zona de volcanismo activo
denominada Zona Volcánica Sur (Fig. 2.1b) que está comprendida entre los
33º30´S y 46º30´S (Ramos 1999b). La porción norte del arco, entre el volcán
Tupungato y la caldera del Maule, se caracteriza por presentar un volcanismo
más explosivo, con efusiones de magmas andesíticos a dacíticos. Por el
contrario, al sur de los 37ºS predomina un volcanismo más básico, basáltico a
basandesítico, con bajas relaciones 87Sr/86Sr (Ramos y Nullo 1993; Ramos
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UBA (2007)
1999b). Esta diferencia composicional ha sido explicada como consecuencia de
un mayor espesor cortical en el segmento norte (Ramos y Nullo 1993).
Figura 2.2. Geometría de subducción en la zona de estudio y unidades morfoestructurales principales (modificado de Ramos y Aleman 2000).
Una característica sobresaliente del arco volcánico en esta región de los
Andes es su naturaleza oscilatoria durante el Cenozoico (Mpodozis y Ramos
1989; Ramos y Folguera 2005a) vinculada, según lo propuesto por Ramos y
Kay (2006), a cambios en el ángulo de subducción de la placa de Nazca.
La región se ve afectada por dos importantes pulsos de deformación
compresiva (Ramos et al. 2004; Ramos y Folguera 2005a), el primero ocurrido
en el Cretácico superior y el último durante el Mioceno medio. La compresión
miocena se inicia alrededor de los 15 Ma en la Cordillera Principal y migra
hacia el antepaís hasta los 5 Ma, produciendo primero deformación en la faja
plegada y corrida de Malargüe y por último la exhumación de la peneplanicie
del bloque de San Rafael (Kozlowski et al. 1993; Ramos y Folguera 2005b). A
partir del estudio de la migración del volcanismo de arco durante el Cenozoico
en este sector, Folguera y Ramos (2005a) y Ramos y Kay (2006) vinculan a
este evento de deformación a un período de subhorizontalización de la losa
oceánica. La subhorizontalización provoca la migración del arco hasta una
posición de 550 km al este de la trinchera oceánica durante el Mioceno tardío.
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F. A. Pose (2007)
Este evento fue seguido de un empinamiento de la placa oceánica y la
instalación de un régimen distensivo que afectó al Bloque de San Rafael y
generó, en la región de la zona de estudio, la cuenca extensional de retroarco
de Las Loicas (Fig. 2.3), de edad plio-pleistocena (Folguera et al. 2005a;
Ramos y Folguera 2005c; Folguera et al. 2006).
La extensión se encuentra asociada a la emisión de importantes
volúmenes de magmas basálticos de intraplaca, de composición alcalina, cuyo
origen estaría vinculado al ascenso y subplacado del material astenosférico
producido durante el empinamiento de la placa oceánica. En el sector del
retroarco, los magmas ascienden a través de una corteza delgada alimentando
los campos volcánicos de la Payenia (Ramos y Folguera 2005b; 2005d). Por el
contrario hacia la región axial de la cordillera, los magmas ascienden a través
de una corteza más engrosada, produciéndose mayor diferenciación y fusión
cortical que conlleva a la formación de grandes calderas riolíticas limitadas por
el fallamiento extensional de la fosa de Las Loicas (Fig. 2.3).
Estos eventos de fusión mantélica generalizada debilitan termalmente la
corteza y determinan el inicio de un nuevo ciclo de compresión, activo
actualmente en la región de San Rafael y en la faja plegada y corrida de
Guañacos (Fig. 2.3).
La región de estudio se encuentra ubicada dentro la fosa de Las Loicas,
inmediatamente al SE de la caldera de Bobadilla (Fig. 2.3). Esta fosa se
extiende con rumbo noroeste desde la zona del arco volcánico en el sur de
Mendoza hacia la región del retroarco neuquino, cruzando transversalmente a
las fajas plegadas y corridas de Malargüe y Chos Malal (Fig. 2.3) (Folguera et
al. 2006). El volcanismo se encuentra ampliamente extendido dentro de la fosa,
representado por espesas secuencias ignimbríticas, lavas y depósitos de caída
de composición ácida (Ramos y Folguera 2005c).
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UBA (2007)
Figura 2.3. Ubicación y distribución del volcanismo asociado a la fosa Las Loicas (modificado de Folguera et al. 2006).
A partir de lo expuesto, se puede concluir que la morfología que
presentan los Andes en la región de estudio, es consecuencia directa de los
ciclos compresionales y extensionales y volcanismo asociado controlados por
cambios en la geometría de la losa oceánica subducida (Ramos y Folguera
2005b; Ramos y Kay 2006).
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F. A. Pose (2007)
CAPÍTULO 3. ESTRATIGRAFÍA
3.1. Introducción
La región estudiada en este trabajo se ubica en el sector sudoccidental
mendocino de la Cuenca Neuquina. El registro estratigráfico de la cuenca se
inicia hacia fines del Triásico con la depositación de sedimentos en cuencas
extensionales de rift aisladas, originadas al este del margen pacífico de la
Placa Sudamericana. La extensión afecta a rocas ígneas, metamórficas y
sedimentarias de edades comprendidas entre Paleozoico Inferior y Triásico
Superior, las cuales conforman el basamento de la cuenca (Legarreta y
Gulisano, 1989). Las sedimentitas triásicas de sinrift corresponden a depósitos
continentales de ambientes de abanicos aluviales, fluviales, barreales y
lacustres con abundante contenido de material piroclástico (Legarreta y
Gulisano, 1989).
Durante el Jurásico y Cretácico, la Cuenca Neuquina se comportó como
un depocentro de retroarco afectado por episodios de inundación marina
procedentes del Océano Pacífico (Legarreta 2002). A principios del Jurásico,
las cuencas extensionales, más o menos aisladas, son reemplazadas por un
depocentro más amplio generado por efecto de la subsidencia regional
vinculada al enfriamiento térmico de postrift (Legarreta et al. 1993).
Posteriormente, durante el Jurásico medio, se sobreimpone un evento
extensional controlado por las condiciones de subducción con velocidades
negativas de retroceso de la trinchera (negative trench rollback) ocurridas sobre
el margen occidental de la placa sudamericana. La subsidencia regional
produjo un avance progresivo de la sedimentación e influencia marina sobre el
antepaís. Además, producto de esta subducción, se instala un arco volcánico
activo hacia el oeste (Legarreta et al. 1993; Legarreta 2002).
Los sedimentos que componen a las secuencias jurásicas y cretácicas
proceden tanto del antepaís como del arco volcánico situado al oeste, aunque
en este último caso la cantidad de material aportado es menor (Legarreta et al.
1993). En los sectores internos de la cuenca se acumularon potentes
secuencias de pelitas ricas en materia orgánica mientras que en las posiciones
más costeras predominan sedimentitas clásticas y carbonáticas.
17
UBA (2007)
La sedimentación jurásica-cretácica se caracteriza por registrar
numerosos pulsos transgresivos y regresivos fuertemente influenciados por
cambios eustáticos globales (Legarreta y Uliana 1991, Legarreta 2002).
Durante los eventos regresivos, la conexión con el Océano Pacífico estuvo muy
restringida, lo que permitió la acumulación de cuerpos fluviales, eólicos y
evaporíticos que cubrieron a los depósitos marinos profundos previos
(Legarreta 2002).
A principios del Cenomaniano, y como resultado de la deformación
andina que progresó desde el oeste hacia el este, la cuenca evolucionó a una
cuenca de antepaís, iniciándose la acumulación de depósitos continentales del
Grupo Neuquén, la cual persiste hasta fines del Cretácico (Vergani et al. 1995).
En el Cretácico más alto vuelve a instalarse un ambiente de sedimentación con
influencia marina, esta vez de procedencia atlántica, que es responsable de la
depositacion de las sedimentitas que conforman al Grupo Malargϋe (Legarreta
y Uliana 1999).
Durante el Cenozoico la comarca se vió afectada por el desarrollo de
una fuerte actividad magmática de retroarco que es responsable de la extrusión
de potentes secuencias volcánicas y del emplazamiento de cuerpos intrusivos
simultáneamente a la acumulación de sedimentitas sinorogénicas en las
cuencas de antepaís (Vergani et al. 1995).
El espesor estimado de la cobertura mesozoica-terciaria es muy variable
pero alcanza valores cercanos a los 7.000 metros (Legarreta y Uliana 1999).
3.2. Estratigrafia de la zona de estudio
La figura 3.1 expone la columna estratigráfica con las unidades
aflorantes y no aflorantes en la región estudiada. Las más antiguas
corresponden a las que integran al Grupo Mendoza, representadas en este
caso por las Formaciones Tordillo, Vaca Muerta y Agrio. Posteriormente se
dispone el Grupo Bajada del Agrio, compuesto por las Formaciones Huitrín y
Rayoso, y los Grupos Neuquén y Malargüe. Por último, y en discordancia, se
encuentran diversas unidades volcánicas de edades miocenas a holocenas.
18
F. A. Pose (2007)
MAASTRICHTIANO
SANTONIANO
CONIACIANO
TURONIANO
APTIANO
HAUTERIVIANO
BERRIASIANO
TITHONIANO
KIMMERIDGIANO TORDILLO
AUQUILCO
LA MANGA
LOTENA
BATHONIANO
BAJOCIANO
AALENIANO
TOARCIANO
PLEINSBAQUIANO
SINEMURIANO
REMOREDO
BASAMENTO
U N
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PALEOZOICO
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OXFORDIANO
BARREMIANO
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O
CENOMANIANO
GRUPO BAJADA DEL AGRIO
CAMPANIANO
ALBIANO
SUPE
RSE
CU
ENC
IA M
EDIA
HETTANGIANO
AGRIO
GRUPO NEUQUÉN
GRUPO MALARGÜE
HUITRIN
RAYOSO
GRUPO MENDOZAVACA MUERTA
PALE
ÓG
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G. -
CU
ATE
RN
AR
IO
HOLOCENO
MIOCENO
EOCENOOLIGOCENO
PLIOCENO
PLEISTOCENO
DEPÓSITOS CUATERNARIOS
EDAD FORMACIÓN
GRUPO CUYO
CALOVIANO
VALANGINIANO
SUPE
RSE
CU
ENC
IA IN
FER
IOR
GRUPO LOTENA
CEN
OZO
ICO
PALEOCENO
SUPE
RS.
SU
PER
IOR
VOLCANITAS CHARI LEHUE
VOLCANISMO NEÓGENO - CUATERNARIO
Figura 3.1. Cuadro estratigráfico de las unidades aflorantes y no aflorantes en la zona de estudio. En el mismo se incluye la división de la secuencia sedimentaria propuesta por Legarreta y Gulisano (1989) en las supersecuencias inferior, media y superior, coincidente con los ciclos jurásico, ándico y riográndico propuestos por Groeber (1946).
19
UBA (2007)
3.3. MESOZOICO 3.3.1. Jurásico-Cretácico Inferior Grupo Mendoza
Groeber (1946) le asigna inicialmente el nombre Mendociano a este
paquete sedimentario que excede los 2.000 metros de espesor y presenta una
gran variabilidad litológica; dominantemente pelítico hacia el oeste y areno-
arcilloso rojizo hacia el borde oriental de la cuenca (Legarreta y Uliana 1999).
Posteriormente Stipanicic et al. (1968) proponen el nombre de Grupo Mendoza
en reemplazo del término Mendociano de Groeber.
La base del grupo se presenta en discordancia angular sobre unidades
más antiguas y el techo se encuentra cubierto por las sedimentitas de la
Formación Huitrín. La edad de este conjunto fue determinada a partir de su
contenido fosilífero, el cual es descripto en numerosos trabajos (Leanza 1945,
Leanza 1981, Gasparini y Goñi 1990 y Riccardi et al. 1993). Los mismos
indican que la sedimentación se inicia en el Kimmeridgiano, correspondiéndose
con la base de la supersecuencia media de Legarreta y Gulisano (1989) (Fig.
3.1), y culmina en el Barremiano inferior.
En la zona de estudio el Grupo Mendoza está representado, de base a
techo, por las Formaciones Tordillo, Vaca Muerta y Agrio.
Formación Tordillo (Jt)
La Formación Tordillo, compuesta por una potente sucesión de
areniscas rojas intercaladas entre las Formaciones Auquilco y Vaca Muerta, fue
definida inicialmente por Groeber (1946), quien la denominó Tordillense. De
acuerdo al mismo autor, la localidad tipo de este paquete sedimentario se ubica
en las nacientes del río Tordillo, afluente del río Grande, en el sur de la
provincia de Mendoza. Posteriormente, Stipanicic (1965) reemplazó la
denominación Tordillense de Groeber (1946) por la de Formación Tordillo. Con
anterioridad, Burckhardt (1900) y Gerth (1928) hacen referencia a esta unidad
como areniscas coloradas y conglomerados del Malm respectivamente. Entre
20
F. A. Pose (2007)
los estudios recientes más relevantes se encuentran Leanza et al. (1978) que
la interpretaron como integrante del Supergrupo Ándico y Gulisano (1988)
quién realizó trabajos sedimentológicos y estratigráficos de detalle de la
Formación Tordillo en el sector oeste de la provincia del Neuquén.
Dentro del ámbito de la zona de estudio, esta unidad se presenta
aflorando en un área pequeña de la porción centro-oeste, sobre la margen
oriental del río Barrancas y frente a los depósitos ignimbríticos de pampa del
Rayo (Fig. 3.2). Los rasgos topográficos en este sector impidieron realizar una
observación detallada de estas sedimentitas, las cuales principalmente se
presentan como areniscas de colores castaño rojizo.
Figura 3.2. Detalle de los afloramientos de la Formación Tordillo que se disponen sobre el flanco occidental del anticlinal Barrancas, sobre la margen oriental del río homónimo.
Legarreta y Gulisano (1989) proponen que esta unidad se encontraría
vinculada a la depositación en un ambiente fluvial entrelazado, de naturaleza
efímera en su parte proximal y abanicos aluviales conectados a depresiones
tipo barreal en su porción más distal. En estudios más recientes, Legarreta
(2002) vinculó a estos sedimentos a un sistema fluvial endorreico con aporte
detrítico desde el este y volcánico desde el oeste.
21
UBA (2007)
La Formación Tordillo se dispone por encima de las evaporitas marinas
de la Formación Auquilco, en contacto erosivo y separada por la discordancia
intermálmica o araucánica (Gulisano 1988). Hacia el techo se encuentra
limitada por una fuerte superficie trangresiva correspondiente a la base de la
Formación Vaca Muerta.
De acuerdo a Leanza (1994), la edad de esta unidad corresponde al
Kimmeridgiano tardío, pudiendo alcanzar, eventualmente, el Tithoniano
temprano.
Formación Vaca Muerta (JKvm)
Esta entidad fue inicialmente definida por Weaver (1931) para referirse
al conjunto de “Estratos Tithonianos” compuestos por pelitas negras y calizas
con un importante contenido de fauna amonitífera. Posteriormente, Fossa
Mancini at el. (1938) propusieron la utilización del término Formación Vaca
Muerta en reemplazo de la denominación de Weaver (1931). De acuerdo a
Leanza (1973), la localidad tipo de la unidad corresponde a la sierra de la Vaca
Muerta.
En la zona de estudio la Formación Vaca Muerta se encuentra aflorando
en dos sectores. El más extenso se desarrolla principalmente a lo largo de la
sierra de Hastetes (Fig. 3.3) y sobre la margen opuesta del río Barrancas,
presentando un marcado desarrollo norte-sur. El segundo sector se ubica en el
extremo noreste de la región, cerca de las nacientes del río Pancu-Lehue, pero
con una distribución areal más reducida.
Litológicamente se compone de una sucesión de lutitas con
estratificación fina a mediana con gran contenido de materia orgánica. Los
niveles laminados se presentan alternando con pelitas calcáreas y niveles de
calizas que alcanzan varios centímetros de espesor. Los colores gradan entre
negro, castaño y gris oscuro. En los afloramientos que se registran sobre la
margen occidental del río Barrancas pueden observarse niveles con
concreciones de formas discoidales y diámetros desde algunos centímetros
hasta casi un metro (Fig. 3.4).
22
F. A. Pose (2007)
Figura 3.3. Vista de los afloramientos de la Formación Vaca Muerta de la vertiente occidental de la sierra de Hastetes.
Figura 3.4. Detalle de la Formación Vaca Muerta donde se observan pelitas finamente laminadas con delgados bancos calcáreos intercalados y concreciones carbonáticas de grandes dimensiones.
El registro fosilífero de esta unidad es muy abundante y se compone de
restos de vertebrados e invertebrados marinos. Entre los estudios
biostratigráficos más importantes, basados en amonites, se pueden citar a
Burckhardt (1903), Weaver (1931), Windhausen (1931), Leanza (1945) y
23
UBA (2007)
Aguirre-Urreta y Alvarez (1999). Los trabajos de Leanza (1945) sobre la fauna
amonitífera presente en la sierra Azul permitieron definir tres biozonas que se
siguen utilizando actualmente: Argentiniceras noduliferum, Spiticeras damesi y
Neocomites wichmanni.
