TECTÓNICA DE CAMPO 1 -...

Departamento de Ciencias Geológicas – Universidad de Buenos Aires – 2019

Laboratorio de Tectónica Andina - Departamento de Ciencias Geológicas, FCEN, U.B.A. http://aviris.gl.fcen.uba.ar

TECTÓNICA DE CAMPO

1 - Introducción El sector comprendido entre la Sierra de Pie de Palo y la localidad de Calingasta es uno de los más interesantes de nuestro país desde el punto de vista geológico (Fig. 1.1). Abarca las provincias geológicas de Sierras Pampeanas al este y Precordillera al oeste, separadas por el valle de Tulum sobre el que se ubica la ciudad de San Juan. El sector pampeano está caracterizado por un basamento metamórfico de edad grenvilliana (Proterozoico medio) corresponde al terreno Pie de Palo, en cuyo sector occidental fue reconocido un complejo de suprasubducción de esa edad; la faja de Angaco (Angaco Belt) al oeste pone en contacto tectónico (Corrimiento Las Pirquitas) al Complejo Pie de Palo con el Grupo Caucete, secuencia de plataforma siliciclástica a carbonática, de edad neoproterozoica a cámbrica inferior.

La Precordillera se divide en tres sectores: oriental, central y occidental. Como consecuencia de la estructuración ándica relacionada a la subducción de la placa de Nazca bajo la Sudamericana el sector oriental se comporta como una faja plegada y corrida de piel gruesa, involucrando al basamento en la deformación, aunque sin llegar a exponerlo. En este sector afloran las rocas más antiguas correspondientes al cámbrico inferior, y las fallas y planos axiales de pliegues inclinan hacia el este al igual que en la región pampeana. Los sectores central y occidental han formado una faja plegada y corrida antitética de piel fina. En estos sectores, central y occidental, los términos más antiguos son ordovícicos y las fallas y planos axiales de pliegues inclinan hacia el oeste.

Figura 1.1: Mapa de ubicación

El límite entre la Precordillera central y

oriental está dado por el valle de Ullum-Zonda por debajo del cual se desarrolla una zona triangular. Hasta el momento no se ha encontrado aflorante el basamento de la Precordillera. Sin embargo se verán algunos indicios del mismo en los xenolitos de cuerpos subvolcánicos terciarios de los cerros Blanco, Ullum y la Sal. También hay algunos elementos por los cuales se podría considerar que

el basamento aflorante hacia el este de la Precordillera Oriental, en la sierra de Pie de Palo y en los cerros Valdivia y Barbosa corresponden al mismo.

El sector precordillerano está caracterizado por sedimentitas correspondientes a un margen pasivo del paleozoico inferior desarrollado sobre el terreno de Precordillera, y en cuyas unidades carbonáticas más antiguas se han encontrado

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faunas de afinidades Laurénticas. Ambos terrenos (Precordillera y Pie de Palo) conforman el terreno compuesto Cuyania (Ramos, 1995). Su límite oriental estaría dado por el lineamiento Valle Fértil que separa el terreno Cuyania del terreno Pampia, y hacia el oeste la faja de ofiolitas aflorantes en el valle de Calingasta, y que forman parte de la Precordillera Occidental, lo separarian del terreno Chilenia.

Sierras Pampeanas Occidentales

Sierra de Pie De Palo

La sierra de Pie de Palo se extiende a lo largo de aproximadamente 80 kilómetros en el sector oriental de la provincia de San Juan y forma parte de las Sierras Pampeanas Occidentales (Fig. 1.2). Está conformada principalmente por rocas metamórficas cuya edad varía entre Proterozoico medio y Paleozoico inferior (?). En la misma se han reconocido dos grandes unidades: el Grupo Caucete y el Complejo Pie de Palo, las cuales están en contacto a través del corrimiento Las Pirquitas en el sector de la Faja de Angacos (Fig. 1.3) Grupo Caucete

El Grupo Caucete se encuentra integrado por cuatro unidades formacionales: Cuarcita El Quemado, la que interdigita con la Formación La Paz, ambas de carácter siliciclástico, y por encima la Formación El Desecho, culminando con la Caliza Angacos, ambas de carácter carbonático dominante, aunque se reconoce una participación siliciclástica en las mismas, principalmente en la Formación El Desecho (Vujovich, 2003).

El pasaje entre las distintas unidades es transicional, aunque en varios sectores ha sido modificado por fallamiento de bajo ángulo (van Staal, Vujovich, Naipauer, 2011, Figs. 1.4, 1.5). El metamorfismo que presenta señala temperaturas no mayores a 450ºC, pero presiones relativamente elevadas (ca. 10 Kbs), lo que es consistente con las condiciones encontradas en complejos acrecionales asociados a zonas de colisión. Cuarcita El Quemado: Se caracterizan por la alternancia de bancos de cuarcitas y esquistos cuarzo-micáceos. Están formados principalmente por cuarzo, con fenocristales de feldespato alcalino, escasa plagioclasa, y proporciones variables de micas incoloras a verdosas (muscovita a fengita). Presentan colores claros, verdosos (el cuarzo es el mineral dominante) a amarillentos (cuando aumenta la participación de feldespatos) y niveles de colores oscuros. Están finamente laminadas, son

de grano fino a medio. En las zonas de alta deformación o cizalla, pasan a rocas de la serie milonítica (protomilonitas, milonitas, ultramilonitas), mostrándo en estos casos evidencias de recristalización dinámica y foliación milonítica marcada. Presentan plegamiento isoclinal apretado, el que incluso llega a plegar la foliación milonítica, y origina pliegues en vaina, característicos de zonas de deformación progresiva por cizalla. En estos sectores se observan indicadores cinemáticos útiles para determinar el sentido de movimiento, y lineaciones minerales que permiten identificar la dirección del movimiento.

Figura 1.2: Sierras Pamepanas Occidentales

Dataciones U/Pb sobre circones detríticos muestran un importante aporte de circones con edades mesoproterozoicas, y un pico menor alrededor de los 550 Ma, sugiriendo que esa es la máxima edad de depositación de esta unidad (Naipauer et al., 2005). El espectro de edad es muy similar al encontrado en los sedimentos de synrift del Cerro Totora (Thomas et al., 2004). Ramos et al. (1996, 1998), sobre la base de dataciones 39Ar/40Ar en moscovitas y hornblendas determinaron una edad de 395,7 ± 0,2 Ma en moscovitas metamórficas de las metacuarcitas aflorantes en la desembocadura de la quebrada del Molle, interpretada como una edad mínima asociada al tiempo de deformación.

