ESTRATIGRAFÍA Y ESTRUCTURA DE LAS NACIENTES DEL RÍO ...

111Revista de la Asociación Geológica Argentina 65 (1 ): 111 - 122 (2009)

INTRODUCCIÓN

El presente trabajo presenta el releva-miento geológico de un sector de la Cor-dillera Principal en la provincia de Men-doza que se encontraba prácticamente in-explorado desde el punto de vista geoló-gico debido a su aislamiento y difícil ac-ceso. El área de estudio se encuentra enel sector centro-oeste de la provincia deMendoza (Fig. 1) y está enmarcada porlos paralelos 34º15' y 34º30'S y los meri-dianos 69º50' y 70ºO. Durante el relevamiento se identificaronunidades que no eran conocidas en el área(las Formaciones La Manga y Tres Esqui-nas, y el Granito Borbollón). Por otro la-do, el mapeo detallado de las estructurasaflorantes en combinación con los datosde Broens y Pereira (2005) permitió con-feccionar una sección estructural balan-

ceada a escala regional de la faja plegaday corrida de Malargüe (Fig. 5), generán-dose un modelo de la evolución estructu-ral de la faja plegada y corrida a la latituddel área de estudio.

AntecedentesEntre los estudios previos de carácter re-gional que incluyeron parte del área seencuentran los trabajos pioneros de Gerth(1925, 1931), Kittl (1944) y Groeber (1947).Posteriormente Legarreta et al. (1993) des-cribieron la estratigrafía de los depósitosmesozoicos; Kozlowski et al. (1993) la es-tructura y Ramos (1993) la evolución tec-tónica a escala regional de la provincia deMendoza. Sruoga et al. (2002) realizaronla Hoja Geológica 3569-I Volcán Maipoa escala 1: 250.000, que incluye el área deestudio. Por último, diversas investigacio-nes del Laboratorio de Tectónica Andina

de la Universidad de Buenos Aires anali-zaron la evolución estructural de la fajaplegada y corrida de Malargüe en seccio-nes cercanas a la latitud del área estudia-da (Broens y Pereira 2005, Giambiagi etal. 2005b y c, Kim et al. 2005, Fuentes yRamos 2008, entre otros).A pesar de estos estudios regionales lascaracterísticas del área estudiada perma-necían desconocidas, en especial por lasdificultades de acceso que presentan losdiferentes cruces del río Borbollón a es-tas latitudes.

MARCO TECTÓNICO

El área de estudio se encuentra en el ex-tremo norte de zona de subducción nor-mal sur (33°-40°S Lat.) de los Andes cen-trales (Jordan et al. 1983). En este sector,en el cual la placa de Nazca se subduce

ESTRATIGRAFÍA Y ESTRUCTURA DE LAS NACIENTES DEL RÍO BORBOLLÓN, ALTO RÍO DIAMANTE, PROVINCIADE MENDOZA

José F. MESCUA1,2 y Víctor A. RAMOS2

1 IANIGLA, CCT-CONICET-Mendoza, Parque General San Martín, Mendoza. Email: [email protected] Laboratorio de Tectónica Andina, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires - CONICET.

RESUMEN Se presentan los resultados de un relevamiento geológico de detalle de las nacientes del río Borbollón, en la CordilleraPrincipal mendocina. El registro estratigráfico de la zona abarca una sucesión sedimentaria jurásico-cretácica temprana, losproductos de la actividad ígnea neógena y depósitos cuaternarios. El trabajo de campo permitió reconocer por primera vezlas Formaciones Tres Esquinas y La Manga de edad jurásica en el área de estudio. Se describen también las principales estruc-turas geológicas del área, y se realiza una interpretación basada en los datos obtenidos y en trabajos previos. Una sección es-tructural balanceada a escala regional de la faja plegada y corrida de Malargüe a los 34º15' muestra el estilo estructural y la mag-nitud del acortamiento orogénico en esta región de los Andes.

Palabras clave: Depósitos jurásicos, Cuenca Neuquina, Andes, Faja plegada y corrida de Malargüe, Estructura, Argentina.

ABSTRACT: Stratigraphy and Structure of the Río Borbollón area, Mendoza. Results of a detailed geologic survey of the Río Borbollónarea, located in the Cordillera Principal of the province of Mendoza are presented. The stratigraphic record of the area co-rresponds to a Jurassic-early Cretaceous sedimentary succession, the products of Neogene igneous activity and Quaternarydeposits. The Tres Esquinas and La Manga Formations of Jurassic age were recognized for the first time in the study area.The main structural features of the area are described and interpreted based on the obtained data and previous works. A ba-lanced structural cross section of the Malargüe fold and thrust belt at 34º15'S depicts the structural style and the amount oforogenic shortening in this region of the Andes.