En los afloramientos de la zona de estudio, además de gran cantidad de
restos de amonites indeterminados, se identificó la presencia de Olcostephanus
atherstoni de edad valanginiana inferior alta (Aguirre Urreta com. personal
2007) y bivalvos de la sublcase Ptermiomorphia, orden Pterioida, familia
Limidae, género Acesta? (Lazo, com. personal 2007). Estos últimos presentan
un biocrón que se extiende entre el Jurásico tardío y la actualidad y son formas
epifaunales libres nadadoras (Fig. 3.5).
Figura 3.5. Bivalvos de la subclase Ptermiomorphia en pelitas de la Formación Vaca Muerta.
La presencia de pelitas finamente laminadas con importantes contenidos
de materia orgánica y niveles calcáreos intercalados sugieren, de acuerdo a
Spalletti et al. (1999), un ambiente de rampa carbonática, de escasa energía,
pobre en oxígeno y por debajo del nivel de olas de tormenta, aunque con
esporádicos flujos gravitacionales asociados a eventos de tormentas. Se trata
de depósitos de interior de cuenca hasta plataforma externa. A partir del
estudio del contenido faunístico, Uliana et al. (1973), sugieren condiciones de
temperaturas templadas cálidas para las aguas.
24
F. A. Pose (2007)
Regionalmente, la base de la Formación Vaca Muerta está marcada por
una fuerte superficie transgresiva que representa un importante evento de
inundación marina de la cuenca (Gulisano et al. 1984). Hacia el techo,
infrayace en concordancia a las sedimentitas de la Formación Agrio.
De acuerdo al contenido fosilífero estudiado por Leanza (1945, 1981) y
Leanza y Zeiss (1990) se le atribuye a esta unidad una edad que se extiende
desde el Tithoniano hasta el Valanginiano inferior.
Formación Agrio (Ka)
La Formación Agrio fue definida por Weaver (1931), quien incluyó
también bajo esta denominación a los depósitos evaporíticos de la Formación
Huitrín. Posteriormente estos fueron considerados independientes a partir de
los trabajos de Groeber (1946) y Herrero Ducloux (1947) (Narciso et al. 2004).
De acuerdo a Weaver (1931), la localidad tipo de esta unidad se localiza sobre
ambas márgenes del río Agrio, inmediatamente al oeste de la vieja ruta
nacional 40.
La distribución de los afloramientos en la zona de estudio es similar a los
de la Formación Vaca Muerta, pero abarcan una superficie mayor. Se
extienden longitudinalmente en sentido norte-sur sobre ambas márgenes del
río Barrancas en el sector occidental de la comarca, mientras que en la región
noreste lo hacen hacia el este del río Pancu-Lehue. Los espesores son
variables pero en la zona donde se levantó el perfil estratigráfico se determinó
un espesor de 740 metros.
Esta unidad litoestratigráfica fue dividida en tres miembros conocidos
como miembros inferior, Avilé y superior (Leanza y Hugo 2001). Los miembros
inferior y superior presentan un arreglo litológico y facial semejante, estando
ambos conformados por una alternancia de pelitas negras bituminosas,
finamente laminadas, con intercalaciones de bancos de calizas micríticas
(Weaver 1931, Leanza y Hugo 2001). Estos miembros se encuentran
separados por los depósitos del Miembro Avilé, representados en el sur de
Mendoza por wackes y areniscas verdosas con moldes de cubos de halita y
nódulos de anhidrita (Legarreta y Kozlowski, 1984). Sin embargo, en la zona de
25
UBA (2007)
estudio no se identificó la presencia de afloramientos correspondientes al
Miembro Avilé (Fig. 3.6).
Figura 3.6. Afloramientos de pelitas grises con delgados niveles de calizas intercalados de la Formación Agrio. Flanco occidental de la sierra de Hastetes.
Al igual que la Formación Vaca Muerta, esta unidad se caracteriza por
presentar una cantidad abundante de restos fósiles, predominando los
amonites y bivalvos aunque también son comunes corales, crustáceos y
equinodermos. Los estudios de amonites realizados por Leanza (1981),
Riccardi (1984,1988) y Aguirre Urreta et al. (2005), entre otros, han permitido
generar diversas zonaciones biostratigráficas para esta unidad. A lo largo del
perfil sedimentario levantado (Fig. 3.13) se identificaron diversos restos de
amonites entre los que se puede mencionar Hoplitocrioceras gentilii de edad
hauteriviana temprana (Fig. 3.7); Crioceratites sp. de edad hauteriviana tardía;
y Neocomiceramus sp. de edad hauteriviana tardía (Aguirre Urreta com.
personal 2007).
26
F. A. Pose (2007)
Figura 3.7. Impronta del amonite Hoplitocrioceras gentilii hallada en los afloramientos de la sierra de Hastetes.
También, a lo largo del perfil, se tomaron muestras de la Formación
Agrio para tratar de determinar la posible presencia de nanofósiles calcáreos.
El estudio y preparación de las mismas fue llevado a cabo por la Dra. Andrea
Concheyro y la Lic. Marina Lescano siguiendo la técnica de frotis (smear slide)
de Edwads (1963). Las observaciones y fotografías se efectuaron con un
microscopio de polarización Leica DMLP con un aumento de 1000X y
accesorios tales como lámina de 1 λ de yeso y filtro azul.
La totalidad de las 16 muestras obtenidas resultaron fértiles, pudiéndose
reconocer 38 especies de nanofósiles calcáreos (Cuadro 3.1). Las mismas
presentan una diversidad y preservación moderada y son asignables al
Valanginiano superior- Hauteriviano superior. Dicha asociación se compone de:
Calculites percenis Jeremiah, Calculites suturus Bown y Concheyro,
Cretarabdus conicus Bramlette y Martini, Cruciellipsis cuvillieri (Manivit)
Thierstein, Crucibiscutum neuquenensis Bown y Concheyro, Crucibiscutum
salebrosum (Black) Jakubowski, Cyclagelosphaera margerelli Noël,
Diazomatolithus lehmanii Noël, Eiffellithus striatus (Black) Applegate y Bergen,
Eiffellithus windii Applegate y Bergen, Ethmorhabdus hauterivianus Black,
Helenea chiastia Worsley, Helicolithus sp. Manivitella pemmatoidea (Deflandre)
Thierstein, Micrantholithus hoschulzii (Reinhardt) Thierstein, Micrantholithus
obtusus Stradner, Nannoconus bucheri Brönnimann, Nannoconus circularis
27
UBA (2007)
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F. A. Pose (2007)
Deres y Achéritéguy, Nannoconus kamptneri Brönnimann, Nannoconus
quadricanalis Bown y Concheyro, Nannoconus steinmannii Kamptner,
Nannoconus sp., Lithraphidites bollii (Thierstein) Thierstein, Podorhabdus sp.,
Rhagodiscus asper (Stradner) Reinhardt, Rhagodiscus sp., Retecapsa surirella
(Deflandre y Fert) Grün, Speetonia colligata Black, Staurolitites sp.,
Stradnerlithus silvaradius (Filewicz et al.) Rahman y Roth, Watznaueria
barnesiae (Black) Perch-Nielsen, Watznaueria biporta Bukry, Watznaueria
fossacincta (Black) Bown, Watznaueria ovata Bukry, Zeugrhabdotus
diplogrammus (Deflandre) Burnett, Zeugrhabdotus embergeri (Noël) Perch-
Nielsen, Zeugrhabdotus sp. En la lámina 3.1 se pueden observar imágenes de
algunas de las especies identificadas.
La presencia de las especies indicadoras: Cruciellipsis cuvillieri (Manivit),
E. striatus (Black), E. windii (Applegate y Bergen), N. bucheri Brönnimann, N.
circularis (Deres y Achéritéguy) y Speetonia colligata Black permiten asignar la
edad de la Formación Agrio, en la localidad en estudio, al Valanginiano
superior- Hauteriviano superior, y correlacionar dichos estratos con las Zonas
CC4a y CC4b definidas con nanofósiles calcáreos (Applegate y Bergen, 1988)
y con las zonas de amonites Pseudofavrella angulatiformis hasta la zona
Crioceratites schlaginweiti (Aguirre-Urreta y Rawson 1997) en la cuenca
Neuquina (Fig. 3.8).
La existencia conjunta de E. windii y E. striatus hasta la muestra BAFC-
NP 2771 sugiere una edad valanginiana tardía, correlacionable con la Zonas
CC4a definidas con nanofósiles calcáreos (Applegate y Bergen 1988) y con la
zona de amonites Pseudofavrella angulatiformis (Aguirre-Urreta y Rawson
1997) (Fig. 3.8).
Se reconoce la presencia de E. striatus hasta en la ultima muestra
estudiada BAFC-NP 2776. El biocron de dicha especie se extiende hasta la
zona de amonites Crioceratites schlaginweiti sugiriendo para dichos estratos
una edad hauteriviana tardía (Fig. 3.8).
29
UBA (2007)
Lámina 3.1. Imágenes de algunas de las especies identificadas en las muestras. A) Calculites percenis; B) Crucibiscutum salebrosum; C) Diazomatolithus lehmanii; D) Eiffellithus striatus; E) Watznaueria biporta; F) Micrantholithus hoschulzii; G) Eiffellithus windii; H) Micrantholithus obtusus; I) Watznaueria ovata; J) Watznaueria fossacincta; K) Watznaueria barnesiae; L) Nannoconus bucheri; M) Staurolitites sp.; N) Retecapsa
surirella.
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F. A. Pose (2007)
Figura 3.8. Cuadro de comparación entre las biozonas de amonites y los nanofósiles de la cuenca Neuquina para el Cretácico inferior (modificado de Aguirre Urreta et al. 2005).
Tanto el miembro inferior como el superior corresponden a depósitos
que caracterizan a un ambiente de sedimentación marino de plataforma
interna. Ambos miembros presentan una sección transgresiva en la base que
continúa hacia arriba con ciclos progradantes (Narciso et al. 2004).
A nivel regional de la cuenca, Leanza y Hugo (2001) observan que las
relaciones estratigráficas de esta unidad corresponden a un contacto
transicional con la Formación Vaca Muerta en la base, y paraconcordante con
la Formación Huitrín hacia el techo.
Estudios paleontológicos llevados a cabo por Viviers (1977), Ballent
(1993) y Aguirre Urreta et al. (1993), entre otros, le confieren a esta unidad una
edad valanginiana media - barremiana tardía. Los afloramientos
correspondientes al perfil sedimentaio levantado se encuentran comprendidos
entre el Valaginiano tardío y el Hauteriviano tardío.
31
UBA (2007)
Grupo Bajada del Agrio
Con la denominación de Grupo Bajada del Agrio se incluye al conjunto
de sedimentitas que integran las Formaciones Huitrín y Rayoso. Legarreta y
Gulisano (1989) lo definieron en la parta alta de la supersecuencia media (Fig.
3.1) como un conjunto de unidades clásticas, carbonáticas y evaporíticas,
agrupadas en una serie de secuencias depositacionales separadas por límites
netos. Méndez et al. (1995) proponen el nombre de Grupo Bajada del Agrio en
reemplazo del de Grupo Rayoso (Uliana et al. 1975), basándose en lo
recomendado por el artículo 31, inciso b, apartado 46, del Códido Estratigráfico
Argentino (1993), donde se sugiere que el nombre de un grupo debe ser
diferente al de cualquiera de las unidades que lo integran.
El Grupo Bajada del Agrio se dispone de modo paraconcordante sobre
los sedimentos de la Formación Agrio del Grupo Mendoza y presenta un
contacto erosivo con las sedimentitas del Grupo Neuquén hacia el techo. Su
contenido fosilífero permite asignarle una edad aptiana-cenomaniana inferior
(Narciso et al. 2004)
Una característica de este grupo es que, debido a la naturaleza de las
sedimentitas que lo integran - en su mayoría pelitas y evaporitas -, desempeña
un papel central en la estructuración regional al actuar como un nivel dúctil de
despegue.
Formación Huitrín (Kh)
Esta unidad fue denominada por Groeber (1933) como yeso de
transición, término que posteriormente el mismo autor reemplazó por
“Huitriniano” (Groeber 1946). La denominación Formación Huitrín proviene de
los trabajos de Marchese (1971) y posteriores.
En la zona de estudio la Formación Huitrín se encuentra aflorando en la
porción sur de la sierra de Hastetes, sobre su vertiente occidental. Se
manifiesta, a su vez, en la unión entre el río Pancu-Lehue y el arroyo Chacai-
Co y sobre la margen este del arroyo Trovun-Co.
32
F. A. Pose (2007)
Legarreta y Gulisano (1989) proponen una división de la unidad en tres
miembros: Chorreado, Troncoso y La Tosca. El Miembro Chorreado presenta
una sección inferior con pelitas calcáreas castañas que pasan a bancos de
yeso hacia el tope (Kozlowski et al. 1987, en Narciso et al. 2004). El Miembro
Troncoso posee una sección inferior formada por fangolitas verdosas con
intercalaciones de areniscas finas mientras que los términos superiores se
caracterizan por la existencia de facies de anhidrita blanquecina con laminación
paralela hacia el techo (Legarreta 2002). El Miembro La Tosca está constituido
principalmente por calizas (packstones y grainstones).
En los afloramientos de la zona de estudio no fue posible diferenciar los
distintos miembros propuestos por Legarreta y Gulisano (1989). Los mismos
están representados por yeso mayormente macizo con niveles finamente
laminados (Fig. 3.9). Su color es castaño claro a gris. La laminación se
presenta ondulada y en general muestra una alternancia de yeso con delgados
niveles de pelitas rojizas (Fig. 3.10). Son comunes los niveles con nódulos de
yeso de hasta 5 cm de diámetro. El espesor medido a lo largo del perfil
sedimentario corresponde a 270 metros.
Los ambientes de depositación de esta unidad son variados. Estudios
regionales permiten vincular al Miembro Chorreado a un evento regresivo
donde la sección inferior corresponde a una plataforma carbonática, mientras
que la sección superior está compuesta por evaporitas que evidencian un
notable descenso del nivel de base y conexión restringida con el Pacífico
(Legarreta 2002). Las sedimentitas que integran al Miembro Troncoso inferior
corresponden a ambientes continentales representados por facies de sistemas
fluviales efímeros, eólicos y de playa lake (Legarreta 2002, Narciso et al. 2004).
La sedimentación del Miembro Troncoso superior se encuentra asociada a una
cuenca marina evaporítica vinculada a un ascenso relativo del nivel de base
(Legarreta 2002, Narciso et al. 2004). En el caso del miembro La Tosca, el
ambiente de depositación sería acorde a una rampa carbonática carente de
talud con valores de salinidad superiores a los normales (Narciso et al. 2004).
En el marco regional de la cuenca, la Formación Huitrín se presenta con
base y techo paraconcordante con las Formaciones Agrio y Rayoso
respectivamente.
33
UBA (2007)
Figura 3.9. Vista de los afloramientos de la Formación Huitrín del sector sur de la sierra de Hastetes.
Figura 3.10. Detalle de la laminación fina ondulosa que se desarrolla en ciertos niveles del yeso de la Formación Huitrín.
34
F. A. Pose (2007)
De acuerdo al contenido fosilífero, principalmente de foraminíferos, Ballent
(1993) le asigna una edad correspondiente al Barremiano - Aptiano – Albiano.
Formación Rayoso (Kr)
Weaver (1931) fue quien definió inicialmente a esta secuencia en el
sector del cerro Rayoso, asignándole el nombre de Rayosa Formation.
Posteriormente, Herrero Ducloux (1946) definió a la Formación Rayoso como
todo el conjunto de sedimentitas que se encuentran comprendidas entre el
yeso de transición y la discordancia Intersenoniana. Legarreta y Gulisano
(1989) lo incluyeron en la denominación de Mesosecuencia Rayoso.
De acuerdo a Legarreta y Boll (1982), esta unidad puede ser dividida en
dos secciones: una inferior caracterizada por la presencia de facies
evaporíticas y otra superior representada por depósitos de pelitas, wackes y
conglomerados de colores rojos.
Los afloramientos en la zona de estudio se encuentran ubicados sobre la
margen oriental del arroyo Trovun-Co, en la unión entre el río Pancu-Lehue y el
arroyo Chacai-Co y a lo largo de la margen oriental del arroyo Colimamil.
Litológicamente, los afloramientos de la comarca se componen de
areniscas medias a gruesas de colores rojizos y castaño claro con
intercalaciones de niveles de pelíticos y conglomerádicos de hasta 50 cm de
espesor (Fig. 3.11).
El ambiente de depositación de esta unidad fue interpretado como
correspondiente a un ambiente continental con influencia marina periódica. Las
facies clásticas indican una progradación de un sistema fluvial del tipo
anastomosado (Legarreta y Boll 1982) sobre una antigua planicie costera
adyacente, mientras que las evaporitas corresponden a un medio de aguas
pandas con exposición subaérea periódica (Leanza y Hugo 2001).
La Formación Rayoso sucede de modo paraconcordante a la Formación
Huitrín y se encuentra limitada hacia el techo por las sedimentitas del Grupo
Neuquén.
La presencia de polen, esporas, acritarcas, foraminíferos, ostrácodos,
charáceas y nannoplancton permiten asignarle una edad albiana-
35
UBA (2007)
cenomamiana, de acuerdo a los estudios realizados por Legarreta et al. (1993)
(en Narciso et al. 2004).