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Figura 1.3: Faja Angaco (Vujovich, Ramos, 1994)

Formación La Paz: aflora entre la quebrada homónima y la quebrada Las Pirquitas, y está muy bien desarrollada hacia el norte, en las Lomas Bayas (Fig. 1.1). Son rocas de color verde oscuro grisáceo y de grano fino a medio. Forman bancos de potencias variables, 0,30 a 3 ó más metros, que intercalan con bancos de rocas cuarcíticas de la Formacion El Quemado, alcanzando una potencia máxima de unos 250 metros en las inmediaciones de la quebrada del Quemado. Es común la presencia de venas de cuarzo translúcido de uno a dos centímetros de espesor. Como son más friables que las cuarcitas con las que se asocian en el paisaje circundante presentan un relieve más erosionado y friable. Algunos niveles muestran abundantes porfiroblastos de albita, de hasta 2 mm, reflejando probables variaciones composicionales en el protolito de estas rocas, los que encierran cristales de granate indicando su crecimiento posterior. Los filosilicatos son abundantes, así como pequeños cristales de granate de color rojizo. El cuarzo también es fácilmente discernible a ojo desnudo. La presencia de pequeños circones prismáticos y límpidos, similares a los encontrados en rocas volcánicas, junto con cristales redondeados, típicos de aquellos que han sufrido un retrabajo sedimentario. La mineralogía de estas rocas junto con su disposición en el campo permiten inferir un origen volcánico para esta unidad siendo interpretada como areniscas volcaniclásticas (van Staal et al. 2002; Vujovich, 2003).

Estudios geoquímicos sobre las cuarcitas y metasedimentos volcaniclásticos indican que provienen de una fuente cuya composición es similar a la de la corteza continental superior, dominada por rocas de composición silícea. La participación de una fuente básica no parece haber sido muy importante (Vujovich, 2003). Dataciones U/Pb sobre circones detríticos muestran un neto predominio de edades mesoproterozoicas, no encontrándose evidencias de circones más jóvenes (Vujovich et al., 2004; Naipauer et al., 2010).

La sección carbonática del Grupo Caucete está representada por las Formaciones El Desecho y Angacos. La Formación El Desecho está integrada por mármoles dolomíticos, esquistos calco-silicáticos y esquistos cuarzo-feldespático-micáceos verdosos a rojizos, ricos en minerales opacos, con potencias variables entre 0,5 a 40 metros, constituyendo un buen horizonte guía para el mapeo de las secuencias.

La Caliza Angacos corresponde a una alternancia de bancos calcáreos y en parte dolomíticos y metamargas, con mayor desarrollo hacia el sector sur del cordón serrano, donde alcanza espesores entre 200 y 300 metros en la quebrada Ancha de la Puntilla. Desde la quebrada del Molle y hacia el norte las calizas se tornan más escasas, y aparecen bancos intercalados, en parte tectónicamente, entre las metacuarcitas.

La ausencia de fósiles determinativos dentro del Grupo Caucete no ha permitido asignarle una edad precisa a esta unidad, exceptuando las trazas fósiles encontradas por Bordonaro et al. (1992) en metasedimentos calcáreos, y sobre la base de los cuales estos autores le asignaron una edad mínima de sedimentación proterozoica superior. Estudios recientes sobre isótopos de Sr, C y O permiten asignarla al Neoproterozoico-Cámbrico inferior (Galindo et al., 2004; Naipauer et al., 2005 y 2010).

El Complejo Pie de Palo está

representado por rocas ígneas máficas a ultramáficas metamorfizadas, meta-volcanitas de composición básica a intermedia y esquistos y gneises de origen ígneo y sedimentario. El grado metamórfico varía entre bajo y medio, alcanzando localmente grado alto.

Las rocas ultramáficas afloran principalmente entre las quebradas de Las Pirquitas y de Piedras Pintadas, en el flanco occidental de la sierra. Se destacan en ella cuerpos lenticulares de serpentinitas con espesores variables, color verde oscuro a claro, masivos o esquistosos, en contacto generalmente a través de fallas que repiten la secuencia, con esquistos verdes, talcosos y

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filíticos. En la quebrada del Gato fueron reconocidos varios cuerpos de serpentinitas (Factor y Milán, 1949; Fernández Lima, 1962; Castro de Machuca, 1981).

En el área de las quebradas El Quemado y Las Pirquitas afloran esquistos micáceos, anfibólico-talquíferos ricos en minerales opacos, anfibolitas, metagabros, metadioritas, y venas de plagiogranitos metamorfizados. Inmediatamente por encima del corrimiento Las Pirquitas en general se encuentran metagabros, los que pasan a metatonalitas, a veces granatíferos, aunque en algunos sectores los metagabros pueden estar ausentes, encontrándose directamente por encima de la falla milonitas de esquistos biotítico-granatíferos (meta-tonalitas).

Figura 1.4: Mapa geológico simplificado de la sierra de Pie de Palo entre las quebradas de La Petaca y Desa (Van Staal, et al., 2011).

La secuencia ha sido sometida a una intensa deformación dúctil y plegamiento, y la mayoría de las rocas presentan texturas miloníticas. En el camino de subida al área donde afloran los klippes, y por encima de la falla se

pueden observar grandes boudines de metabasitas inmersos en una matriz muy deleznable, en facies de esquistos verdes, que representan milonitas de metabasitas afectadas posteriormente por deformación en condiciones de menor temperatura (protomilonitas).

Las milonitas de anfibolitas, de grano fino a medio, presentan tremolita-actinolita y plagioclasa parcialmente reemplazada por minerales del grupo del epidoto. Los metagabros/metadioritas están formados por actinolita con restos de clinopiroxeno y plagioclasa parcialmente reemplazada por epidotos. De acuerdo al comportamiento geoquímico las anfibolitas y los metagabros/metadioritas presentan similitudes con los MORB formados en un ambiente de back-arc (Vujovich y Kay, 1998; Vujovich et al., 2004). Los esquistos ricos en minerales opacos podrían relacionarse con los procesos hidrotermales asociados con la actividad en la dorsal y las anfibolitas podrían estar representando el complejo de dique en dique (Vujovich y Kay, 1998).

Desde el punto de vista geoquímico en la quebrada del Gato se reconocieron tres tipos de protolitos: cumulatos ultramáficos –dunitas y piroxenitas- (esquistos tremolítico serpentínicos), cumulatos gabroicos (anfibolitas, metagabros) y rocas magmáticas silíceas (metatonalitas). Los cumulatos ultramáficos y gabroicos son coherentes con un ambiente de arco islándico, desarrollado sobre una corteza delgada u oceánica. Las rocas tonalíticas también corresponderían a un ambiente de arco, pero sugieren una asociación con una corteza más engrosada, probablemente relacionada con un evento compresional (Vujovich y Kay, 1996, 1998; Vujovich et al., 2004).