Keywords: Jurassic deposits, Neuquén Basin, Andes, Malargüe fold and thrust belt, structure, Argentina.

con un ángulo de entre 35º y 40º (Cam-pos et al. 2002), existe un arco magmáti-co activo desarrollado sobre el sector chi-leno de la Cordillera Principal, y la defor-mación en el antepaís se limita al inci-piente levantamiento del bloque de SanRafael (Ramos 1999). Se ha propuestoque en tiempos miocenos, la subducciónen este segmento era subhorizontal (Kay2002, Ramos y Folguera 2005), lo que es-taría evidenciado por la presencia de unvolcanismo con afinidad de arco en lassierras Chorreada (Bermúdez et al. 1993)y de Chachahuén (Kay 2002), a más de500 km de la trinchera oceánica. SegúnKay (2002), Ramos y Folguera (2005) yRamos y Kay (2006), el posterior empi-namiento de la placa habría provocadoun período de extensión en el retroarcoacompañado de la efusión de los basaltosplio-cuaternarios de la provincia basálticaandino cuyana (Bermúdez et al. 1993),debido a la fusión del manto hidratado(Folguera et al. 2009). Posteriormente sehabría restablecido el régimen compre-sional que rige en la actualidad.

ESTRATIGRAFÍA DEL AREADE ESTUDIO

El registro estratigráfico del área de estu-dio puede dividirse en tres secciones. Laprimera corresponde a una sucesión sedi-mentaria mesozoica, la segunda a los pro-ductos de la actividad ígnea terciaria y latercera a los depósitos cuaternarios (Fig. 2).La sucesión mesozoica abarca el Jurásicomedio a Cretácico inferior, y se encuen-tra integrada por unidades típicas del sec-tor surmendocino de la cuenca Neuquina:las Formaciones Tres Esquinas, LaManga, Auquilco, Tordillo, Vaca Muerta yAgrio. Durante el Terciario, el arco volcá-nico andino se estableció en la región.Debido a éste la sucesión mesozoica seencuentra intruida por diques, filonescapa y un cuerpo plutónico de composi-ción granítica, y cubierta por brechas vol-cánicas y piroclásticas emitidas por loscentros volcánicos Listado, Bayo yParedón. Los depósitos cuaternarios co-rresponden a depósitos glaciarios, depósi-

tos glacifluviales aterrazados, depósitosde remoción en masa, y depósitos colu-viales y aluviales recientes.

Depósitos mesozoicosLa Formación Tres Esquinas (Stipanicic1969) presenta una distribución arealmuy restringida en la zona de estudio.Sólo aflora en un gran anticlinal desarro-llado al oeste del arroyo Bayo. Los aflora-mientos en la margen norte del ríoBorbollón corresponden a una sucesiónde pelitas negras laminadas, en bancoscentimétricos, muy silicificadas, con mo-tas de color claro. Su base se encuentra cu-bierta, y el espesor aflorante es de aprox-imadamente 30 metros. Atribuimos estosafloramientos a la Formación Tres Es-quinas debido a su posición estratigráficay litología. Su depositación habría tenidolugar en un ambiente marino, en posicio-nes de plataforma externa o de centro decuenca (Legarreta y Uliana 1999). Si bienla Formación Tres Esquinas abarca el Si-nemuriano a Calloviano temprano (Lega-rreta y Uliana 1999), los afloramientosdel área de estudio representan sólo lasección superior de esta unidad. Se corre-lacionarían por su proximidad geográficacon los afloramientos de la equivalente

Formación Nieves Negras descriptos porCharrier et al. (2002) en la vertiente occi-dental de la cordillera, de edad callovianatemprana indicada por la presencia deEurycephalites sp. cf. E. vergarensis de la Zo-na Estándar Vergarensis (Riccardi et al. 1991).La Formación La Manga (Stipanicic 1965)presenta una distribución semejante a lade la Formación Tres Esquinas, afloran-do en el anticlinal al oeste del arroyo Ba-yo. Se trata de una sucesión de unos 60 mde espesor, integrada por calizas masivasde color gris con intercalaciones minori-tarias de pelitas negras, que se dispone enforma concordante sobre la FormaciónTres Esquinas. Se encontraron restos fó-siles mal preservados como moldes deamonites y bivalvos. Su ambiente deposi-tacional corresponde a una rampa carbo-nática, caracterizada como de energía altaa moderada (Varadé et al. 1998). Es asig-nada al Calloviano debido a su contenidofosilífero con representantes de las Zo-nas de Plicatilis y Cordatum (Peltoceras) de-terminado en las localidades de Arroyo LaManga, Vega de la Veranada y Sierra deReyes (Stipanicic 1965, Stipanicic et al. 1976).La Formación Auquilco (Stipanicic 1965)constituye una de las unidades mesozoi-cas mejor desarrolladas en el ámbito de la

J. F. MESCUA. Y V. A . RAMOS112

Figura 1: Mapade ubicación. Lalínea A-B mues-tra la ubicaciónde la sección es-tructural (Fig. 5).

Nacientes del río Borbollón, Mendoza 113

Figura 2: Mapa geológico. A-A' indica la traza de la sección estructural que cruza el área de estudio.