Figura 3.11. Detalle de los afloramientos de la Formación Rayoso que se extienden sobre la margen oriental del arroyo Trovun-Co.
3.3.2 Perfil estratigráfico Don Alfaro
Se levantó un perfil estratigráfico de los afloramientos del Grupo
Mendoza, que se extienden a lo largo de la vertiente occidental de la sierra de
Hastetes, frente al puesto Don Alfaro. Los espesores se determinaron a partir
del uso de brújula, cinta métrica y GPS. La base del perfil se ubica en las
coordenadas 36º 18,217´S – 70º 21,194´O e involucró a las Formaciones Vaca
Muerta, Agrio y Huitrín (Fig. 3.12). A continuación, se expone una síntesis de
las características observadas y se incluye la ubicación de las muestras de
nanofósiles calcáreos (BAFC-NP).
36
F. A. Pose (2007)
0 – 49 m: Lutitas de color negro que presentan texturas de laminación
horizontal fina. Se las observa parcialmente cubiertas.
49 – 74 m: Lutitas negras con laminación horizontal grosera laminadas.
74 – 147 m: Lutitas de color gris oscuro y finamente laminadas. Hacia el tope
se encontraron restos fósiles del amonite Olcostephanus atherstoni que indica
una edad valanginiana inferior alta (Aguirre Urreta, com. personal 2007). El
tope de este intervalo marcaría el límite con la Formación Agrio.
147 – 166 m: Pelitas de color gris oscuro, finamente laminadas a las que se le
intercalan niveles de pelitas calcáreas, más resistentes, de color gris.
166 – 173 m: Pelitas de color negro con niveles de nódulos calcáreos que
alcanzan hasta 20 cm de diámetro (BAFC-NP: Nº 2761).
173 – 186 m: Pelitas grises, finamente laminadas, con intercalaciones de
bancos de calizas de color gris que se presentan con espesores de entre 20 y
40 cm (BAFC-NP: Nº 2762).
186 – 200 m: Nivel mayormente compuesto por bancos de calizas grises hacia
la base, que pasan gradualmente a pelitas de color pardo (BAFC-NP: Nº 2763).
200 – 228 m: Pelitas de color pardo grisáceo que desarrollan una textura
maciza (BAFC-NP: Nº 2764/5).
228 – 256 m: Nivel de pelitas pobremente laminadas. Se presentan
principalmente en color gris con alternancia de niveles delgados de color pardo.
256 – 292 m: Pelitas finamente laminadas con bancos de pelitas calcáreas
intercalados. A los 263 y 278 m se observan dos niveles arcillosos, de color
castaño amarillento con texturas botroidales en el techo, que alcanzan un
espesor de 80 y 100 cm respectivamente (BAFC-NP: Nº 2766).
292 – 326 m: Nivel de pelitas grises con textura maciza. Presentan fractura
concoidea (BAFC-NP: Nº 2767/8/9/70)
326 – 332 m: Nivel de pelitas con textura maciza en la que se disponen
cuerpos calcáreos de formas lenticulares de hasta 60 cm de espesor (BAFC-
NP: Nº 2771).
332 – 370 m: Pelitas negras pobremente laminadas. Se observa la presencia
de intercalaciones de lentes de pelitas calcáreas con colores pardos
amarillentos. Estos cuerpos alcanzan dimensiones de hasta 40 cm de alto por
algunos metros de largo. (BAFC-NP: Nº 2772).
37
UBA (2007)
Figura 3.12. Perfil estratigráfico levantado sobre la porción suroccidental de la sierra de Hastetes.
370 – 384 m: Pelitas finamente laminadas, de color negro, con intercalaciones
de bancos de calizas de color blanco amarillento.
38
F. A. Pose (2007)
384 – 400 m: Pelitas con características similares al nivel anterior. Sin
embargo, los niveles de calizas son más abundantes y alcanzan espesores de
entre 15 a 20 cm. Aparecen los primeros restos fósiles de gastrópodos. (BAFC-
NP: Nº 2773).
400 – 444 m: Pelitas grises, finamente laminadas, con abundantes
intercalaciones de calizas limosas de color gris que alcanzan espesores de
entre 20 a 30 centímetros. Se identificaron además restos del amonite
Crioceratites sp. (Aguirre Urreta, com. personal 2007). (BAFC-NP: Nº2774/5/6).
444 – 463 m: Pelitas grises, macizas y parcialmente cubiertas, que alternan con
delgados niveles de arcillas con abundante presencia de yeso.
463 – 884 m: Cubierto.
884 m: Contacto con depósitos de yeso de la Formación Huitrín. Los
afloramientos, de color blanco grisáceo, se presentan con texturas macizas que
alternan con niveles finamente laminados. Es común la presencia de fracturas
irrregulares rellenadas por yeso recristalizado de color blanco. Los
afloramientos se encuentran en general parcialmente cubiertos por depósitos
volcánicos de caída. El espesor medido hasta el contacto con las sedimentitas
del Grupo Neuquén corresponde a 270 metros.
3.3.3. Cretácico superior Grupo Neuquén (Kn)
Esta unidad fue inicialmente denominada por Roth (1899) como
Formación de Areniscas Rojas. Posteriormente, otros autores le asignaron
diferentes nombres tales como Areniscas Coloradas (Gerth, 1925), Piso del
Ranquil (Groeber, 1933), Estratos con Dinosaurios (Boehm, 1938) y
Diamantiano (Groeber, 1946). Finalmente, se formaliza como Grupo Neuquén a
partir del trabajo de Stipanicic et al. (1968).
Cazau y Uliana (1973) propusieron un esquema estratigráfico para este
grupo separándolo en las formaciones Río Limay, Río Neuquén y Río
Colorado, mientras que Legarreta y Gulisano (1989) dividieron al grupo en ocho
39
UBA (2007)
secuencias depositacionales que habrían estado controladas por cambios en el
nivel de base.
Los afloramientos de la zona de estudio se presentan en la porción
centro-sur, son aislados y de una extensión areal reducida. Están
representados por una sucesión de areniscas de grano medio a grueso, de
colores castaños y amarillentos, que se alternan con niveles conglomerádicos
de espesores que varían desde varios centímetros hasta varios metros. Se
levantó un perfil estratigráfico a lo largo de los afloramientos que se extienden
sobre el flanco oriental de la sierra de Hastetes (Fig. 3.13). El espesor total
medido fue de 131 metros y las principales características observadas se citan
a continuación:
0 – 27 m: Arenisca de color pardo anaranjadas de grano medio con
intercalaciones de niveles de arenas más gruesas hacia el techo. El
afloramiento se presenta parcialmente cubierto.
27 - 36 m: Arenisca de color pardo morado de grano medio, parcialmente
cubierta.
36 - 57 m: Arenisca de grano medio (muestra GN1) con intercalaciones de
bancos de areniscas de grano grueso (muestra GN2), matriz sostén de hasta
30 centímetros de espesor.
57 – 78 m: Arenisca de grano medio y color gris anaranjado con estratificación
horizontal paralela poco definida. Hacia la base se observan cuerpos de formas
lenticulares de longitudes de hasta 50 por 10 cm de espesor. Los últimos 3 m
se presentan parcialmente cubiertos.
78 – 81 m: Banco conclomerádico de color amarillo ocre, matríz sosten, mal
seleccionado con clastos de hasta 5 cm de diámetro. Se intercalan niveles de
espesor centimétrico de areniscas medias a gruesas de color morado.
81 – 93 m: Arenisca gruesa de color castaño con presencia de concreciones de
areniscas con diámetros de hasta 40 centímetros.
93 – 96 m: Arenisca de grano medio y color castaño con desarrollo de
estratificación entrecruzada grosera.
96 – 108 m: Cuerpo conglomerádico matriz sostén y base erosiva. La selección
es mala, con clastos de hasta 10 cm de longitud. Los mismos corresponden a
40
F. A. Pose (2007)
fragmentos de rocas de composición granítica, clastos de areniscas y
fragmentos silíceos. No se observa una gradación definida.
108 – 131 m: Areniscas medias dispuestas en bancos de hasta 40 cm de
espesor. El afloramiento no es contínuo, se encuentra parcialmente cubierto.
Figura 3.13. Perfil estratigráfico de los afloramientos del Grupo Neuquén de la sierra de Hastetes. En el mismo puede observarse la posición de las diversas muestras obtenidas para estudios petrográficos.
41
UBA (2007)
A lo largo del perfil se tomaron cinco muestras de areniscas para
estudios petrográficos (Fig. 3.13). Las características principales de las mismas
se exponen a continuación:
Muestra GN1: En muestra de mano se observa una arenisca de color pardo
grisáceo de grano medio y bien consolidada. El estudio del corte delgado
refleja una roca con textura clasto sostén, de selección moderada y clastos de
bordes subangulosos (Fig. 3.14). La fracción lítica comprende el 75% del
volumen y se compone de litoclastos volcánicos donde es posible identificar
microlitos de plagioclasa inmersos en una pasta que asemejan a una textura
afieltrada (Fig. 3.14). Por este motivo, se infiere que podrían corresponder a
fragmentos de rocas andesíticas. En menor porcentaje se observan
cristaloclastos de cuarzo (10%) con bordes irregulares y extinción relámpago.
Los feldespatos (10%) están principalmente representados por cristaloclastos
alargados de plagioclasa con alteración entre moderada y avanzada a sericita.
El cemento (5%) presenta una textura microgranular y se compone de arcillas,
óxidos, clorita y parches de carbonato. De acuerdo a la clasificacion de Folk et
al. (1970) la muestra corresponde a una litoarenita.
Muestra GN2: En muestra de mano puede apreciarse una arenisca de grano
grueso, grisácea y bien consolidada. El estudio microscópico evidencia una
roca mal seleccionada con textura clasto sostén de contactos tangenciales y
cóncavo-convexos (Fig. 3.15). La presencia de litoclastos es abundante (65%)
y estos corresponden a fragmentos de rocas volcánicas donde se observan
microlitos de plagioclasa subhedrales que desarrollan una textura afieltrada. Al
igual que en la muestra GN1, se asume que los mismos podrían corresponder
a fragmentos de rocas andesíticas (Fig. 3.15). Los bordes son, en general,
angulosos y constituyen la fracción más gruesa y abundante de la muestra. El
porcentaje restante lo compone un 20% de cuarzo y un 10% de feldespatos. El
cuarzo se presenta con bordes angulosos y extinción relámpago y ondulosa,
mientras que los feldespatos presentan bordes irregulares y alteración
incipiente a arcillas. El cemento representa el 5% y es principalmente calcáreo
(Fig. 3.15), aunque también se observan sectores con cementos arcillosos. De
42
F. A. Pose (2007)
acuerdo a la clasificación de Folk et al. (1970), la muestra correspondería a una
litoarenita.
Figura 3.14. Corte delgado con nicoles descruzados de la muestra GN1. Puede observarse la textura afieltrada que presentan los litoclastos así como también la elevada angularidad de los clastos y textura clasto sostén. La figura evidencia la alteración moderada a arcillas que presenta la muestra (4x).
Figura 3.15. Corte delgado de la muestra GN2 sin y con polarizador intercalado. Pueden observarse los contactos tangenciales y cóncavo-convexos que desarrollan los clastos así como también la textura afieltrada de los litoclastos volcánicos. Asimismo se aprecia la disposición del cemento calcáreo entre algunos de los intersticios de los clastos (4x).
43
UBA (2007)
Muestra GN3: En muestra de mano se observa una arenisca de color pardo
anaranjada y de grano medio. Las características que surgen del estudio del
corte delgado evidencian una roca muy alterada, de clastos subredondeados a
angulosos y textura clasto sostén (Fig. 3.16). La fracción lítica es abundante
(60%) y presenta las mismas características texturales que en las muestras
anteriores. Los cristaloclastos de feldespatos (15%) muestran una alteración
avanzada a sericita que dificulta la observación de las maclas polisintéticas.
Sus bordes son irregulares y angulosos en general. El cuarzo (10%) está
representado por cristaloclastos de menor tamaño, con extinción relámpago, y
bordes muy angulosos. El porcentaje restante corresponde a cemento arcilloso
y carbonático que se manifiesta como parches entre los clastos. Según Folk et
al.(1970), la muestra podría clasificarse como una litoarenita.
Figura 3.16. Corte delgado de la muestra GN3. La figura permite evidenciar el grado avanzado de alteración que presenta la muestra, no solo en los cristaloclastos de feldespatos sino también en los litoclastos volcánicos (4x).
Muestra GN4: La muestra de mano permite apreciar una arenisca de grano
grueso y color pardo morado. En corte delgado se observa una textura flotante
y tangencial subordinada, con una selección mala (Fig. 3.17). Los litoclastos
44
F. A. Pose (2007)
(50%) se presentan subredondeados y corresponden a volcanitas identificadas
como posibles andesitas por presentar una textura de tipo afieltrada. Los
cristaloclastos de cuarzo (10%) presentan bordes angulosos a subredondeados
y extinción relámpago dominante. Los feldespatos representan el 10% y se los
observa con aspecto terroso producto de una alteración moderada a arcillas. A
diferencia de las muestras anteriores existe una importante presencia de
cristaloclastos opacos (10%) de bordes subredondeados a ligeramente
angulosos (Fig. 3.17). El cemento es muy abundante (20%) y está
representado principalmente por carbonatos con textura microgranular y, en
algunos sectores, granular. A su vez, existen, en forma subordinada, arcillas
como material ligante. De acuerdo al porcentaje de clastos, la muestra podría
clasificarse como una litoarenita (Folk et al. 1970).
Figura 3.17. Corte delgado de la muestra GN4. Puede observarse una presencia importante de fragmentos líticos volcánicos así como también la existencia de clastos de color negro y subredondeados correspondientes a minerales opacos. Asimismo, se evidencia una textura dominantemente flotante que se vuelve tangencial en ciertos sectores.
Muestra GN5: En muestra de mano se observa una arenisca de color gris claro,
grano grueso y muy consolidada. La observación del corte delgado indica una
45
UBA (2007)
textura clasto sostén (Fig. 3.18) con un porcentaje abundante de líticos
volcánicos (85%). Se infiere que los mismos corresponderían, en su mayoría, a
clastos de andesitas. Además, es posible identificar abundante vidrio volcánico
en forma de fiammes y trizas que estarían vinculados a la presencia de
fragmentos piroclásticos en el depósito (Fig. 3.18). La presencia de estos
clastos vítreos, angulosos, y que preservan sus texturas originales, indicaría
una roca cuyos clastos sufrieron muy poco transporte. En menor proporción y
tamaño, se observan cristaloclastos de cuarzo (7%) y feldespatos (5%). El
cemento (3%) es de tipo carbonático. De acuerdo a la clasificacion de Folk et
al. (1970), la muestra clasificaría como una litoarenita.
Figura 3.18. Corte delgado sin y con nicoles cruzados donde se aprecia una textura clasto sostén dominada por litoclastos de rocas volcánicas. En la figura inferior se expone un detalle de los fragmentos vítreos identificados en la muestra.
46
F. A. Pose (2007)
La elevada participación de líticos volcánicos en las areniscas
muestreadas, así como también la alta proporción de plagioclasa y las bajas
concentraciones de cuarzo, indicarían un área de aporte vinculado a un arco
volcánico no disectado (Dickinson et al.1985).
El ambiente de sedimentación es de tipo continental, representado
principalmente por sistemas fluviales. De acuerdo a Cazau y Uliana (1973), las
variaciones en la granulometría que presentan las sedimentitas que lo
componen estarían representando cambios intermitentes en la velocidad de
subsidencia.
A nivel regionsl, la base del Grupo Neuquén está indicada por la
discordancia Miránica Principal que lo separa de las sedimentitas que
componen al Grupo Bajada del Agrio. Hacia el techo, está limitado por la
discordancia Huantraica que se corresponde con la base del Grupo Malargüe.
De acuerdo a estas discordancias, Leanza y Hugo (1997) definen una edad
para esta unidad comprendida entre el Cenomaniano y el Campaniano inferior.
GRUPO MALARGÜE Formación Saldeño
Depósitos de esta unidad fueron inicialmente descriptos por Darwin
(1846) a lo largo del río Palomares, provincia de Mendoza, pero sin hacer
mención a su edad ni origen. Posteriormente, Trumpy (1941) correlacionó estos
afloramientos con la Formación Roca. Los trabajos más importantes
corresponden a Polanski (1957, 1964) quien la denominó Formación Saldeño y
correlacionó con las sedimentitas del Grupo Malargüe. Fidalgo (1959) le asigna
una edad cretácica tardía. Los estudios más recientes corresponden a Tunik
(2001, 2003) y Tunik y Concheyro (2002), quienes realizaron un análisis de
facies e interpretación ambiental y determinaron su edad a partir de restos
fósiles.
En la zona estudiada, los afloramientos se ubican en el extremo sur de la
sierra de Hastetes, por encima de los afloramientos del Grupo Neuquén
(Fig.3.19). La extensión areal de los mismos es muy reducida y se verificó un
espesor de 26 metros.