Relaciones de intrusividad han sido reconocidas en la quebrada del Gato y La Petaca; en ella se pueden observar diques metabásicos intruyendo la secuencia metagábrica y diques metatonalíticos que intruyen tanto a los diques básicos como a los metagabros (Vujovich et al., 2004).

Hacia el este, gneises biotítico granatíferos muestran un diseño de elementos trazas y tierras raras similar al desarrollado por arcos más evolucionados. Estos gneises podrían derivar de sedimentitas inmaduras, muy cercanas al área de aporte, conservando las características primitivas del mismo, o sea de un arco magmático (Vujovich, 1993; Ramos et al., 1993; Vujovich y Kay, 1996, 1998).

El sector presenta una intensa deformación evidenciada por el intenso plegamiento y la presencia de varias escamas tectónicas que repiten

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la secuencia. Las metamorfitas del área presentan variedades miloniticas, producto de la deformación.

El Complejo Pie de Palo ha sido asignado al Proterozoico medio de acuerdo a las dataciones radimétricas U/Pb sobre circones realizadas por McDonough et al. (1994) y Rb/Sr sobre roca total (Varela y Dalla Salda, 1992; Pankhurst y Rapela, 1998). Dataciones U/Pb realizadas por Vujovich et al (2004) sobre diferenciados pegmatíticos gabroicos en la quebrada del Gato han arrojado una edad más precisa (1204 Ma) para la secuencia máfica, siendo esta unidad intrusiva en las rocas ultramáficas. Los cuerpos tabulares que las intruyen, asignados a un ambiente de arco y de composición tonalítica a granodiorita dieron una edad de 1174 a 1169 Ma (Rapela et al., 2010).

Figura 1.5: Columna estratigráfica Sierra de Pie de Palo, sector occidental (Vujovich, 2003)

Estructura

El Complejo Pie de Palo y el Grupo Caucete comparten una compleja y polifásica historia estructual. Las rocas muestran evidencias de una deformación temprana localizada en zonas de milonitas (con cuarcitas de grano muy fino por recristalización dinámica), las que fueron plegadas al menos dos veces en un plegamiento recumbente o isoclinal asimétrico fuertemente volcado hacia el oeste. El plegamiento y la milonitización estuvo acompañada por la generación de varias fallas.

Estas fueron reconocidas sobre la base del bajo ángulo de truncamiento en la estratigrafía y a su vez por la repetición asimétrica de las unidades. A pesar de que las rocas fueron transpuestas en pequeña escala, la estratigrafía ha sido preservada a escala de mapeo (1:25.000) debido a la naturaleza altamente asimétrica de los pliegues. La estructura más antigua reconocida en el Grupo Caucete es una foliación paralela a la estratificación y probablemente es coetánea con la esquistosidad espaciada que se observa en el Complejo Pie de Palo. No se encontraron evidencias de que esta foliacion (Se) haya estado relacionada o acompañada por plegamiento, a pesar de que su presencia en rocas ígneas claramente indica que este es un fenómeno tectónico y probablemente formado como una foliación por aplastamiento (flattening) (S) en un régimen de deformacion donde dominaron las estructuras asociadas a mecanismos de deslizamiento (creep) por disolución-compresión. Esta foliación fue relacionada a una imbricación temprana. La foliación paralela a la estratificación (Se) está plegada junto con el bandeamiento composicional en pliegues isoclinales asimétricos (F1) cuyos ejes son paralelos a la lineación mineral/estiramiento. Los pliegues F1 fueron reple-gados por los pliegues F2 cuyos ejes generalmente son no-cilíndricos y en muchos lugares han sido transformados en pliegues en vaina (sheath folds), indicando la presencia de zonas de cizalla de alta deformación (Van Stall et al., 2011). Corrimiento Las Pirquitas

Klippes y ventanas tectónicas El Complejo Pie de Palo se encuentra en

contacto tectónico sobre el Grupo Caucete a través del Corrimiento Las Pirquitas (Vujovich y Ramos, 1994), el cual se reconoce a lo largo de toda la sierra. Todo el sector está afectado por deformación, lo que llevó a estos autores denominarlo Faja de Angaco (Fig. 1.3). Este contacto tectónico presenta dos tipos de deformación. En ciertas zonas la zona de falla, con espesores variables entre 0,3 a 1 m, presenta abundante material triturado con minerales del grupo de la tremolita-actinolita, correspondiendo a un nivel de deformación alto. La superficie de falla entre ambas unidades es paralela a la esquistosidad y se encuentra plegada. El segundo tipo de deformación corresponde a una zona de intensa deformación penetrativa que se asocia, por varios centenares de metros a la zona de falla. Esta es responsable de poner en contacto tectónico al conjunto de rocas básicas y ultrabásicas

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metamorfizadas en facies de grado bajo a medio con el Grupo Caucete, constituyendo una importante zona de deformación entre ambos complejos (Vujovich y Ramos, 1994). La posición subhorizontal que adopta el corrimiento en el sector de la quebrada Las Pirquitas ha permitido el desarrollo de klippes y ventanas tectónicas a lo largo del mismo (Fig. 1.6) (Ramos y Vujovich, 1995; Ramos et al., 1996).

En este sector el Complejo Pie de Palo se encuentra representado por metagabros y metadiabasas intensamente deformados, a los que se asocian pequeños cuerpos de leucogranitos; el Grupo Caucete se encuentra representado principalmente por metacuarcitas y esquistos cuarzo feldespáticos. En la zona de contacto entre ambas unidades se puede observar pequeñas escamas de milonitas,de metacuarcitas y esquistos, con desarrollo de una lineación de estiramiento aproximadamente N40°O, en contacto tectónico con los metagabros.

Las ventanas tectónicas se desarrollan en el sector oriental, y han sido reconocidas en la quebrada de las Pirquitas y a lo largo de la quebrada Grande del Molle. Estudios recientes, con mapeos detallados, han permitido determinar la presencia de otras fallas dentro del Grupo Caucete y el Complejo Pie de Palo que repiten la secuencia, y que han sido originadas en distintas etapas de la deformación. La deformación es similar a la observada en zonas afectadas por colisión de bloques o terrenos, y donde antiguas zonas de sutura pueden ser reactivadas por estos eventos. Vujovich et al., (2004) y van Staal et al., (2011) atribuyen este evento colisional a la orogenia oclóyica (fines del Ordovícico) como producto de la colisión del terreno Cuyania contra el terreno Pampia, el que ya formaba parte del borde SO de Gondwana desde el Cámbrico inferior (Orogenia Pampeana). Sobre este margen se instaló el arco magmático ordovícico o famatiniano, asociado a la subducción del océano Iapetus bajo el margen gondwnánico, y que permitió el acercamiento y posterior colisión del terreno Cuyania (véase Ramos, 2004).