Cordillera Principal mendocina. Se en-cuentra ampliamente distribuida en la zo-na de estudio, mostrando un alto gradode perturbación tectónica por su com-portamiento dúctil lo que dificulta la de-terminación de su espesor. Se la encuen-tra en franjas submeridianales que mar-can las estructuras principales y comodiapiros de yeso en los sectores dondetuvo mayor deformación frente a la com-presión. Junto con las demás unidades ju-rásicas forma parte del anticlinal del arro-yo Bayo. Su litología corresponde a yesoy anhidrita laminados en bancos de espe-sores centimétricos de colores gris y blan-co (facies de "varve evaporítico" según Le-garreta y Uliana 1999), depositados enuna cuenca restringida de índole hipersa-lina. Marca un evento regional de deseca-ción de la cuenca. Se le asigna una edadoxfordiana superior (Stipanicic 1965).La Formación Tordillo (Stipanicic 1969)se encuentra distribuida homogéneamen-te en la zona de estudio, siendo una de lasunidades con mayor representación areal.Sobreyace en forma paraconcordante a laFormación Auquilco. Conforma una su-cesión predominantemente arenosa de1.060 metros de espesor, medidos en lamargen sur del río Borbollón. Se compo-ne mayoritariamente de areniscas mediasa finas de color morado con estructurasde corriente, intercaladas con areniscasgruesas y pelitas del mismo color y are-niscas de color amarillo. Hacia el tope dela sucesión se encuentran areniscas finasde color negro, que predominan sobre lasareniscas moradas inmediatamente pordebajo del pasaje abrupto a las pelitas ne-gras de la Formación Vaca Muerta. Elambiente de depositación de esta unidaden el área de estudio se interpreta comoun sistema fluvial entrelazado distal. Unanálisis de procedencia de las areniscasde esta unidad demostró que la Forma-ción Tordillo recibió el aporte clásticodesde ambos márgenes de la cuenca (Mes-cua et al. 2008). Debido a la ausencia defósiles, se asigna una edad kimeridgiana aesta unidad sobre la base de sus relacio-nes estratigráficas.La Formación Vaca Muerta (Weaver 1931)

se encuentra ampliamente representadaen la zona de estudio, con una distribu-ción semejante a la de la Formación Tor-dillo, a la que cubre en forma concordan-te. Su sección basal se encuentra integra-da por pelitas negras laminadas con con-creciones discoidales de hasta 1 m de diá-metro. Son escasas las intercalaciones decalizas, que gradualmente pasan a predo-minar en la sección superior de la unidad.El espesor total registrado es de 460 m.Estos depósitos representan la facies in-terna de Legarreta et al. (1993), y docu-mentan el retorno a un contexto deposi-cional de cuenca marina con fondo euxí-nico (Legarreta y Uliana 1999). El mate-rial fósil recolectado fue determinado porla Dra. Beatriz Aguirre-Urreta (amonites)y el Dr. Darío Lazo (bivalvos). Se recono-cieron:- Bivalvos de la Familia Buchidae. - Amonites:Choicensisphinctes choicensis. Tithoniano in-ferior: Zona de Virgatosphinctes mendozanus.Especímenes de la Familia Perisphinctidae.Pseudolissoceras zitteli. Tithoniano inferior

a medio: Zona de Pseudolissoceras zitteli.Aulacosphinctes sp. Tithoniano medio: Zo-na de Aulacosphinctes proximus?Substeuroceras koeneni. Tithoniano superior:Zona de Substeuroceras koeneni.La edad de la Formación Vaca Muerta de-terminada sobre la base de su contenidofosilífero es tithoniana a berriasiana. La Formación Agrio (Weaver 1931) seencuentra en el sector central de la zonade estudio y en la zona del límite inter-nacional. Se dispone en forma concor-dante sobre la Formación Vaca Muerta.Está compuesta por calizas de color grisclaro, masivo, intercaladas con pelitas grisoscuras. El espesor parcial registrado enla margen sur del río Borbollón es de 35metros. En el Cordón del Límite presen-ta un espesor de varios cientos de metros,aunque no puede descartarse que se en-cuentre engrosada por repeticiones tec-tónicas. Su contenido fosilífero consisteen impresiones de amonites indetermina-dos y bivalvos (Ostrea sp.). Según Lega-rreta et al. (1993), la asociación de calizasmicríticas y pelitas oscuras encontrada en

esta unidad indica un ambiente de depo-sitación marino de aguas calmas y pro-fundas, variando desde plataforma pro-funda hasta talud. La edad de la Forma-ción Agrio ha sido acotada en base a sucontenido fosilífero entre el Valanginianosuperior y el Barremiano inferior en elsector más oriental de la cuenca (Aguirre-Urreta y Rawson 1997).

Magmatismo cenozoicoEn el sector limítrofe de las nacientes delrío Borbollón se encuentra un cuerpoplutónico intruyendo a la sucesión meso-zoica, que ha sido denominado GranitoBorbollón (Mescua 2006). Correspondea una roca de color rosado claro con tex-tura granosa fina. Al microscopio se ob-servó que se encuentra compuesta porfeldespato potásico, plagioclasa, cuarzo, ybiotita. Presenta xenolitos aparentementedioríticos de pocos centímetros de diá-metro. Sobre la base de sus relaciones es-tratigráficas, puede establecerse que elGranito Borbollón es posterior a la For-mación Agrio, a la cual intruye. Variosautores (Kurtz et al. 1997, Maksaev et al.2003) han reconocido y datado cuerposplutónicos similares en la vertiente occi-dental de la cordillera, obteniendo edadesque varían entre los 21 y los 8,4 Ma. Porotro lado, en la región del paso de NievesNegras (33º50'S), se ha datado un intru-sivo en 3,4 Ma (Granito Arroyo Colina,Ramos et al. 1997). Por correlación conestos eventos magmáticos, la edad delGranito Borbollón puede ser estimadacomo pliocena. Diques y filones capa andesíticos sonmuy abundantes en la región estudiada;frecuentemente intruyendo a la sucesiónmesozoica. Debido a la falta de datacio-nes y la ausencia de relaciones estratigrá-ficas que delimiten con precisión el mo-mento de intrusión se ha preferido noasignarlas a una unidad formal. Corres-ponden a una roca de color gris, en oca-siones alterada a colores castaños, contextura porfírica. Se observan a simplevista abundantes fenocristales de plagio-clasa de hasta unos pocos milímetros. Almicroscopio se observó una textura por-