47
UBA (2007)
Tunik (2003) dividió a la Formación Saldeño siguiendo a Polanski (1957)
en tres secciones: una sección basal compuesta por conglomerados; una
sección intermedia pelítica y una sección superior calcárea. Los afloramientos
de la zona de estudio están representados por calizas masivas y calizas con
laminación estromatolítica, por lo que se corresponderían con la propuesta
sección superior de Tunik (2003) (Fig. 3.20).
Fig. 3.19. Vista en dirección sudeste de los afloramientos de la Formación Saldeño, ubicados sobre el filo de la sierra de Hastetes.
Figura 3.20. Detalle de los afloramientos de calizas estromatolíticas de la Formación Saldeño
48
F. A. Pose (2007)
Se levantó un perfil estratigráfico cuya descripción y características
principales se enumeran a continuación:
0 – 9 m: Nivel de caliza con laminación estromatolítica parcialmente cubierta.
Se presentan en bancos finamente laminados con espesores de entre 3 a 4
centímetros.
9 – 17 m: Caliza estromatolítica en bancos de 2 a 3 cm de espesor con
evidencia de exposición subaérea y color gris amarillento.
17 – 23 m: Bancos de calizas macizas, de entre 40 a 60 cm de espesor, con
laminación estromatolítica. Hacia el techo grada a niveles brechosos de color
ocre que evidencian exposición subaérea.
23 – 26 m: Calizas con laminación estromatolítica bien desarrollada con bancos
de 2 a 3 cm de espesor. Se destacan domos en relieve de hasta 1 metro de
diámetro. Finaliza con calizas macizas parcialmente disueltas.
En la figura 3.21 se muestran detalles de la laminación estromatolítica y
domos que se encontraron en los afloramientos.
A partir del análisis paleoambiental presentado por Tunik (2003), se
propone que la sección conglomerádica basal correspondería a un ambiente
continental de abanicos aluviales y ríos entrelazados que no estarían
relacionados con la ingresión marina Atlántica. Por su parte, las secciones
intermedia y superior corresponderían a un ambiente de planicie de mareas,
con características progradantes y vinculadas a una ingresión marina
proveniente del Atlántico. Los estudios de los restos fósiles indican una
asociación faunística de aguas someras restringidas (Tunik y Aguirre-Urreta
2002).
La Formación Saldeño se presenta en discordancia sobre las
sedimentitas del Grupo Neuquén. De acuerdo a Tunik y Aguirre-Urreta (2002),
sería correlacionable con la sección superior de la Formación Loncoche y con
la Formación Roca.
El estudio de los restos de nanofósiles (Tunik y Concheyro 2002) y
palinomorfos (Tunik 2001) permitieron asignarle a esta unidad una edad
maastrichtiana.
49
UBA (2007)
Figura 3.21. Laminación estromatolítica y domos que se observan a lo largo del perfil realizado en los afloramientos de la Formación Saldeño.
Es interesante destacar que, hasta el momento, estos afloramientos
corresponden al registro más austral y occidental reconocido en este sector de
la cordillera de las sedimentitas del Grupo Malargüe.
3.4 CENOZOICO 3.4.1 Mioceno Volcanitas Chari-Lehue (Mch)
En esta unidad se incluyen a las volcanitas que podrían ser
correlacionables con ciertos niveles de los depósitos volcánicos del Grupo
Molle (Uliana et al. 1973). Entre los estudios más recientes sobre estas
unidades se encuentran Yrigoyen (1972), Bettini (1982), Kozlowski et al. (1987
50
F. A. Pose (2007)
a y b), Llambías y Rapela (1987) y Ramos y Nullo (1993). La localidad tipo se
encuentra ubicada en el tramo superior del río Barrancas.
En la zona de estudio las volcanitas se extienden en la región sureste,
sobre ambas márgenes del río Barrancas. En el sector mendocino afloran al
este de la porción conocida como La Cancha mientras que en la margen
neuquina lo hace al este del arroyo Trovun-Co.
Los depósitos volcánicos se encuentran representados por un
apilamiento de mantos basálticos, tobas, brechas, aglomerados y coladas
masivas andesíticas hasta dacíticas y que alcanzan hasta 700 metros de
espesor en el noroeste neuquino (Uliana et al. 1973). Las volcanitas se
presentan basculadas con una inclinación aproximada de 30º O (Fig 3.22, 3.23)
y su espesor supera los 250 metros.
Figura 3.22. Vista de los afloramientos volcánicos asignados a las Volcanitas Chari Lehue que se extienden sobre la margen mendocina del río Barrancas.
Estratigráficamente, las Volcanitas Chari-Lehue se disponen en
discordancia sobre las unidades mesozoicas y hacia el techo son sucedidas
por depósitos volcánicos neógenos y cuaternarios.
De acuerdo a Uliana et al. (1973), estos depósitos serían
correlacionables con el Mollelitense de Groeber (1947), por lo que la edad de
esta unidad podría ser asignada al Mioceno inferior-medio.
51
UBA (2007)
Figura 3.23. Vista hacia el este donde pueden observarse a las volcanitas inclinando hacia el oeste-sudoeste y disectadas por el valle del río Barrancas.
3.4.2 Mioceno - Pleistoceno
El período comprendido entre el Mioceno medio-superior y el Holoceno
está marcado por una profusa actividad volcánica en esta porción de la cuenca
neuquina. En la zona de estudio se ve reflejada por numerosos cuerpos
volcánicos pre y post glaciarios que cubren gran parte de la comarca. El cuadro
3.2 expone la estratigrafía propuesta para el volcanismo neógeno (véase figura
3.1).
SUPERIOR
VOLCANITAS MARY
SUPERIORMEDIO
INFERIOR
MEDIO
PLIOCENO
INFERIOR
VOLCANITAS MIO-PLEISTOCENAS
INFERIOR
MIOCENOVOLCANITAS CHARI LEHUE
VOLCANITAS CERRO BARRANCASHOLOCENO
SUPERIOR
VOLCANITAS TROVUN-CO
BASALTO BARRANCAS ANDESITA LOS NEVADOS
PIROCLASTITAS HASTETES
IGNIMBRITAS MATRU VOLCANITAS PANCU-LEHUE
PLEISTOCENO
Cuadro 3.2. Relaciones estratigráficas de las unidades volcánicas neógenas identificadas en la zona de estudio.
52
F. A. Pose (2007)
Volcanitas mio-pleistocenas (MPv)
Con este nombre se agrupa informalmente a los afloramientos
volcánicos que se extienden hacia el noroeste de la zona de estudio. Los
mismos fueron brevemente descriptos por Groeber (1947) como mantos
basálticos que serían vinculables al Coyocholitense.
En la comarca de estudio los depósitos se disponen entre la margen
norte del arroyo Curamillo y la oriental del arroyo Blanco, rodeando a las
lagunas Negra y Fea (Fig. 1.3).
Si bien no existen trabajos detallados sobre estas unidades, Hildreth et
al. (2004) describieron brevemente a los afloramientos que se extienden hacia
el este de la laguna Negra (Fig. 3.24). De acuerdo a estos autores, los
depósitos corresponden a coladas apiladas de composición andesítica a
dacítica y flujos piroclásticos de disposición subhorizontal. Groeber (1947)
identifica al centro emisor de estas volcanitas inmediatamente al noreste de la
laguna Negra.
Figura 3.24. Vista de los afloramientos volcánicos miocenos superior-pleistocenos que se desarrollan sobre el margen oriental de la laguna Negra.
Hildreth et al. (2004) también caracterizan a los depósitos que se
desarrollan al suroeste de la laguna Negra, en el sector de pampa del Rayo.
Estas volcanitas corresponderían a lavas andesíticas y brechas volcánicas
53
UBA (2007)
levemente inclinadas hacia el este (10ºE). En este caso, El centro de emisión
se ubica inmediatamente al sur de la laguna Fea (Fig. 1.3).
Los afloramientos más jóvenes de esta unidad corresponden a un
depósito de flujo piroclástico que se extiende a lo largo del tramo superior del
arroyo Blanco (Fig. 3.25). Estas volcanitas se presentan de color gris medio,
moderadamente consolidadas y con textura algo vesicular. El estudio
petrográfico de un corte delgado de esta unidad reveló matríz vítrea abundante
(80%), totalmente desvitrificada y con desarrollo de texturas esferulíticas (Fig.
3.26). El resto de la fracción de la muestra está compuesto por un 15% de
cristaloclastos, representados por plagioclasa, biotita y cuarzo, y un 5% de
litoclastos. Los cristaloclastos de plagioclasa son los más abundantes y se los
puede observar con bordes anhedrales y en ciertos casos presentan extinción
inhomogénea. La biotita se presenta en forma de laminillas alargadas y, en
general, flexuras (Fig. 3.26) mientras que los cristaloclastos de cuarzo pueden
observarse con bordes anhedrales y extinción relámpago característica. Los
litoclastos presentan tamaños muy variados y se encuentran profusamente
alterados. Tienen bordes subrredondeados y corresponderían a fragmentos de
rocas volcánicas con texturas porfíricas.
Figura 3.25. Detalle de los depósitos piroclásticos que se extienden paralelamente al arroyo Blanco. En muestra de mano se pueden observar cristaloclastos de color blanco de hasta cuatro milímetros de largo y litoclastos de color gris oscuro de hasta uno centímetro de longitud.
54
F. A. Pose (2007)
De acuerdo a la clasificación de Pettijohn et al. (1987), la muestra podría
clasificarse como una ignimbrita vítrea.
Figura 3.26. Detalle del corte delgado donde se puede apreciar la abundante matríz vítrea castaña que presenta la muestra, así como también la presencia de texturas esferulíticas de desvitrificación. Asimismo, se observan cristaloclastos de cuarzo y biotita flexurada y la existencia de litofisas con núcleos de sílice.
Todos estos depósitos volcánicos fueron afectados por la acción
glaciaria, principalmente durante el último millón de años (Hildreth et al. 2004).
De acuerdo a Groeber (1947), en la zona de estudio, estas volcanitas se
disponen por encima de los depósitos del Palaocolitense y de unidades
55
UBA (2007)
sedimentarias del Grupo Mendoza. Hacia el techo, se encuentran cubiertas por
tobas blanquecinas y fragmentos pumíceos holocenos.
Groeber (1947) asigna a estas volcanitas al Coyocholitense, datado por
González Díaz (1979) en 8 ± 4 Ma y 4 ± 1 Ma. Dataciones más recientes fueron
realizadas por Hildreth et al. (2004) que verificaron edades de 6,7 ± 0,5 Ma
(40Ar/39Ar) para los niveles basales de los depósitos que se extienden al este de
la laguna Negra y 3,7 Ma para los niveles cuspidales. Además, se obtuvieron
edades 40Ar/39Ar de entre 1,5-1,2 Ma para los niveles cuspidales de los
depósitos que ubican al suroeste de la laguna Negra.
Basalto Barrancas (Pbb)
Se propone este nombre para el apilamiento de coladas de composición
basáltica que se encuentran aflorando hacia el extremo sur de la sierra de
Hastetes, en la porción sudoeste de la zona de estudio y sobre la costa
mendocina del río Barrancas.
Los afloramientos se presentan subhorizontales y con un espesor
superior a los 300 m (Fig. 3.27). Sobre el flanco norte pueden identificarse
hasta siete unidades de enfriamiento (Fig. 3.28) con desarrollo de grandes
estructuras de disyunciones columnares (Fig. 3.12).
De los niveles basales se obtuvieron muestras para realizar estudios
petrográficos, pudiéndose observar en muestra de mano, una roca de color gris
oscuro y textura porfírica con fenocristales tabulares de plagioclasa de hasta
0,5 cm de longitud y, en menor proporción, cristales de minerales máficos. El
estudio microscópico del corte delgado evidencia una roca de textura porfírica
con pasta intersertal donde los fenocristales comprenden el 40% del total de la
muestra y están representados por cristales de plagioclasa y piroxenos (Fig.
3.29). La fracción más abundante de fenocristales corresponde a la plagioclasa
(80%), representada por cristales tabulares de formas subhedrales y maclas
polisintéticas. Algunos cristales presentan zonalidad y sus tamaños son
variados. Los cristales de piroxeno (20%) se observan frescos y exhiben
bordes subhedrales a anhedrales. En algunos casos es posible apreciar
56
F. A. Pose (2007)
Figura 3.27. Detalle de los afloramientos del Basalto Barrancas, donde puede observarse su posición respecto del piso del valle del río Barrancas. Debido a su perfil transversal, se infiere que el origen del valle estuvo delineado por la acción glaciaria.
Figura 3.28. Flanco norte de los afloramientos del Basalto Barrancas donde se pueden identificar por lo menos siete unidades de enfriamiento apiladas.
secciones basales. La pasta (60%) se compone de cantidades similares de
plagioclasa, piroxeno y olivina. El vidrio se encuentra presente solo en
cantidades subordinadas y rellenando pequeños intersticios. Una característica
57
UBA (2007)
destacable es la gran cantidad de minerales opacos que conforman alrededor
del 30% del total de la pasta (Fig. 3.28).
De acuerdo a la clasificación IUGS, a la presencia de minerales máficos
como olivinas y piroxenos (este último tanto en la pasta como entre los
fenocristales) y al índice de color mayor a 40, se puede clasificar a la muestra
como una roca de composición basáltica.
Figura 3.28. Vista del corte delgado con y sin polarizador cruzado de las muestras del Basalto Barrancas. Pueden apreciarse los fenocristales de plagioclasa inmersos en una pasta de tipo intersertal con una presencia importante de minerales opacos entre los intersticios de los cristales (4x).
Estratigráficamente, la unidad se dispone en discordancia por encima de
las sedimentitas del Grupo Bajada del Agrio y es cubierta hacia el techo por
depósitos cuaternarios pumíceos.
Si bien no existen dataciones sobre estas volcanitas, Narciso et al.
(2004) le asignaron una edad holocena vinculándolas con la Formación
Andesitas Matru (Yrigoyen, 1972). En este trabajo se propone que la edad de
estos depósitos es preglaciaria, debido a que el valle del río Barrancas, en esta
cota topográfica, presenta una geomorfología que indicaría un origen glaciario
(Fig. 3.27). Teniendo en cuenta que la exaración glaciaria se desarrolló
principalmente durante el último millón de años (Hildreth et al. 2004), se podría
estimar una edad pliocena superior-pleistocena inferior para esta unidad.
58
F. A. Pose (2007)
Andesita Los Nevados (Pan) Se propone este nombre para dos cuerpos de varias decenas de metros
que se encuentran intruyendo a las sedimentitas de las formaciones Vaca
Muerta y Agrio sobre el flanco occidental de la sierra de Hastetes. (Fig. 3.29).
Los intrusivos se disponen en cercanías de la confluencia del arroyo los
Nevados con el río Barrancas.
Figura 3.29. Cuerpos intrusivos asignados a Andesitas Los Nevados sobre la vertiente occidental de la sierra de Hastetes.
Del cuerpo intrusivo que aflora por sobre la Formación Vaca Muerta se
tomaron muestras para estudios petrográficos. La observación del corte
delgado revela una roca afanítica con textura afieltrada, donde la pasta se
compone en un 75% de microlitos tabulares de plagioclasa (Fig. 3.30). Los
cristales se presentan con bordes subhedrales y en general frescos, aunque en
ciertos sectores se observa una alteración incipiente a sericita. Utilizando el
método de Michel Levy, se pudo identificar que la plagioclasa corresponde al
tipo andesina. La presencia de minerales opacos de bordes subangulosos es
abundante y alcanza un 18%. El porcentaje restante corresponde a cristales de
59
UBA (2007)
minerales máficos (7%) con tamaños aproximados de 0,02 milímetros. Los
mismos, se observan incoloros y con birrefringencia de segundo orden, por lo
que probablemente correspondan a cristales de piroxenos
De acuerdo a la clasificación IUGS, al índice de color y a la presencia de
plagioclasa tipo andesina, se puede inferir que la roca corresponde a una
andesita.
Figura 3.30. Detalle del corte delgado con y sin polarizador intercalado. Puede verse la textura afieltrada y la presencia minoritaria de minerales opacos y maficos (piroxenos?) que se alojan entre los microlitos de plagioclasa.
Si bien no existen dataciones para esta unidad se asume, por sus
características geomorfológicas, que serían posteriores a las volcanitas Chari-
Lehue, las cuales se encuentran deformadas por eventos tectónicos de edad
miocena (Folguera y Ramos 2005b).
Volcanitas Mary (Pvm)
Se utiliza esta denominación para agrupar, informalmente, a los dos
depósitos volcánicos que se extienden en el extremo oriental de la zona de
estudio y que Narciso et al. (2004) correlacionaron con las Formaciones
Andesitas Matru (para el cuerpo que se extiende más al norte) y Palauco (para
el más austral).
Las volcanitas, cuyos centros efusivos se encuentran vinculados a la
cordillera de Mary, se encuentran delimitadas por los valles de los ríos Pancu-
60
F. A. Pose (2007)
Lehue, Chacai-Co y Colimamil. Los depósitos se presentan horizontales a
levemente inclinados hacia el SE y evidencian un adelgazamiento en esa
dirección. Además, son generadores de claros ejemplos de inversión de
relieve.