Metamorfismo

El Grupo Caucete registra un metamorfismo en facies de esquistos verdes o transicional entre esquistos verdes-anfibolita, mientras que las rocas máficas del Complejo Pie de Palo han sido metamorfizadas en facies de anfibolitas granatíferas. Los bordes de los circones metamórficos arrojaron una edad de ca. 460 Ma (Vujovich et al., 2004). La presente yuxtaposición del Grupo Caucete contra el Complejo Pie de Palo

a lo largo del corrieminto Las Pirquitas tuvo lugar despúes del pico metamórfico, lo que es consistente con el metamorfismo retrógrado ubicado en las zonas de falla relacionadas con zonas de cizalla. Sin embargo, el corrimiento Las Pirquitas estuvo activo durante un extenso período de tiempo, esto queda en evidencia por su repetición a través de fallas más jóvenes.

Figura 1.6. Klippes y ventanas tectónicas en el área de Las Pirquitas – El Quemado (Ramos y Vujovich, 1995).

PRECORDILLERA

Las rocas más antiguas afloran en las Sierras de Villicum y Chica del Zonda (véase fig. 1.1) están formadas por calizas y dolomías con edades que van del Cámbrico inferior al Ordovícico inferior; y que integran las Formaciones La Laja, Zonda, La Flecha y San

Juan (fig. 1.7). Son calizas formadas en una plataforma submarina de margen pasivo. La Formación San Juan, en la quebrada de Talacasto, presenta niveles de K-bentonitas (tobas alteradas) las que han sido datadas en 469,5 Ma (U/Pb en circones). Las reconstrucciones paleogeográficas realizadas sobre la base de afinidades faunísticas llevan a correlacionar esta plataforma con la región de los Apalaches en el borde oriental de Norteamérica hasta los 539 Ma.

El ciclo carbonático finaliza con facies de transición a lutitas negras graptolíticas areginianas de las Formaciones Gualcamayo y Don Braulio, las que se observan en la Sierra de Villicum.En la Precordillera central y occidental se observan fajas ngostas de Silúrico marino pelítico el cual correspondientes a la Formación Tambolar que

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se disponen con rumbo N-S en los frentes de los corrimientos. Este conjunto es incompetente en relación con los potentes bancos devónicos que lo sobreyacen, por lo que funciona como nivel de despegue para muchos de los corrimientos de la región.

Figura 1.7: Cuadro estratigráfico comparativo de la Precordillera Oriental y Central Por encima de las lutitas silúricas se disponen las sedimentitas devónicas correspondientes a las Formaciones Rinconada,

Punta Negra y Talacasto. La primera de ellas aflora en la Sierra de Villicum mientras que las restantes se disponen respectivamente una al oeste de la otra en la Precordillera central y occidental. Corresponden a facies turbidíticas de talud cada vez más profundas hacia el oeste. Los investigadores más “fijistas” sostienen que el área de aporte ubicada al este corresponde al sector pampeano. Los más “movilistas” sostienen que la Precordillera forma parte de un terreno alóctono (Cuyania) y que el área de aporte durante el Paleozoico inferior no fue de ninguna manera el sector pampeano. Las turbiditas devónicas se identifican fácilmente en el campo; en su conjunto tienen color verde oscuro a gris oscuro y se caracterizan por su ritmicidad en la alternancia de bancos de arenisca lutítica y lutitas verdosas y por la estratificación gradada normal en los bancos más gruesos. Por encima de los niveles turbidíticos devónicos yacen niveles carboníferos continentales y marinos correspondientes a la Formación La

Dehesa. Los mismos se ubican en el flanco occidental de la quebrada de Albarracín y están compuestos por conglomerados y areniscas de origen fluvial temporalmente suprime al Mesozoico, sobre la cual se ubican los depósitos continentales terciarios. En este sector precordillerano, los depósitos terciarios afloran en las lomas de Las Tapias y Ullum (véase fig. 1.1) y en los sectores aledaños a la quebrada de Albarracín. Las cuencas en las que se depositaron estas sedimentitas terciarias son sinorogénicas y están vinculadas con la subsidencia producida por apilamiento tectónico (cuencas de antepaís). Comienzan con depósitos pelíticos, luego arenosos y concluyen con potentes conglomerados. Cada una de ellas está vinculada con el alzamiento de un sector determinado tanto de la Precordillera como de la Cordillera Frontal. El estudio cuidadoso de estos depósitos puede llegar a darnos una completa y detallada cronología de la deformación terciaria. Durante el viaje hay que poner especial atención en la observación de los depósitos terciarios y en los sectores más cercanos al frente orogénico para cada cuenca, hay que intentar ver los cambios de espesores y relaciones de on-lap o truncamiento de los estratos de crecimiento. Por encima del carbonífero continental existe una gran discordancia que temporalmente suprime al Mesozoico, sobre la cual se ubican los depósitos continentales terciarios. En función de los datos magnetoestratigráficos y radimétricos disponibles, puede suponerse que las Cuencas de Albarracín y Ullum, son sinorogénicas pero no vinculadas entre sí, siendo la primera (12 Ma) más antigua que la segunda (8 Ma). En relación discordante con todos los depósitos anteriores se presentan cuerpos subvolcánicos de composición dacítica y andesítica como los de los cerros Blanco, la Sal y Ullum. Los mismos corresponden al arco magmático que migró desde el límite con Chile hasta esta posición hacia fines del Mioceno como consecuencia de la horizontalización de la zona de Wadati-Benioff. Formación Valentín: Depósitos de lago del Cuaternario, datados en 6500 años (14C), aflora en los alrededores del actual lago artifical desarrollado por el endicamiento del río San Juan por la represa de Ullum.