fírica seriada, con fenocristales de plagio-clasa (labradorita-andesina), hornblenda,biotita y feldespato potásico. La pasta secompone de los mismos minerales; enuna de las muestras se observó ademásuna pequeña cantidad de cuarzo. Comoen el caso del Granito Borbollón, la edadde estos cuerpos intrusivos queda acota-da por sus relaciones estratigráficas. Sonposteriores a la Formación Agrio, a lacual intruyen. Parte de estos cuerpos sonafectados por la estructuración del área,ocurrida probablemente en el Miocenomedio a superior. Otros parecen haberaprovechado las estructuras para su in-trusión por lo que serían sin-tectónicos.Se les asigna en consecuencia una edadmiocena. En los centros efusivos del área de estu-dio, ubicados en las cumbres de los ce-rros Listado-Bayo y Paredón, puede ob-servarse una roca volcánica estratificada,muy alterada. Entre los arroyos Bayo y dela Línea se encuentra un manto ígneo dedisposición subhorizontal, provenientedel centro volcánico de los cerros Lista-do y Bayo, que fluyó hacia el sur y el estecubriendo el relieve previo hasta una cotade 3.800 m en la margen norte del ríoBorbollón. La sección basal de este man-to está compuesta por piroclastitas de co-lor amarillo claro. Por sobre éstas se en-cuentra una brecha volcánica de unos150 m de espesor, compuesta por gran-des bloques subredondeados de andesitacolor castaño de entre 0,3 y 2 m, unidospor una matriz también andesítica. Lasvolcanitas del cerro Listado fueron asig-nadas por Kittl (1944) al Plioceno. Tantolos centros volcánicos, así como la uni-dad coetánea de brechas volcánicas y pi-roclásticas, se encuentran parcialmentedesmantelados por la acción erosiva delos glaciares. Su actividad fue, por lo tan-to, anterior al retiro de los glaciares en elárea de estudio. Teniendo en cuenta ade-más la disposición horizontal de las bre-chas volcánicas y piroclásticas, la activi-dad de estos centros volcánicos puededefinirse como postectónica. Ramos et al.(1997) presentaron una datación K/Arde 3,5 Ma de una riolita postectónica en

la región del paso de Nieves Negras, quepodría correlacionarse con las encontra-das en el área de estudio. Por lo tanto seasigna una edad pliocena a estas volcani-tas, de manera coincidente con la pro-puesta de Kittl (1944).

ESTRUCTURA

Marco estructural regional: la transi-ción entre las fajas plegadas y corri-das de Malargüe y AconcaguaLa zona de estudio se encuentra en el ex-tremo norte de la faja plegada y corridade Malargüe, en un sector que ya formaparte de la transición a la faja plegada ycorrida del Aconcagua.La faja plegada y corrida de Malargüe(Kozlowski et al. 1993) abarca el segmen-to austral de la Cordillera Principal en laprovincia de Mendoza. Ha sido interpre-tada tradicionalmente como una faja depiel gruesa (Kozlowski et al. 1993, Man-ceda y Figueroa 1995), caracterizada porla participación en la deformación debloques del basamento correspondienteal Grupo Choiyoi, como puede observar-se al sur del río Salado (35ºS). Allí el ba-samento está involucrado en la deforma-ción en toda la faja plegada y corrida. Por el contrario, a la latitud del área de es-tudio pueden reconocerse tres sectorescon diferente comportamiento estructu-ral (Kozlowski et al. 1993, Ramos 2002).Los sectores externo y medio se encuen-tran al este del área de estudio. Confor-man una faja de deformación epidérmicacon despegue dentro de la sucesión me-sozoica (Kozlowski et al. 1993, Ramos2002, Broens y Pereira 2005). El sectorinterno, que incluye el área de estudio, seextiende al oeste del puesto El Chacayal(69º46' LO). Las estructuras son ampliasallí y se encuentran limitadas por fallasinversas; son frecuentes las estructurastransversales. Esto sugiere una activa par-ticipación del basamento en la deforma-ción, a pesar la ausencia de afloramientosdel basamento de las secuencias jurásicas(Kozlowski et al. 1993). Posteriormentefue interpretado como una zona de in-versión tectónica (Ramos 2002), relacio-