Se tomaron muestras de los afloramientos más australes (Fig. 3.31) para
realizar una caracterización petrográfica de los depósitos. El estudio al
microscopio del corte delgado muestra una abundante matríz vítrea (70%) de
color castaño (Fig. 3.32), probablemente debido a la tinción generada por la
existencia de óxidos de hierro. La misma, se compone de trizas muy soldadas y
deformadas que presentan una desvitrificación avanzada y texturas
esferulíticas. Es común que se las observe flexuradas rodeando a
cristaloclastos y litoclastos volcánicos (Fig 3.32). Los cristaloclastos (20%)
están representados por cuarzo, feldespatos y biotita (Fig. 3.32). El cuarzo
responde a la fracción más abundante y se lo observa algo fracturado y con
contornos angulosos. Los cristaloclastos, si bien se identificaron algunos pocos
cristales de feldespato potásico, están dominados por tablillas subhedrales de
plagioclasa. En algunos ejemplares se observan, al mismo tiempo, maclas
polisintéticas y zonadas. La biotita se presenta en cantidades accesorias y en
forma de laminillas alargadas y tamaños variables. A su vez, a lo largo del corte
se identificaron litoclastos volcánicos que conforman el 10% de la muestra. De
acuerdo a la clasificación de Pettijohn et al. (1987), la muestra correspondería a
una ignimbrita vítrea.
Estos depósitos se disponen en discordancia angular sobre las
sedimentitas del Grupo Mendoza y hacia el techo se cubren de depósitos de
tobáceos y pumíceos cuaternarios.
Se carece de dataciones sobre estos cuerpos, sin embargo, los valles
circundantes presentan una clara influencia glaciaria, por lo que se asume que
la extrusión de las mismas fue previa a los últimos eventos glaciarios que
afectaron la región. Se estima, por lo tanto, una edad pleistocena inferior para
esta unidad.
61
UBA (2007)
Figura 3.31. Vista panorámica hacia el noreste donde se observa la ubicación de las Volcanitas Mary. Hacia el fondo de la imágen se aprecia el cordón de Mary.
Figura 3.32. A) y B) Vista sin y con polarizador cruzado donde se pueden observar las características de los cristaloclastos y matríz castaña de la muestra. C) Litoclasto volcánico y trizas vítreas deformadas a su alrededor. Evidencia una compactación del depósito. D) Esferulitas de desvitrificación de la pasta vítrea.
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F. A. Pose (2007)
Piroclastitas Hastetes (Pvh)
Con esta denominación se hace referencia al depósito de flujos
piroclásticos que se extiende sobre el filo de la sierra de Hastetes. El mismo se
presenta con una disposición subhorizontal y se compone de rocas
piroclásticas bien consolidadas, de color gris claro y con una textura craquelada
y de bloques redondeados (Fig. 3.31). Este tipo de textura podría estar
evidenciando una erupción subglaciaria aunque, sin embargo, se carece de
mayores evidencias al respecto.
Figura 3.31. Detalle del afloramiento piroclástico. Puede observarse la textura en disyunciones redondeadas y diaclasas que presenta el depósito.
La observación al microscopio del corte delgado realizado sobre
muestras de este afloramiento, revela una roca con un 85% de matríz vítrea de
color castaño (Fig. 3.32). La misma se compone de trizas vítreas muy
deformadas, aplastadas y parcialmente desvitrificada. Es común observar a las
trizas flexuradas alrededor de los cristaloclastos así como también litofisas y
texturas esferulíticas (Fig. 3.32). El 10% restante está representado por
cristaloclastos de cuarzo, plagioclasa y biotita. El cuarzo se presenta con
63
UBA (2007)
formas anhedrales y extinción relámpago. La plagioclasa desarrolla bordes
subhedrales a anhedrales y maclas polisintéticas. En cantidades accesorias se
presentan cristaloclastos de biotita y algunos pocos fragmentos líticos
volcánicos (5%).
El elevado porcentaje de matríz vítrea permite clasificar a la muestra
como una ignimbrita vítrea de acuerdo a Pettijohn, et al. (1987).
Figura 3.32. Detalles del corte delgado (4x) de las piroclastitas. A) y B) Vista con y sin polarizador intercalado. Se observan cristaloclastos anhedrales de cuarzo y plagioclasa inmersos en una matríz vítrea. Pueden apreciarse trizas deformadas. C) Trizas vítreas flexuradas alrededor de un cristaloclasto de cuarzo. D) Trizas deformadas, esferulitas y litofisas desarrolladas en la matríz.
La edad de esta unidad se estima como pleistocena inferior, asumiendo
que su extrusión fue concordante con los últimos pulsos glaciarios que
afectaron a la comarca de estudio.
64
F. A. Pose (2007)
3.4.3 Pleistoceno - Holoceno Ignimbritas Matru (PHim) Se propone el nombre de Ignimbritas Matru para referirse a los extensos
depósitos ignimbríticos que se extienden hacia el noroeste de la zona de
estudio. Groeber (1947) asigna a estas ignimbritas al “Matrulitense”, definiendo
la localidad tipo en la región del Alto Barrancas, entre las lagunas Maule, Fea y
Negra (Fig. 1.3). En el mismo trabajo, el autor las menciona brevemente
utilizando el nombre informal de “piedra pómez producida durante las
erupciones”.
En la zona de estudio los afloramientos se ubican entre el río Barrancas
y el arroyo Curamillo, en el sector conocido localmente como pampa del Rayo
(Fig. 5.10; 3.33). Los depósitos se presentan rellenando un amplio valle de
origen glaciario y comprenden un área de aproximadamente 18 km2. En la
porción sur se verificaron espesores de hasta 30 metros, por lo que podría
estimarse un volumen mínimo de por lo menos 0,54 Km3 de material que
rellena el valle.
Figura 3.33. Vista de los depósitos ignimbríticos desde el filo de la sierra Hastetes. En la figura puede observarse la amplia extensión cubierta y el espesor del manto ignimbrítico.
65
UBA (2007)
El estudio petrográfico de las muestras obtenidas en la porción sur del
afloramiento permite observar, en muestra de mano, una roca de color blanco
grisácea, friable y porosa. Presenta además un bandeamiento irregular de color
castaño con espesores que varían entre algunos pocos milímetros y algunos
centímetros, probablemente generados por procesos de oxidación secundarios.
Se observan a simple vista pocos cristaloclastos de tamaños no superiores a
los 2 milímetros, que corresponderían a feldespatos y minerales máficos. El
estudio al microscopio evidencia una roca piroclástica compuesta por una
matríz de trizas vítreas (80%) y escasos cristaloclastos y litoclastos. Las trizas
se presentan aplastadas y deformadas y dispuestas de manera tal que insinúan
fluidalidad en el depósito. En la matríz es abundante la presencia de litofisas,
que en algunos casos presentan núcleos de silíceos, vinculados, seguramente,
a circulación posterior de soluciones ricas en este mineral. Los cristaloclastos
están representados por plagioclasa y biotita. Los microlitos de plagioclasa son
abundantes y se presentan en formas tabulares y con maclas polisintéticas,
mientras que la biotita lo hace en forma de laminillas con bordes con óxidos de
hierro. En cantidades accesorias se encuentran cristaloclastos de olivinas y
piroxenos.
Figura 3.34. Corte delgado sin polarizador intercalado de las Ignimbritas Matru. Pueden observarse las trizas volcánicas deformadas y soldadas de la pasta, así como también cristaloclastos de biotita y minerales opacos.
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F. A. Pose (2007)
De acuerdo a la clasificación de Pettijohn, et al. (1987), la muestra
correspondería a una ignimbrita vítrea.
Estos depósitos se disponen en discordancia sobre las sedimentitas del
Grupo Mendoza y su origen se encuentra vinculado a los centros volcánicos
que se extienden hacia el sudeste de la laguna del Maule, siendo
probablemente el cerro Barrancas el emisor de estas ignimbritas. De acuerdo a
las consideraciones de Hildreth et al. (2004), la edad de estos depósitos sería
pleistocena superior-holocena.
Volcanitas Pancu-Lehue (PHvpl)
Se utiliza el nombre de Volcanitas Pancu-Lehue para referirse
informalmente a los numerosos conos volcánicos monogénicos que se
disponen aisladamente en la porción central sur de la zona de estudio (Fig
3.35). Se los observa principalmente en el sector de La Cancha y al oeste del
arroyo Blanco.
Los depósitos se componen de conos monogénicos de hasta 15 m de
alto integrados por bloques y lapilli de tamaños diversos.
Figura 3.35. Conos volcánicos monogénicos que se extienden entre la vertiente oriental de la sierra de Hastetes y el río Pancu-Lehue.
Las observaciones petrográficas realizadas revelan, en muestra de
mano, una roca de color gris oscuro y textura afanítica. La observación al
67
UBA (2007)
microscopio permite observar una pasta abundante (75%) de textura
intergranular. Los fenocristales (25%) están representados por cristales de
plagioclasa, olivina y piroxenos. Los cristales tabulares de plagioclasa
comprenden la fracción más abundante de los fenocristales (85%) y se los
observa con bordes suhedrales, maclas polisintéticas y, en algunos casos,
bordes corroidos y zonalidad. Los cristales de olivina se aprecian con formas
anhedrales y se encuentran muy fracturados. Entre las fracturas se observa
una alteración incipiente de color rojizo. Por último, los cristales de piroxeno se
observan, en general, frescos (solo algunos presentan bordes con óxidos) y
con contornos subhedrales y algunas secciones basales anhedrales. La pasta
se compone de microlitos de plagioclasa y, entre los intersticios de éstos, se
disponen pequeños cristales de olivina y piroxeno. La presencia de opacos es
abundante.
De acuerdo a la clasificación IUGS, la presencia de minerales máficos
como olivinas y piroxenos (este último tanto en la pasta como entre los
fenocristales) y un índice de color mayor a 40, se infiere que la muestra
corresponde a una roca de composición basáltica.
Si bien no se disponen de dataciones sobre estos afloramientos, los
mismos presentan sus rasgos bien conservados y se asume que no fueron
afectados por la acción glaciaria. Por ese motivo, se le asigna una edad
pleistocena superior-holocena (< 30.000 años).
Volcanitas Trovun-Co (PHvt)
Se propone el término Volcanitas Trovun-Co para referirse a los
depósitos volcánicos que se extienden sobre la parte superior de la sierra de
Trovun-Co y sobre las Volcanitas Chari-Lehue, al sudeste de la zona de estudio
(3.36).
Los depósitos están representados por una sucesión de coladas lávicas
delgadas y conos monogénicos. Litológicamente están integrados por basaltos
de textura vesicular y color gris oscuro con una pasta muy fina a afanítica.
Estratigráficamente, esta unidad se dispone en discordancia angular
sobre las sedimentitas del Grupo Mendoza y sobre las Volcanitas Chari-Lehue.
68
F. A. Pose (2007)
De acuerdo a Narciso et al. (2004) estos depósitos serían
correlacionables con las Formaciones Tilhué y El puente, por lo que su edad
correspondería al Pleistoceno tardío-Holoceno.
Figura 3.36. Vista hacia el sur donde pueden verse los depósitos volcánicos jóvenes asignados a la unidad Volcanitas Trovun-Co que se extienden por encima de las volcanitas deformadas de Chari-Lehue, en marcada discordancia angular.
Volcanitas Cerro Barrancas (Hcb)
Se utiliza informalmente el nombre de Volcanitas Cerro Barrancas para
referirse a los flujos ricos en obsidiana que fueron inicialmente descriptos por
Groeber (1947). Este autor los identifica con el nombre de “escoriales de
obsidiana” y los asigna al Matrulitense, definiendo la localidad tipo en el sector
comprendido entre las lagunas Maule, Negra y Fea (Fig. 1.3). Recientemente,
Hildreth et al. (2004) propusieron un modelo de historia eruptiva cuaternaria
para el sector de la laguna del Maule donde hacen una breve referencia a estos
flujos y a su centro emisor, el cerro Barrancas.
Los depósitos se ubican en el NO de la zona de estudio y alcanzan los
límites occidentales de la laguna Negra (Fig. 3.37). Se pueden observan por lo
menos 3 flujos diferentes, con una longitud promedio de 5 km, que se
extienden desde su centro emisor, el cerro Barrancas, ubicado en dirección
ESE y fuera de los límites de la comarca.
69
UBA (2007)
Litológicamente, los depósitos están representados por flujos
piroclásticos muy viscosos que desarrollan una textura similar a una colada de
tipo AA. Estudios realizados por Hildreth et al. (2004) verificaron valores de
sílice de entre 73 y 74%. En los afloramientos pueden observarse niveles
pumíceos, de colores gris medio, que alternan con niveles ricos en bloques
negros de obsidiana (Fig. 3.37). Los niveles pumíceos suelen presentar
bandeamientos dados por la presencia de bandas de obsidiana, de espesores
variables y bordes algo irregulares (Fig. 3.37).
Figura 3.37. I) Vista general de los flujos y del centro emisor, el cerro Barrancas. II) Bloque de obsidiana. III) Bloque bandeado de obsidiana y pumicita. IV) Frente del flujo donde pueden verse los niveles de obsidiana y de material pumíceo.
Con el objetivo de realizar estudios petrográficos, se muestreo uno de
los niveles exentos de obsidiana. La observación al microscopio del corte
delgado de la muestra obtenida permite definir una roca con hasta un 50% de
matríz vítrea. La misma está integrada por trizas bien soldadas, alargadas y
dispuestas de modo subparalelo, asemejando una textura fluidal. El resto de la
fracción se compone de cristales cortos y delgados de plagioclasa (35%), con
70
F. A. Pose (2007)
formas subhedrales y cristaloclastos de biotita en cantidad accesoria. Además,
puede apreciarse hasta un 25% de minerales opacos (Fig. 3.38).
Estratigráficamente la unidad se dispone por encima de los depósitos
holocenos de Ignimbritas Matru (Fig. 3.33).
La edad de estas volcanitas fue estimada por Hildrteh et al. (2004) en
menor a 23.000 años. Estos autores observaron la existencia de un
endicamiento de la laguna del Maule ocurrido como consecuencia de la
extrusión del couleé Los Espejos a los 23.000 ± 400 años. El endicamiento
produjo un ascenso del nivel de la laguna de por lo menos 200 metros, que
habría durado varias décadas y que dejó un registro de la línea de costa sobre
los depósitos volcánicos previos. Este registro se interrumpe por las coladas
volcánicas que se emiten del cerro Barrancas, motivo por el cual estos autores
plantean una edad holocena para estos depósitos.
Figura 3.38. Vista con y sin polarizador cruzado, donde se aprecia no solo las trizas vítreas largadas y subparalelas que componen la matríz, sino también el alto contenido de cristales de plagiaclasa existente en la muestra. En colores castañas se observan los cristaloclastos de biotita.
Depósitos de remoción en masa (Qrm)
Estos depósitos se observan principalmente hacia el sector suroriental
de la zona de estudio. Poseen litologías muy heterogéneas y se encuentran
vinculados a fenómenos de remoción en masa (flujos y avalanchas de rocas),
71
UBA (2007)
generalmente asociados a los bordes de los depósitos volcánicos que se
ubican flanqueando a los valles fluviales.
Depósitos aluviales, coluviales y de abanicos aluviales (Qal, Qc y Qa)
Están compuestos por sedimentos de variada granulometría y
composición, debiendo su origen a los procesos de erosión actuales
desarrollados en el área, donde prevalece un sistema de depositación del tipo
aluvial. También se incluyen en este grupo a los depósitos generados en las
planicies de inundación de los ríos permanentes principales y los abanicos
aluviales generados por los afluentes del río Barrancas. Litológicamente están
representados por gravas, arenas y limos. Los depósitos coluviales están muy
bien representados por taludes y conos de deyección bajo las unidades
volcánicas de Ignimbritas Matru y Basalto Barrancas.
Depósitos piroclásticos de caída (Qp)
Estos depósitos son los más extensos arealmente y cubren gran parte
de la zona de estudio. Groeber (1947) destacó la existencia de estos mantos
de piedra pómez y vincula su origen con los centros volcánicos que se
extienden en los alrededores de la laguna del Maule. Este autor indica además
que lo extendido de los depósitos hacia el lado argentino es consecuencia
directa de la dirección dominante oeste de los vientos cordilleranos.
Los depósitos se desarrollan principalmente en el sector central de la
zona de estudio, entre el río Barrancas y el arroyo Pancu-Lehue, donde la
topografía más baja permite acumular espesores mayores. Uno de los lugares
más representativos corresponde al sector conocido como El Pomal, en la
confluencia del arroyo Blanco con el Pancu-Lehue.
Litológicamente, se componen de fragmentos pumíceos de hasta 5 cm
de longitud, de aspecto terroso y color castaño amarillento (Fig. 3.39).
72
F. A. Pose (2007)
Estratigráficamente, estas pumicitas se disponen cubriendo tanto a
volcanitas neógenas como a sedimentitas del Grupo Mendoza. Su edad
correspondería al Holoceno.
Figura 3.39. Detalle de los fragmentos pumíceos que cubren parcialmente la localidad de estudio.
73
UBA (2007)
CAPÍTULO 4. ESTRUCTURA
4.1. Introducción
La zona de estudio se ubica en el extremo sur de la faja plegada y
corrida de Malargüe, más precisamente en el sector interno que se desarrolla
hacia el oeste del meridiano de 70ºO (Fig. 4.1), de acuerdo a la división
propuesta por Kozlowski et al. (1993).