Estratigrafía de la Precordillera Occidental:

La Formación Alcaparrosa corresponde a facies de talud ordovícicas. Esta unidad hospeda una serie de olistolitos de calizas del Cámbrico y del Ordovícico inferior cuyas dimensiones son de

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varios cientos de metros, generados por deslizamiento gravitacional desde la plataforma carbonática hacia el talud, y bloques de conglomerados derivados de la cuenca de antepaís ordovícica elevada en el sector oriental. Hacia el oeste la Formación Alcaparrosa presenta pillow lavas basálticas intercaladas. Los basaltos constituyen la parte inferior de la Formación Alcaparrosa, las que hacia arriba están interdigitadas con facies de talud. Localmente están asociadas a calizas de grano fino y cherts. Presentan una mineralización secundaria debido a alteración por agua de mar y un posterior metamorfismo por deformación o tectonismo. La geoquímica de los basaltos indica fuertes afinidades oceánicas similares a las toleítas oceánicas asociadas a dorsales influenciadas por plumas. Ha sido descartado un ambiente de arco o de intraplaca para estas unidades basálticas (Kay et al., 1984; Haller y Ramos, 1984). Formación Calingasta: corresponde a facies turbidíticas distales (pelitas) de edad silúrica. El Devónico está representado por la Formación

El Codo, caracterizada por facies turbidíticas de talud y batiales. La Formación El Ratón consiste de arenistas continentales rojas, conglomerados y pelitas con tafoflora del Carbonífero inferior, y está en discordancia sobre rocas del Paleozoico inferior. La Formación El Planchón está compuesta por diamictitas y sedimentos clásticos de origen glacimarino, acumulados cerca de la costa, que pasan hacia arriba a facies deltaicas (Sessarego, 1988). Este sistema corresponde a la glaciación gondwánica que acaeció durante el Carbonífero medio. La Formación El Salto consiste de una serie de areniscas amarillentas, pelitas verdes y conglomerados rojos, portadores de fauna de braquiópodos del Pérmico inferior. Representa depósitos marinos a continentales con abanicos aluviales provenientes de un relieve ubicado al oriente, el cual formó la llamada Protoprecordillera. Formación Don Polo. Esta unidad tradicionalmente ha sido considerada como correspondiente a los depósitos más antiguos expuestos en el área. Dado que está en contacto tectónico con otras rocas ordovícicas su edad es discutida y se la ubica entre el Proterozoico tardío y el Ordovícico. Ultimamente, la mayoría de los autores acepta una edad ordovícica sobre la base de remanentes orgánicos dudosos. La secuencia comprende grauvacas y pelitas altamente deformadas con un conspicuo clivaje de plano

axial. Hacia el sur las rocas presentan anquimetamorfismo a metamorfismo de bajo grado. Esta asociación ha sido interpretada como característica de rocas de antearco intensamente deformadas asociadas a un margen activo.

Estructura La Precordillera se puede dividir en cuatro sectores que estructuralmente presentan características distintivas (véase fig. 1.1): 1. Sistema de Villicum-Zonda-Pedernal

(Precordillera oriental). 2. Valle de Matagusanos (Valle intermontano

Ullum-Zonda). 3. Unidad Central de Corrimientos (Precordillera

central). 4. Unidad Occidental de Corrimientos

(Precordillera occidental). El Sistema de Villicum-Zonda-Pedernal se

halla limitado en su sector occidental por una falla inversa con alto ángulo de inclinación hacia el este, que posiblemente involucre al basamento. La misma es regionalmente muy importante extendiéndose por más de 200 km con rumbo NNE. Este sistema se encuentra caracterizado por estructuras con planos axiales inclinando hacia el este al igual que en la región pampeana. Afloran rocas mayoritariamente cámbricas-ordovícicas y son muy escasas las rocas intrusivas y volcánicas.

El Valle de Matagusanos se encuentra limitado al este por la falla del Zonda, inclinada hacia el oriente, y al oeste por los corrimientos que levantan la Precordillera central, que inclinan al oeste (Fig. 1.9). Es así que por debajo del mismo se configura una zona triangular. El Valle se encuentra cubierto por sedimentos cuaternarios por lo que muy poco se puede decir de su estructura interna. Sin embargo las lomas de Ullum y Las Tapias indican que el Terciario se encuentra estructurado con vergencia occidental. Asimismo, por una perforación realizada cerca de la localidad de Matagusanos, se sabe que hay 6000 m de Terciario apoyados sobre calizas posiblemente cámbricas-ordovícicas. En una vista regional se observa que esta zona triangular se cierra cada vez más hacia el norte y en el sector de Jáchal las estructuras orientales con vergencia pampeana comienzan a interferir claramente a las occidentales con vergencia andina. En la Precordillera central, las fallas y planos axiales de pliegues inclinan hacia el oeste, se involucran estratos devónicos y carboníferos siendo mayor la participación de cuerpos intrusivos y volcánicos.

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La Precordillera occidental se encuentra limitada al este por la falla de la Cantera, que representa la primera estructura fuera de secuencia que caracteriza a la misma.

Neotectónica

Durante el viaje se realizará un trabajo práctico en la falla La Laja (lámina 1 y 2; y fig. 1.8 y 1.9). Esta estructura pertenece al sistema neotectónico Tapias-La Laja. El mismo corresponde a un conjunto de fallas cuaternarias de rumbo NE con varias escarpas de falla paralelas. Las mismas inclinan hacia el este y son más viejas hacia el oeste, lo que indica una secuencia de fracturación inversa. La falla La Laja produjo el terremoto de San Juan del año 1944, de magnitud 7,4 durante el cual esta estructura tuvo un movimiento de aproximadamente 50 cm.

Figura 1.8: Mapa del sector de la falla La Laja

Figura 1.9. Mapa regional con los sectores de, falla La Laja, Sierra de Villucum, Sierra de Talacasto, y el valle Matagusanos, y los depósitos de travertino a lo largo de las fallas, en la Precordillera oriental. Tc indican depósitos Terciarios sedimentarios. 2- Estructuras desarrolladas en una FPC

Introducción

Las fallas y pliegues caracterizan la estructura de una faja plegada y corrida (FPC) y en general se encuentran íntimamente relacionados entre sí. Los pliegues, sólo se pueden dar desvinculados de las fallas, en sectores de alta

ductilidad o en secuencias que tengan rocas poco competentes. De lo contrario, en rocas donde predomina el comportamiento frágil, los pliegues importantes siempre se vinculan al fallamiento. Es así que en las FPC se generan estructuras mixtas

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plegamiento-fallamiento. Las principales serán analizadas a continuación. Pliegues de flexión de falla

Si la superficie de una falla no es plana, los bancos que se mueven por encima de ella tienen que acomodarse a su forma. El plegamiento que se genera por el acomodamiento de roca sobre una falla que cambia su inclinación se denomina de flexión de falla o fault-bend folding. Este tipo de

plegamiento fue observado y analizado por diversos autores (Rich, 1934; Dahlstrom, 1970; etc.), sin embargo, fue Suppe (1983) quien realizó los primeros modelos geométricos cuantitativos de este tipo de estructura. Dichos modelos consideran que no existe cambio en el espesor de los bancos durante la deformación y que se mantiene la longitud de los mismos antes y después de que ésta ocurra.

Figura 2.1: Modelo de pliegue por flexión de falla donde se indican las relaciones posibles entre planos y rampas colgantes y basales. Véase discusión en texto.