nada a la inversión de las fallas directasdel episodio extensional que tuvo lugardurante el Jurásico. La edad de la deformación de la faja ple-gada y corrida de Malargüe fue estableci-da, al sudeste del área de estudio, a partirde la relación entre las estructuras y laedad de los depósitos sinorogénicos y da-taciones de volcanitas sin-tectónicas y pos-tectónicas (Baldauf 1997, Giambiagi et al.2005c). Se determinó que los corrimien-tos de piel fina del sector oriental se ge-neraron entre 15 y 7 Ma y la reactivaciónde fallas de basamento en el sector occi-dental ocurrió entre 14 y 7 Ma (Giam-biagi et al. 2005b). En cuanto a la faja plegada y corrida delAconcagua, cabe mencionar que si bienfue tradicionalmente interpretada comoun clásico ejemplo de faja plegada y co-rrida de piel fina (Ramos 1988, Kozlows-ki et al. 1993, Cegarra y Ramos 1996), enlos últimos años se ha encontrado en susector austral evidencia creciente de laparticipación de basamento y de la in-fluencia de estructuras pre-existentes(Godoy 1993, 1998, Ramos et al. 1997,Giambiagi et al. 2003, 2005b). De manerasemejante a lo descripto para el extremonorte de la faja plegada y corrida de Ma-largüe, Giambiagi et al. (2003) identificana la latitud de 33º35' S un dominio occi-dental con deformación de piel gruesa,mientras que inmediatamente al este dellímite internacional argentino-chileno el es-tilo de la deformación cambia a piel fina. Por lo tanto, puede observarse un sectortransicional entre las fajas plegadas y co-rridas Aconcagua de piel fina, al norte, yMalargüe de piel gruesa, al sur, dentro delcual se encuentra el área de estudio. Latransición presenta características mixtas,con deformación de piel fina al este y depiel gruesa al oeste.

Límite oriental de la zona de estudio:la falla Río BorbollónLa zona de estudio se encuentra en su to-talidad dentro del sector interno de la fajaplegada y corrida de Malargüe. El límiteoriental de este sector a la latitud del áreade estudio corresponde a la falla llamada


Río Borbollón por Zubiri (2002), que atra-viesa el Cordón del Eje, inmediatamenteal este del límite oriental de la zona de es-tudio. Esta falla es interpretada como lacontinuación hacia el norte de la falla deMalargüe, que levanta el Grupo Choiyoiinvolucrándolo en la deformación en elsur de Mendoza (Fuentes y Ramos 2008).Kim et al. (2005) proponen continuar ha-cia el norte la falla de Malargüe hasta lalatitud del río Negro (34º 30' S). La fallaRío Borbollón coincide además con el li-neamiento Borbollón-La Manga, pro-puesto por Giambiagi et al. (2005b, 2008)como la falla maestra del depocentroAtuel del rift jurásico temprano. De estamanera, el cambio de estilo estructural enla deformación cenozoica al este de la fa-lla se explicaría por la ausencia de depó-sitos y estructuras relacionadas con elrift. A la latitud de la zona de estudio, elcambio en estilo estructural a ambos la-dos de esta falla puede reconocerse debi-do a que al este se encuentran expuestasunidades que suprayacen a la FormaciónVaca Muerta, afectadas por estructurasepidérmicas (Zubiri 2002, Broens yPereira 2005), mientras que al oeste aflo-ran depósitos más antiguos en estructu-ras amplias que sugieren la participaciónde bloques del basamento en profundi-dad. Asimismo puede observarse una ma-yor elevación topográfica del sector inter-no respecto a los sectores medio y externo.

Interpretación estructural de la comarca La figura 3 muestra las principales estruc-turas relevadas en el área de estudio.Dentro de estas estructuras pueden reco-nocerse dos tipos. Por un lado se encuen-tran estructuras cuyas caracteristicas su-gieren una participación del basamentoen la deformación. Por otro lado se en-cuentran estructuras que muestran un ni-vel de despegue dentro de la sucesión se-dimentaria mesozoica.Un ejemplo del primer tipo es el anticli-nal del arroyo Bayo. Esta estructura co-rresponde a un suave pliegue de granlongitud de onda (~5km), con eje derumbo NNE. En el núcleo del anticlinalse encuentran las rocas más antiguas de la