Figura 4.1. Ubicación de la zona de estudio en relación a la faja plegada y corrida de Malargüe. En línea punteada se encuentra demarcado el límite del sector interno de dicha faja (Kozlowski et al. 1993).
La faja plegada y corrida de Malargüe se caracteriza por presentar una
tectónica de piel gruesa que involucra a bloques de basamento en la
deformación (Kozlowski et al. 1993). La estructuración se encuentra
74
F. A. Pose (2007)
fuertemente controlada por la tectónica extensional triásica y jurásica inferior
(Manceda y Figueroa 1993) y por un elevado gradiente térmico que favorece el
desarrollo de transiciones frágiles-dúctiles en el basamento. Esta situación
facilita la tectónica de piel gruesa, producida principalmente entre los 15 y 6 Ma
(Ramos y Folguera 2005b).
El sector interno de la faja plegada, donde se ubica la zona de estudio
(Fig. 4.1), se caracteriza por presentar una activa participación del Grupo
Choiyoi en la deformación, basamento de la Cuenca Neuquina, a pesar de que
éste no aflora de manera extensa (Koslowski et al. 1993).
Los valores de acortamiento a lo largo de la faja plegada y corrida
presentan una tendencia regional a disminuir hacia el sur. En latitudes
cercanas al sector de estudio, en el perfil cerro Campanario – Llancanelo, se
verificaron valores de acortamiento de aproximadamente 38 km (Koslowski et
al. 1993).
4.2. Estructura de la zona de estudio
La estructura de la zona de estudio está compuesta por tres fallas
principales y una serie de estructuras secundarias asociadas, todas ellas
presentando rumbos meridianos a submeridianos. Las fallas principales fueron
identificadas, de oeste a este, con los nombres Trovun-Co, Río Barrancas y
Pancu-Lehue (Fig. 4.2).
Para realizar una descripción ordenada de las estructuras observadas se
dividió a la comarca en tres bloques (occidental, central y oriental), limitados
por las fallas Trovun-Co y Pancu-Lehue (Fig. 4.2).
Bloque occidental
El bloque occidental se extiende desde el límite oeste de la zona de
estudio hasta la falla Trovun-Co. Los afloramientos en esta región son escasos
y difíciles de observar debido a la gran extensión que alcanzan los depósitos
75
UBA (2007)
volcánicos, principalmente en la porción norte del bloque. Sin embargo, en
proximidades del arroyo Los Nevados se puede identificar la presencia de un
Figura 4.2. Modelo de elevación digital aplicado a una imagen Aster (631). En esta figura puede observarse la posición y nombres asignados a las estructuras principales de la comarca. Las fallas Trovun-Co y Pancu-Lehue actúan de límite para los bloques en que fue dividida la región.
anticlinal que se encuentra afectando a los depósitos de las formaciones Vaca
Muerta y Agrio. Esta estructura presenta una longitud de onda estimada en
aproximadamente 3 km y un eje de rumbo meridiano que hacia el sur rota
ligeramente hacia el NO (Zirulnik, en preparación). Por problemas de acceso no
pudieron efectuarse mediciones directas sobre los flancos del anticlinal, pero se
estimaron valores promedio de inclinación entre 25º y 30º.
Esta estructura alcanza un mayor desarrollo hacia el sur (Zirulnik, en
preparación) y estaría asociada al levantamiento del sector oriental de la
cordillera de Trovun-Co.
76
F. A. Pose (2007)
Bloque Central
El bloque central se encuentra definido entre las fallas Trovun-Co y
Pancu-Lehue y presenta los afloramientos más representativos de la comarca.
Entre las estructuras más relevantes se destaca el anticlinal Hastetes, el cual
se desarrolla sobre el flanco occidental de la sierra de Hastetes y se encuentra
definido al norte de la confluencia entre el arroyo Los Nevados y el río
Barrancas (Figs. 4.2 y 4.3). Dicho anticlinal presenta un rumbo meridiano y una
extensión aproximada de 12 km. La geometría del pliegue es asimétrica, siendo
en general, el flanco oriental más tendido que el occidental y el plano axial se
dispone con una inclinación hacia el este. La longitud de onda de la estructura
se estima en aproximadamente 4 kilómetros. A lo largo del flanco oriental del
anticlinal, se encuentran aflorando las formaciones Vaca Muerta y Agrio,
mientras que en el flanco occidental se desarrollan las formaciones Tordillo y
Vaca Muerta, ésta última más extendida arealmente (Figs. 4.3 y 4.4). Los
estratos del flanco oriental presentan inclinaciones que varían entre 10º y 40º,
mientras que en el flanco occidental se verificaron valores que promedian entre
30 y 45º. Hacia el extremo norte del anticlinal, sobre el flanco occidental, se
observan inclinaciones anórmalmente mayores a las verificadas hacia el sur,
existiendo valores que alcanzan los 80º. Hacia el sur, el flanco occidental se
encuentra cada vez menos desarrollado, hasta que deja de observarse en
inmediaciones del puesto Don Alfaro. Desde este sector y hacia el sur se
aprecian, sobre la vertiente occidental de la sierra de Hastetes, estratos de las
unidades Vaca Muerta, Agrio, Huitrín, Grupo Neuquén y Saldeño, que se
presentan inclinando hacia el este. La magnitud de la inclinación es variable,
verificándose valores de entre 25 y 80º E. Hacia la parte superior de este
flanco, sobre el filo de la sierra de Hastetes, se observa una falla secundaria
que monta a la parte superior de la Formación Agrio sobre la Formación Huitrín
(Fig. 4.5). Esta falla se extiende al menos 2 km con un rumbo N-NNE y
presenta una inclinación de 20º E.
La geometría del anticlinal Hastetes se encuentra controlada por la falla
Río Barrancas (Figs. 4.2), la cual se extiende paralela al río homónimo, sobre
su margen neuquina. Esta falla se encuentra evidenciada por el contraste
existente en la inclinación de los estratos a lo largo del contacto entre las
77
UBA (2007)
formaciones Vaca Muerta y Agrio, al sur del arroyo los Nevados, y por la
diferente posición topográfica de estas unidades hacia ambos lados del río
Barrancas. La cubierta de sedimentos cuaternarios impide identificar la falla
hacia el norte, pero se estima que desarrolla un rumbo paralelo al anticlinal
Hastetes.
Figura 4.3. Vista hacia el NE de la vertiente occidental de la sierra de Hastetes. Puede observarse la posición en la que se extiende el eje del anticlinal Hastetes así como también la proyección de la falla Río Barrancas. Separadas por la línea de puntos, se indican los afloramientos correspondientes a las formaciones Vaca Muerta y Agrio.
Figura 4.4. Vista hacia el SE de la vertiente occidental de la sierra de Hastetes desde pampa del Rayo. Puede observarse la continuación hacia el norte del eje del anticlinal Hastetes y su relación con las unidades sedimentarias de las formaciones Tordillo, Vaca Muerta y Agrio.
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F. A. Pose (2007)
En el extremo norte de la sierra de Hastetes, se desarrollan dos
estructuras menores, representadas por un sinclinal y un anticlinal que afectan
a las Formaciones Agrio y Rayoso. Las mismas presentan rumbo N y su
longitud de onda es menor a un kilómetro. Perpendicularmente a estas
estructuras, se determinaron valores de inclinación de los estratos que varían
entre 5 º y 75º, evidenciando una geometría compleja (Fig. 4.6). La Formación
Agrio aflora hacia el norte de las estructuras, mientras que la Formación
Rayoso lo hace ligeramente más al sur. Debido a que la cota topográfica es
similar, se estima que los pliegues se encuentran buzando hacia el sur.
Figura 4.5. Detalle del filo de la sierra de Hastetes, donde puede observarse el contacto, por medio de una falla (en rojo), entre las sedimentitas de las Formaciones Agrio y Huitrín, la cual se encuentra repetida por efecto del corrimiento.
Bajo los afloramientos volcánicos de la unidad Basalto Barrancas, en el
extremo sur del bloque central, pueden observarse unos reducidos y aislados
afloramientos de la Formación Agrio, en los cuales se identificó la presencia de
un pequeño sinclinal. El mismo, presenta un rumbo meridiano, y los valores de
inclinación de sus flancos (19ºE y 16ºO) sugieren una geometría simétrica (Fig.
4.2). Sobre la margen neuquina del río Barrancas, se desarrolla otra estructura
secundaria, representada en este caso por un anticlinal que se encuentra
afectando a las sedimentitas de las Formaciones Huitrín y Rayoso (Fig. 4.2)
(Zirulnik, en preparación).
Asimismo, en la porción noreste del bloque se identificó la presencia de
una estructura sinclinal que se extiende por varios kilómetros con un rumbo
79
UBA (2007)
aproximadamente meridiano. Ésta, se encuentra afectando a depósitos de la
Formación Rayoso sobre los cuales se obtuvieron medidas de inclinación de
38ºE y 20ºO.
Figura 4.6. Vista hacia el norte de los afloramientos de la Formación Agrio, que se extienden inmediatamente al este del extremo norte de la sierra de Hastetes. La inclinación de los estratos denota la existencia de un sinclinal seguido de un anticlinal.
Bloque oriental
El bloque oriental se encuentra definido entre la falla Pancu-Lehue y el
límite oriental de la comarca de estudio. Dentro de este bloque, la estructura
más significativa corresponde al anticlinal Pancu-Lehue, el cual se ubica en el
extremo norte y se encuentra afectando a las Formaciones Vaca Muerta, Agrio
y Rayoso. Siguiendo la tendencia regional, el anticlinal se presenta con rumbo
N y las inclinaciones verificadas sobre los estratos a ambos lados del eje
evidencian una geometría asimétrica, con un plano axial que inclina al este. El
flanco occidental se encuentra menos tendido que el oriental, identificándose
valores de inclinación de 40º O para el primero, y de 20º E para el segundo. Se
estima que el pliegue alcanzaría una longitud de onda de aproximadamente 4
kilómetros. En el núcleo del anticlinal se encuentra aflorando la Formación
Vaca Muerta que es reemplazada hacia el sur por la Formación Agrio. Esta
característica permite inferir que la estructura se encuentra buzando levemente
en dirección sur (Fig. 4.7).
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F. A. Pose (2007)
Un segundo anticlinal, de dimensiones más reducidas, se localiza en la
confluencia de los arroyos Pancu-Lehue y Chacai-Co, en la porción sur del
bloque occidental. El mismo, afecta a unidades de las formaciones Huitrín y
Rayoso y desarrolla una geometría asimétrica. El rumbo del eje se presenta en
dirección NNO y su plano axial inclina hacia el oeste. El flanco occidental
alcanza los valores más bajos de inclinación, los cuales aumentan
progresivamente en dirección este y promedian entre 26 y 42º O. Por su parte,
el flanco oriental es más abrupto y alcanza valores de hasta 56º E. De acuerdo
a lo observado en superficie, la estructura presenta una extensión longitudinal
de por lo menos 2 km. El flanco oriental del anticlinal es afectado por una falla
secundaria de rumbo N-NO cuyo plano inclina hacia el oeste. La misma,
produce el corrimiento de una lámina de la Formación Huitrín sobre las
sedimentadas de la Formación Rayoso.
Figura 4.7. Vista hacia el NE donde se aprecia la porción norte del anticlinal Pancu-Lehue. En este sector, las sedimentitas que afloran están representadas por la Formación Vaca Muerta mientras que hacia el sur, por efecto del buzamiento de la estructura, son reemplazadas por los depósitos de la Formación Agrio.
81
UBA (2007)
4.3. Sección estructural
Con los objetivos de integrar las estructuras descriptas anteriormente e
inferir acerca de las características estructurales en profundidad, se ha
confeccionado una sección estructural a lo largo del sector sur de la zona de
estudio. La sección (A-A`) (Fig. 4.8) tiene una longitud de poco más de 15 km y
se extiende con rumbo E, perpendicularmente al rumbo dominante de las
estructuras observadas. La ubicación del corte estructural fue elegida de modo
que intercepte en forma ortogonal a la mayor cantidad posible de estructuras
de la comarca y se encuentre menos afectada por la extensa cubierta de
material volcánico.
La construcción de la sección se encuentra basada en los datos de
superficie, debido a que la región carece de líneas sísmicas. Por este motivo, el
modelo propuesto no es más que una interpretación posible (no la única) de la
estructura que se desarrolla en profundidad, siendo su valor relativo. Los datos
a partir de los cuales se confeccionó el corte estructural fueron la ubicación de
las fallas y pliegues, así como también el rumbo y actitud de los estratos. Los
espesores de las unidades no aflorantes fueron estimados a partir de los
trabajos de Guerello (2006), Lanusse (2006) y Fernández (2006), y el estilo
estructural propuesto se basa en las secciones balanceadas existentes de las
regiones aledañas. Para la topografía se utilizó el modelo de elevación digital
(DEM) SRTM S37W071.
En la figura 4.8 se expone la sección estructural propuesta para la zona
de estudio. En la misma, puede verse que se presenta un modelo dominado
por tres fallas principales (Trovun-Co, Río Barrancas y Pancu-Lehue), el cual
involucra al basamento en la deformación. Las fallas Trovun-Co y Pancu-Lehue
fueron interpretadas como generadas a partir de la inversión de hemigrábenes
desarrollados durante la extensión triásica superior-jurásica inferior. Ambas
poseen niveles de despegue profundos, cuyos planos presentan ángulos
elevados que disminuyen ligeramente cerca de la superficie. La falla Trovun-Co
desarrolla una vergencia en dirección este, mientras que la vergencia de la falla
Pancu-Lehue es hacia el oeste. Los rechazos estimados a partir de la sección
estructural propuesta corresponden a aproximadamente 2 km para la falla
Trovun-Co y 1 km para la falla Pancu-Lehue.
82
F. A. Pose (2007)
La falla Barrancas es interpretada de un modo diferente en esta
propuesta. Se estima que la misma se encuentra vinculada a la inserción de
una cuña de basamento sobre la base de las sedimentitas del Grupo Cuyo.
Facilitada por la presencia de la cuña, la falla Barrancas se origina por el
despegue de la secuencia sedimentaria desde la base del Grupo Cuyo y corta
a las secuencias previamente deformadas por la introducción de la cuña (Fig.
4.8). El plano de falla presenta una inclinación hacia el este que aumenta su
valor hacia la superficie. La vergencia es en dirección oeste y se estima un
rechazo de 0,7 km.
De acuerdo al modelo, la inserción de la cuña de basamento generaría
parte del levantamiento del sector oriental de la sierra de Trovun-Co y de la
sierra de Hastetes, aunque posteriormente esta última se ve afectada por la
falla Río Barrancas. La falla Trovun-Co corta a la secuencia sedimentaria
deformada previamente por la introducción de la cuña de basamento y genera
el anticlinal que se observa en el sector sur del denominado bloque occidental.
Para el caso de la falla Pancu-Lehue, se propone que la misma produce la
formación del anticlinal Pancu-Lehue, aunque en este caso corta estratos que
no fueron deformados previamente.
Entre las estructuras menores se encuentra el anticlinal que se
desarrolla en la confluencia de los arroyos Pancu-Lehue y Chacaico. De
acuerdo a su reducida longitud de onda y geometría, se propone que el mismo
se encuentra asociado a una falla de vergencia este, que inclina el oeste, y que
despegaría de los niveles superiores de la Formación Vaca Muerta.
Finalmente puede decirse que el estilo estructural se encuentra
representado por una mezcla de deformación por inversión tectónica que
involucra al basamento y de fallamiento epidérmico.
4.4. Acortamiento orogénico.
Para determinar el valor del acortamiento orogénico, se realizó
una reconstrucción palinspástica del modelo estructural propuesto. Para este
propósito, se utilizó el software GeoSec 2D 5.1 que permite realizar una
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UBA (2007)
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F. A. Pose (2007)
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UBA (2007)
reconstrucción geométrica-cinemática de la sección estructural. Para la
reconstrucción se utilizó el módulo fault slip fold. Este algoritmo permite
reconstruir y restaurar la geometría de los pliegues a partir del movimiento
interactivo del bloque colgante a lo largo del plano de falla. Puede aplicarse
tanto a fallas normales como inversas y permite asignar un valor de cizalla a la
a la sección.
Con este procedimiento se pudo determinar un acortamiento de 1,7 km
(10%) para la sección modelada (Fig. 4.9).
Diversos autores proponen modelos similares, con participación del
basamento en la deformación, en zonas cercanas a la comarca de estudio.
Entre ellos se pueden citar a Fernández (2006) quien verifica un acortamiento
de entre 0,45 y 0,8 km para una sección de 6 km en cercanías de la localidad
Los Raris y Lanusse (2006) quien estima un acortamiento de 2,68 km en la
zona de la localidad de Barrancas.
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F. A. Pose (2007)
CAPÍTULO 5. GEOMORFOLOGÍA
5.1. Características generales
La provincia de Mendoza se compone de dos grandes unidades
morfoestructurales con características físicas distintivas. Hacia el oeste
predomina un relieve montañoso con alturas promedio de 3.000 metros,
mientras que hacia el este el relieve es bajo y constituye un área relativamente
llana (González Diaz y Fauqué 1993). Polanski (1954) propone una subdivisión
del sector montañoso mendocino en cuatro unidades morfoestructurales:
Cordillera Principal, Cordillera Frontal, Precordillera y Bloque de San Rafael. La
zona de estudio se encuentra ubicada en el extremo sur de la unidad
denominada Cordillera Principal (Fig. 5.1).