Los pliegues por flexión de falla son los más simples de los vinculados a fallas, y es por eso que es importante entender bien el modelo de Suppe (1983) antes de avanzar con otros más complejos. Para ello, primero se definirán algunos elementos geométricos básicos. Se dice que una falla corta en forma de plano (flat) a una secuencia cuando lo hace paralelamente a la estratificación, y en forma de rampa (ramp) cuando lo hace oblicuamente a ésta. Es así que quedan definidas algunas relaciones posibles entre los planos colgantes y basales de una falla (fig. 2.1): 1) plano colgante sobre plano basal (P-P); 2) plano colgante sobre rampa basal (P-R); 3) rampa colgante sobre plano basal (R-P); 4) rampa colgante sobre rampa basal (R-R).

En ejemplos naturales también se considera que la falla corta en forma de plano, cuando lo hace con muy bajo ángulo (menor de 5°) respecto de la estratificación. En general los planos se desarrollan sobre rocas dúctiles (evaporitas, pelitas, lutitas, etc.) o con fuerte anisotropía planar paralela a la estratificación, y las rampas sobre rocas más consistentes y frágiles o con fuerte anisotropía planar oblicua a la estratificación. El ángulo con que una rampa se desprende de un plano basal (despegue basal) se denomina ángulo de corte o ángulo de paso fundamental (cut-off angle) y depende de la reología del material en cuestión (fig. 2.1). El ángulo de corte es una de las variables más importantes en los modelos de

Suppe (1983), ya que de él dependen los ángulos dorsal y frontal de un pliegue por flexión de falla. Se denomina superficie axial (fig. 2.1) a la línea en que los bancos cambian de inclinación, y en los modelos teóricos (Suppe, 1983), para que los estratos no cambien de espesor, debe ser bisectriz del ángulo entre ellos determinado. El espacio entre dos superficies axiales se denomina banda kink (kink band). En la figura 2.2 se muestran tres estadíos en la evolución de un pliegue de flexión de falla. Es importante marcar que el pliegue comienza a crecer en altura (amplitud) hasta llegar a un punto en que ésta se mantiene invariable y se comienza a incrementar su longitud de onda. Las superficies axiales fueron marcadas como A, A’, B y B’. Al comenzar el desarrollo del pliegue (fig. 2.2a), A y B se encuentran fijas al bloque basal en los puntos en que la falla cambia de inclinación (X e Y), en cambio A’ y B’ avanzan hacia el bloque autóctono (figs. 2.2 a y b) haciendo crecer en ancho a las bandas kink A-A’ y B-B’, mientras que el de A-B’ disminuye. En el momento en que la superficie axial B’ alcanza el punto X, se fija a éste y la superficie axial A (antes fija) comienza a avanzar en forma sincrónica con A’. A partir de ese momento las bandas kink B-B’ y A-A’ dejan de crecer manteniendo un ancho constante y la banda A-B’ comienza a ensancharse. Es así que:

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Figura 2.2: Se muestran tres estadíos en la evolución de un pliegue de flexión de falla (Suppe, 1983).

- la superficie axial B siempre es fija al bloque basal - la superficie axial A’ siempre es móvil al bloque basal - la superficie axial B’ inicialmente es móvil y luego fija respecto al bloque basal - la superficie axial A inicialmente es fija y luego móvil respecto al bloque basal. Es importante remarcar que una superficie axial móvil respecto al bloque basal se mueve solidariamente a los bancos del bloque colgante y en cambio una superficie axial fija implica que estos roten a través de ella. En casos reales de pliegues de charnelas angulares como los del modelo de Suppe (1983), la rotación abrupta de los bancos en una superficie axial fija al bloque basal produce en la roca una fracturación secundaria que se conoce como zona de daño y que puede ser muy importante desde el punto de vista económico, ya sea como reservorio de hidrocarburos por el desarrollo de permeabilidad secundaria o como zona de acumulación de minerales. Es por esto que las superficies axiales fijas al bloque basal también se denominan activas y las móviles se denominan pasivas. Los términos activas y pasivas no se

relacionan con su posición y movimiento sino que se refieren a la posibilidad de los bancos de rotar o no en dichas superficies axiales. (ATENCION: las superficies móviles respecto al bloque basal, es decir las pasivas suelen encontrarse en la literatura como fijas (fixed), en ese caso el término se refiere al bloque colgante, es por esto que es conveniente usar la nomenclatura de activas y pasivas).

Figura 2.3: Geometría del sector frontal de un pliegue de flexión de falla (Suppe, 1983).

Suppe (1983) encontró una relación geométrica entre el ángulo de corte (fig. 2.3) y el ángulo frontal del pliegue (nótese que 2

representa el ángulo de interlimbo frontal) para que este balancee, es decir para que todos los bancos mantengan la misma longitud antes y después de la deformación. La relación encontrada se basa fundamentalmente en un desarrollo trigonométrico sencillo pero engorroso que no será desarrollado en este texto. En la figura 2.3 se muestra la parte frontal de un pliegue de flexión de falla, con un ángulo de corte . Nótese que para obtener una relación general se muestra una flexión en la inclinación de falla que abajo corta con un ángulo y arriba con un ángulo . Se hace una igualdad de áreas entre el triángulo de material que se elevaría si fuera totalmente rígido, y el que realmente se encuentra al acomodarse la roca sobre el plano de falla. En base a esa igualdad (fig. 2.4) se obtiene la siguiente ecuación general:

= tan-1 [ sen (-) [sen (2-) – sen ] / cos (-) [sen (2-) –sen ] – sen ] Si se considera el caso especial en que = , la ecuación se simplifica a: = = tan-1 [ sen 2 / 1 + cos 2 ]

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Figura 2.4: Relaciones trigonométricas en el sector frontal de un pliegue de flexión de falla (Suppe, 1983).