zona de estudio (Formaciones Tres Es-quinas y La Manga). Tanto su flanco estecomo el oeste se encuentran interrumpi-dos por corrimientos con despegue en elyeso de la Formación Auquilco al nortedel río Borbollón. Entre el Borbollón y elBarroso, su flanco este alcanza inclina-ciones máximas de 25º, mientras que elflanco oeste presenta inclinaciones de en-tre 20º y 30º. La presencia en su núcleode rocas pre-Auquilco impide pensar queel anticlinal del arroyo Bayo sea un plie-gue por despegue a partir de esta forma-ción, como fueron interpretadas las es-tructuras encontradas al sur y sudeste delárea del estudio (Zubiri 2002, Fuentes yRamos 2008). Por lo mencionado, se in-fiere que la falla Arroyo Bayo, ubicada aleste del anticlinal, es una falla directa delrift jurásico que fue reactivada durante laorogenia andina como falla inversa.El flanco occidental del anticlinal delarroyo Bayo al norte del Río Borbollónse encuentra afectado por la falla Los Ba-ños. Este corrimiento con despegue en laFormación Auquilco se desarrolla a lolargo del valle glaciario que ocupa el arro-yo Listado, continuando hacia el nortecon rumbo NNE. Hacia el sur, la falladesaparece al llegar al río Borbollón enLos Baños, donde los fluidos que circu-lan por la zona de falla salen a la superfi-cie formando un manantial de aguas ter-males con abundante precipitación decarbonato de calcio. En el arroyo Listadola falla pone en contacto a las Formacio-nes Auquilco y Tordillo con las unidadesjurásicas que forman el anticlinal delarroyo Bayo, mientras que al norte, en te-rritorio chileno, monta la FormaciónTordillo sobre la Formación Vaca Muer-ta. La falla Los Baños demuestra que ladeformación de piel fina también tuvolugar en el sector interno de la faja plega-da y corrida, donde la deformación depiel gruesa fue el proceso principal en laestructuración ándica.La falla de alto ángulo Arroyo de los Ca-ballos (Figs. 4 a, b), ubicada al oeste delas anteriores estructuras, también es in-terpretada en este trabajo como una fallanormal jurásica invertida. Cruza toda la

zona de estudio en sentido norte, mon-tando la Formación Auquilco sobre lasFormaciones Tordillo, Vaca Muerta yAgrio. Nuevamente como en el caso de lafalla Arroyo Bayo, la fluencia plástica delyeso genera diapiros y hace que la For-mación Tordillo se encuentre en contac-to con el labio bajo en gran parte de latraza de falla. Al este de la falla se obser-va un sinclinal de arrastre que afecta ensuperficie a las formaciones Vaca Muertay Agrio (Fig. 4 a).Entre las nacientes del río Borbollón y lasdel arroyo de la Línea, la falla del arroyode los Caballos se encuentra interrumpi-da por dos corrimientos de rumbo NE(Fig. 4 c). De estos dos corrimientos, elque se encuentra al sur presenta un nivelde despegue dentro de las pelitas de laFormación Vaca Muerta, mostrando enel sector occidental una relación younger-over-older al montar esta formación sobrela Formación Tordillo. Asociado a estecorrimiento se encuentra un sinclinal enel labio bajo. El corrimiento ubicado alnorte tiene un despegue ubicado a mayorprofundidad, en el yeso de la FormaciónAuquilco. Estas estructuras son interpre-tadas como corrimientos fuera de se-cuencia debido a su relación de corte conla falla del arroyo de los Caballos.Un nuevo corrimiento fuera de secuen-cia, éste con rumbo norte, se encuentra alpie del Cordón del Límite (Fig. 4 d). Le-vanta a la Formación Vaca Muerta y alGranito Borbollón, que intruye la suce-sión mesozoica, sobre las FormacionesTordillo y Vaca Muerta. En el sector surde la zona de estudio y en la vertiente chi-lena de la cordillera, puede observarseque esta deformación involucra un nivelde despegue más profundo ubicado en laFormación Auquilco.

Sección estructuralLa figura 5 presenta una sección estruc-tural balanceada de la faja plegada y co-rrida de Malargüe a la latitud de la zonade estudio (34º15' LS). La sección fueconstruida a partir de datos de superficie,ya que no se cuenta con información desubsuelo para el área de estudio. Está ba-


sada en el relevamiento de campo delsector interno, y en el mapeo realizadopor Broens y Pereira (2005) para los sec-tores medio y externo. Se utilizaron losprincipios de construcción indicados porDahlstrom (1969) y Marshak y Wood-ward (1989). En el sector de piel fina seutilizaron los modelos cinemáticos deSuppe (1983), Suppe y Medwedeff (1990)y Suppe et al. (2004).Se utilizaron dos niveles de despeguepara la deformación de piel fina. En elsector interno el despegue tuvo lugar enlas evaporitas de la Formación Auquilco,mientras que en el sector externo el des-pegue se habría desarrollado en las peli-tas negras de la Formación Vaca Muerta.De acuerdo al modelo presentado, la de-formación de piel fina tendría lugar en

una primera etapa, seguida por la reacti-vación de las fallas normales mesozoicasen el sector interno. La traza de la sección es equivalente a lade una de las secciones presentadas porKozlowski et al. (1993). La principal dife-rencia entre ambas se encuentra en elsector interno de la faja plegada y corri-da. Nuestro modelo involucra el basa-mento a partir de la reactivación compre-siva de las fallas extensionales jurásicasde alto ángulo, mientras que el de Koz-lowski et al. (1993) lo hacía mediante co-rrimientos de bajo ángulo.El acortamiento mínimo obtenido para lacobertura es de 16,5 km, correspondien-te al 31%. Este valor es semejante al ob-tenido por otros autores en seccionescercanas al área de estudio (Kozlowski et

al. 1993, Turienzo y Dimieri 2008), y co-herente con la tendencia de disminucióndel acortamiento de norte a sur a lo largode la faja plegada y corrida de Malargüe.De acuerdo al modelo estructural que pre-sentamos, el basamento presenta un acor-tamiento estimado de sólo 2 km, equiva-lente al 7%.