La Cordillera Principal se caracteriza por estar formada por una serie de
cordones montañosos, de rumbo general norte-sur, que alcanzan su mayor
desarrollo longitudinal al sur del río Diamante (50 a 70 km) (González Diaz y
Fauqué 1993). Hacia el sur del volcán Tupungato, la cordillera pierde altura
progresivamente, no existiendo cerros que sobrepasen los 5.000 metros de
altura a las latitudes de la región de estudio. Debido a las relativamente bajas
alturas, actualmente no se encuentran grandes glaciares en este sector de la
Cordillera Principal (González Diaz y Fauqué 1993). La ablación de nieve es el
proveedor más importante del caudal de la red fluvial, estando ésta
principalmente representada por los ríos Barrancas, Grande y Colorado en la
región austral de esta unidad morfoestructural (Fig. 5.1).
5.2. Geoformas de la zona de estudio
La zona de estudio presenta un paisaje compuesto que es resultado de
la combinación de procesos endógenos y exógenos. Los primeros están
representados por el tectonismo y el volcanismo mientras que los últimos
corresponden a la acción fluvial, la remoción en masa y la acción glaciaria.
87
UBA (2007)
Debido a las condiciones climáticas actuales, la acción fluvial es el agente
geomórfico principal.
Figura 5.1. Ubicación de la zona de estudio en el marco de las unidades morfoestructurales de la provincia de Mendoza (basado en González Díaz y Fauqué, 1993).
El relieve que ha resultado de la acción de estos procesos puede
dividirse en tres fajas paralelas de rumbo norte-sur que presentan
características distintivas. La figura 5.2 expone los rasgos topográficos del
sector que se extiende al oeste de la Sierra de Hastetes, correspondiente a la
88
F. A. Pose (2007)
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UBA (2007)
región occidental del área de trabajo. Aquí el relieve es de tipo montañoso con
la presencia distintiva de una zona de topografía mesetiforme de baja altura y
gran extensión que es conocida con el nombre de pampa del Rayo. La misma
está conformada por una planicie ignimbrítica y se extiende en el extremo NO
de la comarca (Fig. 5.2). La región central, comprendida entre la vertiente
oriental de la Sierra de Hastetes y el río Pancu-Lehue, presenta un relieve
suavemente ondulado, con presencia de pequeños conos volcánicos
monogénicos en su parte sur y cubierto por depósitos de caída volcánicos (Fig.
5.3). Por último, el relieve al este del río Pancu-Lehue vuelve a ser montañoso
abrupto, equivalente a aquel del sector occidental.
Figura 5.3. Características generales del paisaje en el área central de la zona de estudio, donde se aprecia un relieve suave con geoformas volcánicas muy diferente al que se desarrolla hacia el este del río Pancu-Lehue y al oeste de la sierra de Hastetes.
5.2.1. Geomorfología fluvial
La figura 5.4 muestra la distribución de los ríos y arroyos en la zona de
estudio, los cuales conforman un sistema fluvial de textura fina donde las
divisorias de agua no alcanzan grandes alturas. La densidad del drenaje es
90
F. A. Pose (2007)
elevada y con gran número de cursos con regímenes efímeros que generan
típicas formas de cárcavas de escasa profundidad (Fig. 5.5).
Figura 5.4. Esquema y diseños de la red fluvial de la zona de estudio. En línea punteada se encuentran representados los ríos de regímen efímero.
Los rasgos estructurales y litológicos condicionan el escurrimiento de las
aguas definiendo diferentes diseños de la red fluvial (Fig. 5.4). Los diseños
enrejados y enrejados dirigidos se encuentran muy bien desarrollados a lo
largo del arroyo Blanco, del río Pancu-Lehue (afluente principal de río
Barrancas) y en el extremo oriental del río Barrancas, respondiendo a la
91
UBA (2007)
presencia de antiformas y sinformas de rumbo norte (Fig. 5.4). Los diseños
dendríticos se ubican principalmente hacia las cabeceras de los ríos Barrancas
y Pancu-Lehue, en los sectores NO y NE de la zona de estudio
respectivamente. También pueden apreciarse algunos diseños distributarios
que son producto de la presencia de abanicos aluviales sobre la margen
neuquina del río Barrancas (Fig. 5.4), además de un diseño radial centrípeto en
la región centro-sur de la comarca, conocida localmente como La Cancha (Fig.
5.18).
Figura 5.4. Paisaje panorámico obtenido desde la vertiente occidental de la sierra de Hastetes donde pueden observarse las geoformas de cárcavas que desarrollan los cursos fluviales efímeros. Estas geoformas están muy extendidas en toda la región.
El curso fluvial de mayor importancia en la zona de estudio corresponde
al río Barrancas. Este río, de régimen permanente, desarrolla un hábito
entrelazado (Fig. 5.6) y es el colector principal de la red de drenaje (Fig. 5.4).
En su tramo central, el perfil transversal alcanza su máximo ensanchamiento
permitiendo el desarrollo y conservación de extensas planicies aluviales. Hacia
el norte, los depósitos ignimbríticos de pampa del Rayo permiten que el cauce
profundice su lecho formándose valles en V de pendientes abruptas (Fig. 5.7).
92
F. A. Pose (2007)
Figura 5.6. Vista panorámica en dirección norte donde puede observarse la extensión de las planicies aluviales y hábito del río Barrancas (corresponde a la posición 2 de la figura 5.3).
Figura 5.7. Valles en V desarrollados en el cauce superior del río Barrancas en la porción NO de la comarca estudiada.
93
UBA (2007)
Geoformas de abanicos aluviales de diferentes tamaños pueden
observarse a lo largo del río Barrancas. Los tres abanicos de mayor tamaño se
extienden sobre la margen neuquina del río Barrancas, en su sector centro-sur,
siendo el de mayor superficie el que se desarrolla en la desembocadura del río
Trovun-Co (Fig. 5.18). En la figura 5.8 se exponen fotografías aéreas donde
pueden apreciarse las dimensiones de cada uno de estos tres abanicos. Los
diseños fluviales distributarios de la figura 5.4 indican el desarrollo de los
mismos en la zona de estudio.
Figura 5.8. Vista aérea de los principales abanicos aluviales de la comarca de estudio.
5.2.2. Geoformas glaciarias
Debido al mejoramiento climático, la actividad glaciaria no se encuentra
actualmente activa en este sector de la cordillera. De acuerdo a los estudios
realizados por Singer et al. (2000) y Hildreth et al. (2004), el retiro definitivo de
los hielos en este sector de la cordillera habría ocurrido entre los 25.600 ±
1.200 años y 23.300 ±- 600 años (40Ar/39Ar). Estos autores basan sus
resultados en dataciones realizadas sobre coladas volcánicas afectadas y no
afectadas por la acción glaciaria en el campo volcánico de laguna del Maule,
ubicado inmediatamente al NO de la zona de estudio.
El retroceso de los hielos a estas latitudes es anterior al que se observa
en regiones más australes, donde se verifican reavances de los glaciares hace
18.000 y 13.000 años. De acuerdo a Singer et al. (2000), estos reavances
responderían a los vientos húmedos procedentes del oeste que predominan
94
F. A. Pose (2007)
entre los 39-52ºS y que no se manifiestan a las latitudes de la zona de estudio
(36ºS). Además, Hildreth et al. (2004) dataron en la zona de la laguna del
Maule numerosas coladas silíceas afectadas por la acción glaciaria obteniendo
como resultado edades que se extienden entre los 3,7 Ma y 77 Ka,
demostrando así la existencia de glaciares en este sector desde por lo menos
los últimos cuatro millones de años.
Geoformas glaciarias desarrolladas con anterioridad al retiro de los
hielos pueden observarse en la región oeste y noroeste de la comarca. Las
mismas están representadas por amplios valles en forma de U generados por
la exaración de lenguas glaciarias y actualmente ocupados en gran parte por
depósitos volcánicos, como es el caso de las ignimbritas de pampa del Rayo
(Fig. 5.2, Fig. 5.18). De acuerdo a Hildreth et al. (2004), el origen de la laguna
Negra, ubicada en el extremo NO del área de estudio, también estaría asociado
a la excavación glaciaria sobre rocas volcánicas de edad mio-pleistocenas
producida principalmente durante el último millón de años (Fig. 5.9, Fig. 5.18).
Típicas geoformas de circos y aristas glaciarias están restringidas a los
cordones Mary, Mayán y sierra de Trovunco, que constituyen las mayores
alturas de la región y que se ubican al este, inmediatamente fuera de los límites
de la zona de estudio.
5.2.3. Geomorfología volcánica
En la región de estudio es muy extensa el área que presenta paisajes
con relieve volcánico, principalmente producto de la actividad efusiva post
paleógena. Las coladas basálticas y depósitos ignimbríticos han dado lugar a
extensas altiplanicies volcánicas que enmascaran al relieve fluvial previo y en
muchos casos generan inversión de relieve y rejuvenecimiento del sistema
fluvial. Un ejemplo de ésto puede observarse en pampa del Rayo, donde
potentes depósitos ignimbríticos rellenan antiguos valles y provocan un
rejuvenecimiento de la red fluvial (Fig. 5.7 y 5.10). Sobre estos depósitos, en la
región NO de la zona de estudio, se extienden flujos ignimbríticos muy viscosos
que desarrollan texturas similares a las escoriáceas y que se conocen
localmente con el nombre de El Escorial (Fig. 5.11, Fig. 5.18).
95
UBA (2007)
Figura 5.9. Vista panorámica de la laguna Negra. Su margen suroeste se encuentra delimitado por coladas volcánicas procedentes del cerro Barrancas.
Figura 5.10. Vista panorámica de los depósitos piroclásticos de pampa del Rayo.
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F. A. Pose (2007)
Casos de inversión de relieve pueden observarse vinculados a los
depósitos volcánicos identificados con los nombres Ignimbritas Hastetes,
Volcanitas Mary y Basalto Barrancas entre otros (Fig. 5.18), los cuales ocupan
actualmente relieves elevados debido a su mayor resistencia a la acción
erosiva fluvial. Además, se generan grandes estructuras de disyunciones
columnares asociadas a los depósitos de la unidad Basalto Barrancas (Fig.
5.12) y a la Formación Chari-Lehue en el sector conocido como Las Iglesias
(Fig. 5.18).
Las Ignimbritas Hastetes presentan diaclasas redondeadas a
subredondeadas que podrían estar indicando una interacción con cuerpos
glaciarios en el momento de su extrusión (Fig. 5.13).
La presencia de cuerpos intrusivos de formas pinaculares y cilíndricas es
abundante en la comarca, principalmente sobre las sierras de Hastetes y
Trovun-Co. Los mismos sobresalen varias decenas de metros en el terreno
circundante por su mayor dureza relativa respecto del material que los rodea,
constituido mayormente por sedimentitas de las Formaciones Vaca Muerta y
Agrio (Fig. 5.6; 5.18).
Figura 5.11. Colada basáltica que se extiende sobre las ignimbritas de Pampa del Rayo.
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UBA (2007)
Figura 5.12. Disyunciones columnares en la unidad Basalto Barrancas.
Figura 5.13. Detalle de los depósitos diaclasados y redondeados de la unidad Ignimbritas Hastetes
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F. A. Pose (2007)
5.2.4. Remoción en masa
Los fenómenos de remoción en masa se encuentran muy extendidos en
la zona de estudio, principalmente vinculados a depósitos volcánicos y
planicies estructurales lávicas (Fig. 5.18). El de mayor tamaño se ubica en la
esquina SE de la comarca, donde tanto los depósitos como las zonas de
arranque se desarrollan sobre ambas márgenes del río Barrancas. González
Diaz et al. (2006) identificaron a este deslizamiento como una avalancha de
rocas, la cual habría producido un endicamiento temporario de las aguas del río
Barrancas. La figura 5.14 expone las características de esta avalancha de
rocas. González Diaz et al. (2006) sostienen que los altos valores de inclinación
de las pendientes, las zonas de arranque ubicadas en las partes más altas, los
grandes volúmenes de roca de los depósitos y la gran concentración de sismos
al norte del paralelo 38ºS sustentan una posible vinculación con disparadores
sísmicos.
Figura 5.14. Detalle de los depósitos y zonas de arranque de la avalancha de rocas sobre ambas márgenes del río Barrancas.
Depósitos de remoción en masa interpretados como correspondientes a
deslizamientos húmedos se pueden observar inmediatamente al norte de la
avalancha de rocas, a lo largo del valle del arroyo Chacai-Co y sobre la margen
este del río Pancu-Lehue. Nuevamente estos depósitos presentan zonas de
arranques en rocas volcánicas. Además de estos eventos, se observa una gran
cantidad de deslizamientos y flujos de menor tamaño en la región de estudio.
Las figuras 5.15 y 5.16 reproducen algunos ejemplos.
99
UBA (2007)
Figura 5.15. Caída de bloques ubicada hacia el sur del puesto de Don Cortéz, sobre la margen neuquina del río Barrancas.
Figura 5.16. Deslizamientos que afectan a los depósitos ignimbríticos de pampa del Rayo.
100
F. A. Pose (2007)
Muy extendidos en la zona se encuentran los depósitos de taludes y
conos de deyección, pudiéndose observar la ubicación de los principales en la
figura 5.18.
5.2.5. Geoformas kársticas
La presencia de geoformas kársticas aparece vinculada a la disolución
de los cuerpos evaporíticos de la Formación Huitrín. En la figura 5.16 puede
observarse una dolina desarrollada sobre la vertiente occidental de la sierra de
Hastetes.
Figura 5.17. Dolina desarrollada por disolución de yeso de la Formación Huitrín.
101
UBA (2007)
Figura 5.18. Mapa geomorfológico con la ubicación de los principales eventos de remoción en masa y rasgos geomórficos fluviales y volcánicos de la zona de estudio.
102
F. A. Pose (2007)
CAPÍTULO 6. HISTORIA GEOLÓGICA
La historia geológica de la comarca estudiada está íntimamente ligada a
la evolución del sector noroccidental de la cuenca neuquina, el cual se
caracteriza por presentar etapas con diferentes regímenes tectónicos que
condicionaron la presencia de distintos estilos estructurales sobreimuestos. A lo
largo de su evolución, esta región de la cuenca Neuquina atravesó períodos de
extensión durante el Triásico-Jurásico, episodios de compresión entre el
Cretácico medio a superior y el Mioceno superior y, en los últimos 20 Ma, la
evolución estuvo regida por cambios en el ángulo de subducción de la losa
oceánica subducida (Vergani et al. 1995; Ramos y Folguera 2005a,b,c,d;
Ramos y Kay 2006).
Es importante destacar que si bien los afloramientos de la zona de
estudio sólo representan al período comprendido entre el kimmeridgiano tardío
y la actualidad, en este capítulo se ha incluído la evolución desde el Triásico
tardío para lograr una mayor comprensión acerca de la historia geológica del
sector de la cuenca que comprende al area de estudio.
El origen de la cuenca Neuquina se vincula a un evento de extensión
que se desarrolla durante el Triásico superior y el Jurásico inferior sobre el
margen occidental del Gondwana. Este evento se encuentra acompañado
inicialmente de la producción de grandes volúmenes de magmas de edad
permo-triásica que se conocen con el nombre de complejo volcánico-plutónico
Choiyoi (Franzese y Spalletti 2001). Los términos inferiores de este complejo
presentan afinidades de arco volcánico mientras que los posteriores evidencian
un origen nétamente cortical. De acuerdo a Martínez (2005), el origen de este
complejo y la extensión cortical se encuentran vinculados a un empinamiento
de la losa oceánica subducida ocurrido durante el Pérmico inferior. Como
consecuencia de este cambio de inclinación se produce un ingreso de
astenósfera caliente que genera delaminación cortical y fusión de la corteza
inferior. Este hecho produce un magmatismo ácido de origen cortical muy
extendido durante el Triásico inferior. Posteriormente se detiene la subducción
causando un colapso orogénico y extensión continental generalizada. Franzese
y Spalletti (2001) argumentan que, además, la extensión triásica podría estar
103
UBA (2007)
también controlada no solo por el colapso post-empinamiento, sino también por
la existencia de sistemas transcurrentes paralelos al margen continental.
La subsidencia mecánica del Triásico inferior – Jurásico inferior queda
plasmada en tres juegos de fallas principales, de rumbos N, ENE y NO, que
dan inicio a la formación de la cuenca y controlan su geometría y posterior
evolución (Vergani et al. 1995) (Fig. 6.1). La extensión produce una serie de
hemigrábenes aislados, alargados y angostos que se encuentran rellenos por
espesas acumulaciones de secuencias sedimentarias continentales de synrift
(Fig. 6.1). Los mismos corresponden a sedimentos aluviales, fluviales, lacustres
y volcánicos que son asignados al Precuyo.
Figura 6.1. Esquema de la situación existente en la cuenca Neuquina durante la etapa de synrift (Triásico superior – Jurásico inferior) (el recuadro azul indica la posición aproximada de la zona de estudio) (modificado de Howell et al. 2005). Puede observarse como los depocentros en los cuales se asientan las secuencias sedimentarias continentales del Precuyo se orientan según las direcciones N, ENE y NO. La disposición de estos hemigrábenes controlará la geometría triangular que desarrollará la cuenca a lo largo de su historia (Vergani et al. 1995).