Figura 2.5: Gráfico en que en el eje de abscisas se representa el ángulo de corte , y en el de ordenadas el ángulo frontal . Se graficaron curvas para distintos y para = (Suppe, 1983). La resolución de estas ecuaciones (fig. 2.5) se puede realizar mediante la computadora o utilizando los gráficos de Suppe (1983) en los que en el eje de abscisas se representa el ángulo de corte , y en las ordenadas el ángulo frontal . Se graficaron curvas para distintos y para = . Si se analiza el caso más sencillo en que = , se ve que para ángulos de corte menores de 30° ( < 30°) existen dos valores que dan solución a la ecuación, para un ángulo de corte de 30° existe sólo uno, y para ángulos mayores no existe ningún valor que solucione la ecuación. Desde el punto de vista geológico esto significa que existen dos tipos de

pliegues de flexión de falla para ángulos de corte menores a los 30° que se denominan de modo 1 y modo 2 respectivamente (fig. 2.6). Para ángulos mayores al mencionado no existe ninguna estructura de flexión de falla que pueda balancear sin considerar una cizalla angular interestratal (véase discusión a continuación). Cizalla interestratal

Si se toma una guía telefónica apoyada sobre una mesa y se le dibuja una línea inclinando 20° en uno de sus costado, luego se le introduce por debajo una cuña de madera de 20° (fig. 2.7), se

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verá, que si bien la línea aumentó su inclinación, no se dispone a 40° de la mesa sino que con un ángulo menor. Este hecho se debe a que las hojas de la guía se desplazaron entre ellas mediante cizalla simple y disminuyeron el ángulo original de la línea. Al igual que en el ejemplo de la guía, en un pliegue se produce cizalla a través de cada una de las superficies axiales. Suppe (1983) contempló este hecho y las fórmulas expuestas anteriormente compensan las cizallas opuestas que existen en el sinclinal dorsal (superficie axial B de la fig. 2.2) y en el anticlinal frontal (superficie axial A de la fig. 2.2). Dicho de otro modo, si al construir un pliegue por flexión de falla, para un determinado ángulo de corte se utiliza un ángulo frontal distinto del desprendido de las fórmulas anteriores (o de su expresión gráfica, fig. 2.5), al balancear el pliegue, se encontrará que no todos los bancos tienen la misma longitud y que si se unen sus terminaciones con una línea, ésta formará un determinado ángulo con la vertical. Dicho ángulo representa la cizalla angular () del modelo, y es positiva (+) cuando inclina igual que el plano de falla y negativa (-) cuando lo hace en dirección contraria.

Figura 2.6: Se muestran los dos modelos posibles de pliegues de flexión de falla para = = 25° (Suppe, 1983).

Figura 2.7: Guía telefónica en la que se dibuja una línea inclinando 20° y se le introduce una cuña de 20° por debajo. Véase discusión en el texto. La cizalla angular () producida por la flexión de un paquete de bancos a través de una superficie axial se calcula mediante relaciones trigonométricas sencillas que se ilustran en la figura 2.8. Las áreas sombreadas deben ser iguales antes y después de la flexión; de dicha igualdad se desprende que:

tan = 2tan (/2);

la resolución de esta ecuación así como la cizalla angular producida en charnelas curvas se ilustra en la figura 2.9.

Suppe (1983) calculó la cizalla que se produce sobre cada rampa en un pliegue de flexión de falla y definió diferentes dominios de inclinación para bancos que se encuentren sobre distintos números de rampas. En la figura 2.10 se observa un pliegue de flexión de falla producido por el apilamiento de

dos láminas sobrecorridas. En él se marcan los dominios de inclinación que se encuentran en su superficie según el número de rampas apiladas que tengan por debajo. Dominio 0 indica que no existe ninguna rampa que incline a esos bancos, es decir que están horizontales. Los dominios I, II, III, etc. indican que hay una dos, tres, etc. rampas apiladas; los valores positivos (+) se refieren a flancos frontales y los negativos (-) a dorsales. La tabla de la figura 2.11 muestra los valores calculados por Suppe (1983) para los distintos dominios, con entradas según el ángulo de corte . Nótese que existe una limitación en el apilamiento de rampas para cada ángulo de corte. Es decir que, por ejemplo, para un ángulo de corte de 23°, no se pueden apilar más de dos rampas y que el modelo siga balanceando sin aplicar cizalla angular. Es importante destacar que, como se puede ver en la tabla de la figura 2.11, es difícil obtener ángulos

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frontales muy inclinados o volcados mediante este tipo de mecanismo, ya que por ejemplo para volcar un pliegue producido por corrimientos con un ángulo de corte de 20°, harían falta, por lo menos cuatro rampas frontales apiladas. Como se verá más adelante hay mecanismos de plegamiento mucho más efectivos en este sentido.

Figura 2.8: Relaciones trigonométricas para calcular la cizalla angular de un sinclinal. Nótese que el área sombreada antes y después de la flexión debe ser la misma.

Figura 2.9: Relaciones entre la cizalla angular y el ángulo de inclinación de los bancos para pliegues angulares y curvos (Suppe, 1985).

Figura 2.10: Pliegue de flexión de falla producido por el apilamiento de dos láminas sobrecorridas. En él se marcan los distintos dominios de inclinación que se encuentran en su superficie según el número de rampas apiladas que tengan por debajo (Suppe, 1983). Véase discusión en texto. Si se analizan los modelos de la figura 2.12, se verá que un pliegue por flexión de falla consume parte del acortamiento aplicado para formar el pliegue (elevación), pero otra parte la

transfiere hacia adelante (hacia el antepaís). En la figura 2.12 el acortamiento aplicado está dado por la distancia Y-Y’ y el transferido hacia el antepaís por X-X’, la diferencia entre ambos es el

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acortamiento absorbido por plegamiento. Es importante mencionar que el desplazamiento sobre la rampa basal de un pliegue de flexión de falla es

constante a lo largo de ella, hecho que no ocurre en otro tipo de pliegues vinculados a fallas.

Figura 2.11: Tabla mostrando los valores calculados por Suppe (1983) para los distintos dominios, con entradas según el ángulo de corte .

Figura 2.12: Evolución de un pliegue de flexión de falla mostrando el desplazamiento trasladado hacia el antepaís.

Figura 2.13: Evolución de un pliegue de propagación de falla (Suppe y Medwedeff, 1990).

Pliegues de propagación de falla

Los pliegues de flexión de falla revisados anteriormente no pueden explicar estructuras con limbos frontales volcados, al menos utilizando un número razonable de rampas apiladas, sin embargo es muy común encontrar en la naturaleza pliegues

volcados vinculados a una sola falla. Suppe y Medwedeff (1990) propusieron un modelo de pliegue-falla que puede explicar este tipo de casos y que denominaron plegamiento por propagación

de falla (fault-propagation folding). A diferencia del modelo de flexión, en que primero se genera

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una falla en forma rápida y limpia, y sobre ella se desplaza y acomoda el bloque colgante, en los pliegues por propagación de falla, ésta va creciendo sincrónicamente con el plegamiento. Esto significa que la falla va a tener un punto de

terminación o fault tip y que, en consecuencia, el desplazamiento no es constante a lo largo del plano de falla, sino que progresivamente disminuye hacia arriba hasta hacerse cero en el punto de terminación (fig. 2.13). En la figura 2.13 se muestra la evolución de un pliegue por propagación de falla. Las superficies axiales fueron marcadas como A, A’, B y B’. La superficie axial B es fija respecto al bloque basal (superficie axial activa) y todas las otras son móviles. Sin embargo, A, A’ y B’ también son superficies activas, excepto en casos especiales en que A puede comportarse como pasiva. El pliegue crece hacia arriba y cada vez se va haciendo más puntiagudo. Las bandas kink B-B’ y A-A’ van haciéndose cada vez más anchas y la A-B’ cada vez más angostas.