DISCUSIÓN

Durante buena parte del Mesozoico, laregión de estudio estuvo sometida a unatectónica extensional, que habría tenidolugar hasta el Jurásico tardío (Mescua etal. 2008). Posteriormente, desde el Cre-tácico superior se observa el comienzode una etapa de tectónica compresiva envarios sectores de los Andes (Mpodozis y


Figura 3: Principales estructuras de la zona de estudio. 1. Falla Arroyo Bayo; 2. Anticlinal Arroyo Bayo; 3. Falla Los Baños; 4. Sinclinal de arrastre de la fallaArroyo de los Caballos; 5. Falla Arroyo de los Caballos; 6, 7, 8. Corrimientos fuera de secuencia. Se muestra la ubicación de las fotos de la figura 4.

Ramos 1989), incluyendo la zona de estu-dio según Broens y Pereira (2005). Laprincipal fase de deformación ándica ha-bría tenido lugar a partir del Mioceno in-ferior o medio. Al sudeste del área de es-tudio fue datada entre 15 y 7 Ma (Baldauf

1997, Giambiagi et al. 2005 b, c). Estaedad de la deformación se encuentra evi-denciada por una tasa de denudación ele-vada durante el Mioceno medio y supe-rior en la zona del arco magmático al oes-te del área de estudio, registrada en varios

plutones (La Obra, Cruz de Piedra, etc.),lo que refleja el alzamiento tectónico deestos cuerpos plutónicos durante ese perí-odo (Kurtz et al. 1997, Maksaev et al. 2003).La primera etapa de deformación ándicaa la latitud del área de estudio habría co-


Figura 4: Fotos de cam-po de las estructuras, ubi-cación en la figura 3. 4a)Falla Arroyo de losCaballos y sinclinal dearrastre asociado, el re-cuadro muestra la ubica-ción de la figura 4b. 4b)Falla Arroyo de losCaballos. 4c)Corrimientos fuera de se-cuencia en el Arroyo dela Línea. Se observan loscorrimientos 6 y 7 de lafigura 3. 4d) Corrimientofuera de secuencia delCordón del Límite.

rrespondido al avance hacia el antepaísde corrimientos de piel fina, con dos ni-veles de despegue. En el sector occiden-tal este despegue corresponde a las eva-poritas de la Formación Auquilco, comolo demuestra la falla Los Baños. El des-pegue se trasladaría secuencia arriba has-ta la Formación Vaca Muerta en el sectororiental. La pérdida de los niveles de des-pegue por acuñamiento de las formacio-nes habría tenido un papel importante enel desarrollo de la faja plegada y corrida,como fue sugerido por Broens y Pereira(2005). Esto puede observarse en su sec-tor frontal, donde el acuñamiento de laFormación Vaca Muerta marca la termi-nación de las estructuras de piel fina. Laterminación hacia el este del despegue enla Formación Auquilco podría estar rela-cionada a un episodio extensional kime-ridgiano (Mescua et al. 2008), que habríapermitido la conservación de grandes es-pesores de evaporitas en el sector centralde la cuenca mientras que en las áreasmás elevadas se habría erosionado, al me-nos parcialmente.La deformación ándica tuvo en el sectorinterno de la faja plegada y corrida deMalargüe características de piel gruesa,involucrando al basamento pre-Jurásicoen la deformación (Kozlowski et al. 1993).Tradicionalmente se ha interpretado queel basamento se deformó mediante la in-versión de fallas normales mesozoicas(Manceda y Figueroa 1995, Ramos 2002,Broens y Pereira 2005, Fuentes y Ramos2008). Para el sector de transición a lafaja plegada y corrida del Aconcagua, seha presentado otro modelo involucrandoel basamento mediante corrimientos án-dicos de bajo ángulo (Kozlowski et al.1993, Turienzo y Dimieri, 2008). Estemodelo permite relacionar el importanteacortamiento de la cobertura en el sectororiental de piel fina con el acortamientogenerado por las cuñas de basamento delsector interno. En el modelo de inversióntectónica, en cambio, esto no es posible,ya que la inversión de fallas de alto ángu-lo no es un método efectivo para generaracortamiento, sino que predomina el le-vantamiento. Sin embargo, la coinciden-