A partir del Triásico superior alto – Jurásico inferior se inicia una
ingresión marina desde el Pacífico que está evidenciada por los depósitos de
104
F. A. Pose (2007)
edad pleinsbachiana – toarciana (Legarreta y Gulisano, 1989) que integran la
sección basal del Grupo Cuyo. Esta sección corresponde también a la fase de
synrift de acuerdo a lo postulado por Vergani et al. (1995).
El período comprendido entre el Jurásico inferior y el Cretácico inferior
está marcado por el desarrollo de un margen convergente en el Pacífico
evidenciado por la presencia de un arco volcánico asociado (Fig. 6.2). A partir
del Toarciano tardío la subsidencia mecánica es gradualmente reemplazada
por la subsidencia térmica (Vergani et al. 1995) y desde el Jurásico medio se
instalan condiciones de trench roll-back negativas (Ramos 1999b). Esta
situación genera una subsidencia regional en la cuenca que produce el
amalgamamiento de los hemigrábenes desarrollados durante el Triásico
superior. Durante este intervalo de tiempo, la conexión con el Pacífico se
desarrolla a través de zonas bajas del arco volcánico (Fig. 6.2). Los cambios
eustáticos controlaron fuertemente la sedimentación en la región de retroarco.
Figura 6.2. Estadío de enfriamiento térmico (Jurásico – Cretácico inferior) donde se retoman las condiciones de subducción activa (el recuadro azul indica la posición aproximada de la zona de estudio). La cuenca se presenta más integrada regionalmente y la comunicación con el Pacífico se genera a través de los sectores deprimidos del arco volcánico (modificado de Howell et al. 2005).
105
UBA (2007)
En este período los depocentros acumulan potentes secuencias de
sedimentos marinos controlados por subsidencia térmica, que hasta el
Calloviano están representadas por las facies fluviales y de plataforma que
integran al Grupo Cuyo superior. El estudio de estas secuencias evidencia una
tendencia a la reducción del área de acumulación hasta que, a finales del
Calloviano medio, las condiciones marinas dan lugar a un ambiente somero
hipersalino y a la depositación de las evaporitas de la Formación Tábanos
(Legarreta 2002). La desconexión con el Pacífico se hizo más evidente con la
depositación de las sedimentitas continentales que integran la sección basal
del Grupo Lotena (Legarreta 2002). De acuerdo a Vergani et al. (1995) esta
disminución del nivel del mar estaría relacionada con un evento de inversión
tectónica que se ubica localmente en la zona de la dorsal de Huincul.
Durante el Calloviano tardío – Oxfordiano se produce el
reestablecimiento de la conexión con el Pacífico (Legarreta 1991) que queda
registrado por las sedimentitas marinas de la Formación La Manga y sus
equivalentes (Legarreta 2002).
En el Oxfordiano – Kimmeridgiano inferior se desarrolla un nuevo
aislamiento de la cuenca que conlleva a la acumulación de las evaporitas de la
Formación Auquilco, las cuales alcanzan a cubrir un área de más de 40.000
km2 (Legarreta 2002). Vergani et al. (1995) atribuyen esta nueva caída relativa
del nivel del mar a un intenso período de inversión tectónica conocido con el
nombre de evento araucánico.
Para el Kimmeridgiano se encuentra bien desarrollado, en un ambiente
netamente extensional producto de la subducción tipo Marianas (Fig. 6.2), un
arco volcánico, conformando una típica cuenca de retroarco. En estas
condiciones se depositan las sedimentitas continentales, mayormente fluviales,
que integran la Formación Tordillo (Vergani et al. 1995) y que se encuentran
pobremente representadas en la porción noroccidental de la zona estudiada.
Un nuevo ascenso relativo del nivel del mar se produce a partir del
Tithoniano temprano, reestableciéndose la conexión con el Pacífico. Como
consecuencia se desarrollan condiciones anaeróbicas (Uliana et al. 1999). Este
este evento queda registrado por la acumulación de las lutitas negras de edad
tithoniana - berriasiana, muy ricas en restos fósiles y materia orgánica, de la
106
F. A. Pose (2007)
Formación Vaca Muerta. Las mismas se encuentran bien extendidas en la
comarca, principalmente a lo largo de la sierra de Hastetes y de Trovun-Co.
Luego de un nuevo descenso del nivel de base ocurrido en el Valanginiano
inferior se desarrolla, a partir del Valanginiano superior, un estadío prolongado
de nivel del mar alto y abierto (Legarreta y Uliana 1991). Estas condiciones se
mantienen hasta el Barremiano en la región de la zona de estudio y se
encuentran representadas por la depositación de las pelitas oscuras de cuenca
interna de la Formación Agrio (Legarreta 2002). Durante el Hauteriviano inferior
se registra en la cuenca un descenso relativo del nivel de base (Legarreta
2002), aunque en la región de estudio no se encuentra representado.
En el Barremiano estas condiciones de acumulación se modifican con el
retraimiento de la sedimentación hacia las partes más profundas de la cuenca
(Legarreta y Uliana 1999). En este escenario quedan expuestas las plataformas
donde se inicia la acumulación de las evaporitas y sedimentitas clásticas del
Grupo Bajada del Agrio, las cuales se encuentran distribuidas principalmente
en la porción sur del area estudiada.
Durante el Cretácico tardío se produce un cambio en el régimen
tectónico. El marco extensional en el arco y retroarco asociado a la subducción
con roll-back negativo es reemplazado por condiciones netamente compresivas
vinculadas a un cambio en la velocidad absoluta entre la placa Pacífica y
Sudamericana (Ramos 1999b), lo que provoca la inversión de gran parte de las
estructuras extensionales previas (Fig. 6.3) (Vergani et al. 1995).
En el sector norte de la cuenca neuquina, esta compresión cretácica
tardía genera el levantamiento inicial de la Cordillera del Viento y la
estructuración de la faja plegada y corrida de Chos Malal y Malargüe (Ramos y
Folguera 2005b), por lo que se asume que la comarca de estudio es también
efectada por este pulso compresivo. En concordancia, Burns (2002) y Ramos y
Kay (2006) argumentan que el levantamiento de la Cordillera del Viento habría
comenzado con anterioridad a los 70 Ma, de acuerdo a datos de trazas de
fisión en zircones y edades de enfriamiento 40Ar/39Ar sobre cristales de biotita.
Durante estos eventos se produce la depositación de más de 200 metros
de sedimentos continentales correspondientes al Grupo Neuquén (Vergani et
al. 1995), que en la zona de estudio pueden observarse hacia el sur de la sierra
107
UBA (2007)
de Hastetes y con un espesor medido de 131 metros. Por encima de estos
depósitos se disponen las sedimentitas de la Formación Saldeño, las cuales
estarían vinculadas a un evento importante de ascenso del nivel del mar
ocurrido durante el Maastrichtiano temprano, y de procedencia atlántica
(Legarreta y Uliana 1999).
Figura 6.3. Configuración de la cuenca durante el Cretácico superior (el recuadro azul indica la posición aproximada de la zona de estudio). El cambio a un régimen de subducción tipo chileno genera compresión y levantamiento en la faja plegada y corrida de Malargüe y Chos Malal y particularmente en la cordillera del Viento. En estos momentos es cuando ocurre la depositación de las sedimentitas contientales del Grupo Neuquén. Posteriormente, el Cretácico más alto, se producirá la ingresión marina atlántica (modificado de Howell et al. 2005).
El régimen compresivo que se inicia en el Cretácico superior no es un
proceso simple y continuo a lo largo del Cenozoico. Ramos y Folguera (2005b)
y Ramos y Kay (2006) plantean la existencia de diferentes estadíos de
compresión y extensión (Fig. 6.4) que, junto al control ejercido por la
orientación y distribución de las fallas extensionales del período de rifting,
condicionan la evolución y estructuración final de este sector de los Andes. De
acuerdo a estos autores, la alternancia de los eventos podría explicarse como
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F. A. Pose (2007)
consecuencia de variaciones en la geometria de la losa oceánica subducida,
evidenciados principalmente por cambios en la posición del arco magmático.
El intervalo comprendido entre el Paleoceno y el Eoceno está marcado
por una deformación y levantamiento incipiente de la faja plegada y corrida de
Malargüe y Chos Malal, mientras que la posición del arco se desplaza desde
Chile hasta el este de la cordillera del Viento (Fig. 6.4). Durante el Oligoceno, el
arco volcánico retrocede hacia la trinchera y ocupa una franja comprendida
entre la cordillera de la Costa y la actual zona limítrofe con Chile. Este cambio
estaría acompañado de un aumento en el ángulo de subducción de la losa
oceánica que habría generado extensión en la zona del antearco, arco y
retroarco (Ramos y Kay 2006). El atenuamiento cortical producido como
consecuencia del empinamiento de la losa está evidenciado por la presencia de
basaltos alcalinos de edad miocena inferior que se desarrollan a más de 500
km al este de la trinchera oceánica (Ramos y Barbieri 1998).
Estas condiciones se modifican completamente en el Mioceno medio
(~17 Ma) cuando se instala un régimen compresivo que durará hasta el
Mioceno tardío (Ramos y Folguera 2005b) y será responsable de la
estructuración principal de la faja plegada y corrida de Malargue y la
exhumación del bloque de San Rafael (Fig. 5.4). Este período compresivo
coincide con una expansión del arco volcánico hacia el antepaís, el cual
alcanza la región de la sierra de Chachahuén a los 4,8 Ma (Kay 2002). Al
comienzo de esta migración se produce la extrusión de las Volcanitas Chari-
Lehue(12-15 Ma.), presentes en la porción centro-sur de la zona de estudio. El
volcanismo de Chachahuén presenta caracterísiticas geoquímicas
calcoalcalinas por lo que fueron asignadas al arco volcánico por Kay (2002), a
pesar de estar situadas a más de 550 km de la trinchera oceánica. Por este
motivo, Kay (2002) postula que este evento estaría asociado a una
somerización de la losa oceánica subducida durante el Mioceno superior.
Durante el Plioceno se verifica la efusión de grandes volúmenes de
rocas basálticas de intraplaca con relaciones isotópicas bajas, además de una
extensión cortical generalizada en el retroarco. Este escenario es consistente,
de acuerdo a Ramos y Folguera (2005b) y Ramos y Kay (2006), con un nuevo
empinamiento de la losa oceánica. Este evento produciría el ascenso de
material astenosférico caliente que entraría en contacto con la base del manto
109
UBA (2007)
litosférico hidratado y produciría el volcanismo de intraplaca presente en la
región de Payenia. De acuerdo a estos mismos autores, el empinamiento
genera extensión por colapso que se verifica en el bloque de San Rafael (Fig.
6.4).
Figura 6.4. Evolución tectónica entre el Cretácico superior y el Cuaternario de la región que comprende a la zona de estudio (modificado de Ramos y Folguera 2005b).
Durante el Pleistoceno y el Holoceno, el subplacado astenosférico
alcanza el sector de la cordillera Principal. En este caso, el mayor espesor de la
corteza provoca la formación de grandes calderas y domos riolíticos a las
latitudes de la zona de estudio. Los depósitos volcánicos generados rellenan la
fosa de Las Loicas, producida como consecuencia de la extensión pliocena-
cuaternaria (Fig. 6.4). En la zona de estudio, esta actividad está representada
por las diferentes unidades volcánicas jóvenes que cubren gran parte de la
región.
110
F. A. Pose (2007)
Finalmente, el accionar conjunto de los agentes geomórficos glaciarios,
fluviales y de remoción en masa modelaron el relieve que presenta actualmente
la región estudiada en este trabajo.
111
UBA (2007)
CAPÍTULO 7. APORTES Y CONCLUSIONES
A partir de la interpretación de imágenes satelitales Aster, fotografías
aéreas y observaciones realizadas durante la campaña geológica se
confeccionó un mapa en escala 1:27.000 del área estudiada (290 km2).
Se realizó una descripción de las unidades sedimentarias aflorantes en
la comarca, las cuales están representadas por las Formaciones Tordillo, Vaca
Muerta y Agrio, pertenecientes al Grupo Mendoza; las Formaciones Rayoso y
Huitrín, pertenecientes al Grupo Bajada del Agrio; Grupo Neuquén y Formación
Saldeño. Para las sedimentitas del Grupo Neuquén se describieron además
cinco cortes delgados y por sus características petrográficas se estimó un área
de aporte vinculado a un arco volcánico no disectado.
Los depósitos de la Formación Saldeño, identificados en la porción sur
de la sierra de Hastetes, constituyen hasta el momento el registro más austral y
occidental de las sedimentitas del Grupo Malargüe reconocido en este sector
cordillerano de las provincias de Mendoza y Neuquén.
Se levantaron perfiles estratigráficos sobre la vertiente occidental de la
sierra de Hastetes que involucraron a las Formaciones Vaca Muerta, Agrio,
Huitrín, Grupo Neuquén y Saldeño. A partir de los levantamientos se
determinaron espesores de 740 m para la Formación Agrio, 270 m para la
Formación Huitrín, 131 m para los afloramientos del Grupo Neuquén y 26 m
para las sedimentitas de la Formación Saldeño.
A lo largo del perfil sedimentario levantado sobre la Formación Agrio se
tomaron muestras de pelitas cuyo análisis logró identificar la presencia de 38
especies de nanofósiles calcáreos. Este importante contenido fosilífero permitió
asignarle a este intervalo del perfil una edad valanginiana tardía- hauteriviana
tardía.
Se realizó una descripción detallada de las unidades volcanicas post
miocenas existentes en la comarca, la cual incluyo tambián la descripción
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F. A. Pose (2007)
petrográfica de cortes delgados. Además, se propuso un ordenamiento
estratigráfico basado en rasgos geomórficos, eventos glaciarios y dataciones
de los eventos piroclásticos más jóvenes.
Se describieron los rasgos estructurales observados en superficie, a
partir de los cuales se construyó una sección balanceada de la porción sur de
la zona de estudio. Esta sección se extiende con rumbo E y presenta una
longitud de 15 km. La estructura esta dominada por la presencia de tres fallas
principales, dos de las cuales corresponden a fallas invertidas, y una serie de
estructuras menores asociadas. De esta manera, se propone un estilo
estructural que se encuentra representado por una mezcla entre inversión
tectónica y fallamiento epidérmico asociado.
Se reconstruyo palimpásticamente la sección estructural utilizando el
módulo fault slip fold del programa GeoSec 2D 5.1. Como resultado se obtuvo
un acortamiento de 1,7 km, equivalente a un 10 %.
La acción geomórfica principal de la comarca está representada
actualmente por los procesos fluviales, los cuales reemplazaron a los agentes
glaciarios como modeladores principales del relieve.
Se construyó un mapa de los rasgos geomorfológicos principales de la
zona de estudio.
113
UBA (2007)
CAPÍTULO 8. AGRADECIMIENTOS Al Dr. Victor Ramos por aceptar dirigir este Trabajo Final de Licenciatura,
por sus valiosas enseñanzas, consejos y metodologías propuestas tanto para
el trabajo de campo como para el de gabinete, y por estar dispuesto en todo
momento a discutir y reveer el manuscrito.
Al Dr. Andrés Folguera, no sólo por aceptar codirigir este trabajo y
brindarme su experiencia para las labores de campo y gabinete sinó también
por su amistad, confianza, consejos y aliento permanente. También por su
entusiasmo y por las correcciones y sugerencias realizadas.
A la Dra. Beatríz Aguirre Urreta por sus consejos y por su ayuda en la
identificación de las muestras fósiles.
A la Dra. Andrea Concheyro y a la Lic. Marina Lescano por su trabajo en
la identificaión de las especies de nanofósiles calcáreos.
A los doctores Pablo Leal y Vanesa Litvak por las discusiones y valiosas
sugerencias concernientes a la descripción petrográfica de los cortes delgados.
A la Universidad de Buenos Aires y a los profesores y ayudantes del
Departamento de Ciencias Geológicas por haberme brindado una excelente
formación académica.
A los geólogos de Total Austral Rodolfo González, Hugo Freije y Walter
Brinkworth por su aliento y explicaciones en el uso del software GeoSec 5.1.
A mi compañero de viaje Gabriel Zirulnik por todas las experiencias
vividas y por su buen humor y buena predisposición.
A los jurados por las correcciones y sugerencias propuestas para
mejorar este trabajo.
Especialmente a mis padres y hermano, Angel, Mónica y Juan
Francisco, por estar y alentarme siempre. Sin su apoyo nada de esto hubiese
sido posible.
A Jorgelina, el amor de mi vida, por aguantarme todos estos años de
viajes y finales y por apoyarme siempre incondicionalmente.
A todos mis compañeros de cursada por los momentos vividos, en
especial a mis amigos de viajes y de “Sol Azteca”, Patricio, Sebastian, Diego,
Yanina, Carmen, Guada, Laura, Maru y Lujan.
114
F. A. Pose (2007)
CAPÍTULO 9. TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO - Aguirre-Urreta, M. B. y Rawson, P. 1997. The ammonite sequence in the Agrio
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