cia espacial entre las zonas que sufrieronextensión durante el Mesozoico y las ac-tuales zonas de piel gruesa sugiere algúnvínculo entre ambos procesos. La orien-tación NNW y N de las fallas normalesmesozoicas (Giambiagi et al. 2003, 2005b)en relación al vector de convergencia an-dina, que varió de ENE a E-O desde elMioceno (Somoza 1998), y al campo deesfuerzos actual con el esfuerzo principalcompresivo también E-O (Guzmán et al.,2007), hace que éstas sean zonas de debi-lidad con orientación favorable para sureactivación. Por otro lado, las fallas queinvolucran al basamento suelen presentaralto ángulo (por ejemplo la falla Arroyode los Caballos, fig. 4 b). Por estos argu-mentos interpretamos que la inversióntectónica de las fallas extensionales me-sozoicas puede haber sido el principalmecanismo de estructuración ándica delbasamento. De esta manera, de acuerdocon el modelo aquí presentado, la defor-mación de la cobertura ocurre en una pri-mera etapa, desacoplada de la del basa-mento, y su acortamiento se traslada ha-cia el oeste, fuera de la zona de estudio.La reactivación de las fallas de basamen-to ocurriría en una segunda etapa de de-formación, con menor acortamiento, ysería responsable del levantamiento delsector interno a su presente elevación to-pográfica y de la exposición en superficiede unidades más antiguas que las expues-tas en el sector oriental. Tres estructurascorresponderían a fallas normales inver-tidas: la falla Borbollón, de orientaciónNNW, corresponde al lineamiento Bor-bollón-La Manga, falla principal del de-pocentro extensional Atuel de la cuencaNeuquina (Giambiagi et al. 2005b). Lasfallas Arroyo Bayo y Arroyo de los Ca-ballos, de orientaciones NNE a N, seríansemejantes a las fallas reconocidas porGiambiagi et al. (2003) en el sector occi-dental de la faja plegada y corrida delAconcagua a los 33º40'S. En dos sectores de la faja plegada y corri-da de Malargüe a la latitud de la zona deestudio se reconoció deformación fuerade secuencia. Por un lado, en el sectorfrontal Broens y Pereira (2005) recono-

cieron estructuras fuera de secuencia aso-ciadas a la presencia del bloque de basa-mento que actualmente integra la Cordi-llera Frontal, que habría actuado comoun sticking point impidiendo el avance dela faja plegada y corrida. En el sector in-terno, en este trabajo presentamos unaserie de corrimientos fuera de secuencia.Estos corrimientos podrían integrar unafaja longitudinal de deformación fuera desecuencia que continuaría hacia el sur enel corrimiento El Fierro (Godoy et al.1999), y hacia el norte en los corrimien-tos reconocidos a la latitud de 33°40'Spor Giambiagi et al. (2003). En este caso,su origen estaría relacionado a algún pro-ceso regional, probablemente relativo almecanismo de avance de la faja plegada ycorrida por cuña crítica de Coulomb (Da-vis et al. 1983, Dahlen 1984). Más estu-dios son necesarios para establecer conprecisión la edad y el origen de estos epi-sodios de deformación fuera de secuencia. En cuanto a los eventos magmáticos ma-yores ocurridos en el área de estudio, laintrusión del Granito Borbollón podríaestar asociada a la etapa principal de de-formación o bien a la última deforma-ción fuera de secuencia de la región inter-na. Mientras que las volcanitas del cerroListado corresponderían a un episodiopost-orogénico, datado más al norte en3,5 Ma, que podría estar asociado al em-pinamiento de la placa a estas latitudessegún el modelo tectónico de Kay (2002)y Ramos y Folguera (2005).

CONCLUSIONES

La realización de un relevamiento geoló-gico a escala de detalle de un sector de laCordillera de los Andes que no contabacon estudios previos detallados permitiódeterminar el registro estratigráfico de lazona de estudio, que comprende una su-cesión sedimentaria mesozoica, intrusi-vos y volcanitas terciarios y depósitoscuaternarios. Se reconocieron por prime-ra vez en la zona de estudio las Forma-ciones Tres Esquinas y La Manga, exten-diendo el registro estratigráfico del áreahasta el Jurásico medio. En el sector del


límite internacional se reconoció ademásun intrusivo granítico previamente des-conocido, que denominamos granitoBorbollón.El relevamiento de las estructuras super-ficiales del área de estudio permitió reco-nocer una deformación mixta de piel finay piel gruesa. La deformación de piel finaafectó toda la faja plegada y corrida deMalargüe, mientras que la deformaciónde piel gruesa se encuentra restringida alsector interno, en el que según el modeloaquí presentado habría tenido lugar la in-versión tectónica de fallas extensionalesjurásicas. En el sector occidental del áreade estudio se observaron una serie de co-rrimientos fuera de secuencia, que podrí-an formar parte de una faja de deforma-ción fuera de secuencia de escala regional. A partir de nuestro relevamiento geológi-co del sector interno y de la informaciónpresentada por Broens y Pereira (2005)para el sector medio y externo de la fajaplegada y corrida de Malargüe, construi-mos una sección estructural balanceadaregional a la latitud de 34°10'S. Nos ba-samos en una interpretación de la evolu-ción estructural según la cual durante elMioceno habría tenido lugar un primerepisodio de deformación con caracterís-ticas de piel fina, seguido de la reactiva-ción de las fallas normales mesozoicasdel sector interno con desplazamiento in-verso. El último episodio de estructura-ción de la faja plegada y corrida estaríadado una deformación fuera de secuen-cia de piel fina, que habría ocurrido en elMioceno tardío. Las volcanitas pliocenasno se encuentran afectadas por la defor-mación. El acortamiento mínimo estima-do para la cobertura es de 16,5 km (31%),mientras que para el basamento estima-mos un acortamiento de 2 km (7%).

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo fue realizado con fondos delproyecto PICT 14144 adjudicado a Víc-tor Ramos. Agradecemos las correccio-nes y sugerencias de los árbitros MatíasGhiglione y Martín Turienzo, que ayuda-ron a mejorar el trabajo.


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Recibido: 31 de marzo, 2009 Aceptado: 10 de septiembre, 2009


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