El desplazamiento aplicado al modelo se puede medir entre el punto en que comienza la rampa colgante (Y’) y en que comienza la rampa basal (Y). Desde el punto Y’ hacia arriba el desplazamiento disminuye hasta hacerse cero en el punto de terminación. Es por esto que este tipo de estructuras convierte todo el acortamiento en plegamiento y no traslada rechazo hacia el antepaís como en el caso de los pliegues de flexión de falla. Pliegues por propagación de falla de espesor de

limbos constante

Es el modelo más simple y al igual que en los pliegues de flexión de falla, se asume que no hay cambio de espesor de los bancos durante la deformación. Suppe y Medwedeff (1990) realizaron todo el formuleo correspondiente a este modelo de pliegues. Al igual que en el caso de flexión de falla, se basa en un desarrollo trigonométrico sencillo pero engorroso que no será analizado en este texto y que finalmente termina relacionando el ángulo de corte con el ángulo frontal y * (fig. 2.14). Nótese, que en la construcción de un pliegue de propagación de falla teórico, el banco que está al mismo nivel que el punto de terminación, forma un anticlinal puntiagudo con una única superficie axial. Los que están por debajo hacen lo mismo, pero están fallados. Los que están por encima no se encuentran fallados y forman un pliegue truncado con bancos horizontales y dos superficies axiales. Es por esto que en este modelo (fig. 2.14) se definen dos ángulos frontales, el (ángulo de interlimbo 2) y el * (ángulo interlimbo 2*,

véase fig. 2.14). La fórmula general para los pliegues de propagación de falla de espesor de limbos constante es (véanse referencias en fig. 2.14): sen 2 = [ sen * sen (*– 1) / sen (1 – *) + [

sen 1 sen (*– 1) / sen (2*– 1) ] – tan p sen * sen 1]

donde: = 90° + * – 1 ; = 180° – 2 + 1 y b = 2 – * )

Si no hay un cambio de inclinación en la rampa de la falla y 1 = 0 y 2 = la fórmula se reduce a: tan p = [ (1 + 2 cos2 * / sen 2 *) + ( cos 2– 2 / sen 2) ]

Figura 2.14: Pliegue de propagación de falla de espesor de limbos constante.

Figura 2.15: Relaciones entre el ángulo de corte y los ángulos interlimbo para pliegues de propagación de falla de espesor de limbo constante (Suppe y Medwedeff, 1990). Estas fórmulas pueden resolverse ya sea mediante el uso de la computadora o mediante las curvas realizadas por Suppe y Medwedeff (1990) que se observan en la figura 2.15. Un gráfico simplificado para una rampa sin quiebre puede verse en la figura 2.16. Es interesante notar que

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cuanto menor sea el ángulo de corte menor van a ser los ángulos de interlimbo 2 y 2*, es decir que más volcado va a estar el pliegue. Contrariamente cuanto mayor sea , mayor será el ángulo interlimbo y menor la inclinación del flanco frontal del pliegue. La figura 2.17 muestra la variación del ángulo frontal del pliegue según el ángulo de corte inicial. Nótese que para ángulos de corte muy altos el pliegue puede tener una vergencia aparente

contraria. Esto último suele ocurrir en regiones con inversión tectónica, donde la falla inversa es de ángulo muy alto. La cizalla angular puede cambiar mucho la geometría de un pliegue de propagación de falla (fig. 2.18). En la figura 2.19 se muestra un gráfico en el que a partir del ángulo interlimbo y del ángulo de corte se puede obtener la cizalla angular del modelo ().

Figura 2.16: Gráfico simplificado en que se muestra las relaciones angulares para pliegues de propagación y flexión de falla, en el caso de fallas sin quiebres de pendiente (Suppe, 1985). Pliegues por propagación de falla de charnela

fija (espesor NO constante)

En la figura 2.20 se puede ver que en el frente de un pliegue de propagación de falla, el material tiene que rotar a través de la superficie axial A de la figura 2.13. Esto muchas veces no es posible, sobre todo en las estructuras con bajo ángulo de corte que poseen flancos frontales volcados. Es así que Suppe y Medwedeff (1990) concibieron un modelo que denominaron plegamiento de propagación de falla de superficie

axial frontal fija o charnela fija (fault-propagation folding with fixed front anticlinal axial surface) (fig. 2.21). Dicho modelo evoluciona igual al anterior, hasta que se produce la imposibilidad de rotación de bancos a través de la superficie axial A. Desde ese momento dicha superficie axial se inmoviliza y el pliegue

evoluciona engrosando el limbo frontal A-A’ (fig. 2.21). Esto implica un cambio de espesor de los bancos y en consecuencia una cierta ductilidad en el sistema. Suppe y Medwedeff (1990) realizan fórmulas para este tipo de estructuras

Figura 2.17: Variación de ángulo frontal de un pliegue de propagación de falla según el ángulo de corte inicial

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Figura 2.18: Variación de la geometría de un pliegue de propagación de falla según la cizalla angular aplicada (Allmendinger, 1997).

Figura 2.19: Gráfico en el que a partir del ángulo interlimbo y del ángulo de corte se puede obtener la cizalla angular del modelo (), (Allmendinger, 1997).

Figura 2.20: Durante la evolución de un pliegue de propagación de falla, el material tiene que moverse desde y hacia la cresta. Para entender como se mueve dicho material se puede utilizar el concepto de longitud inicial de la línea crestal (Zapata y Allmendinger, 1996). Véase discusión en el texto.

Figura 2.21: Pliegue de propagación de falla de charnela fija (Suppe y Medwedeff, 1990).

Pliegues por propagación de falla transportados

Si se observa con detenimiento la figura 2.20, se verá que durante la evolución de un pliegue de propagación de falla, el material tiene que moverse desde y hacia la cresta. La superficie axial B’ (fig. 2.13) se mueve solidaria al bloque colgante, sin embargo, la longitud de la cresta no se mantiene constante durante la evolución del pliegue, lo que indica que tiene que haber un intercambio de material entre la cresta y el limbo frontal. Para entender cómo se mueve dicho material se puede utilizar el concepto de longitud inicial de la línea crestal (Zapata y Allmendinger, 1996) que se ilustra en la figura 2.20. Se puede ver que si el ángulo de corte es elevado (mayor a 29°), el material migra desde la cresta hacia el flanco frontal (menor a 29°), pero si es bajo, el movimiento es inverso. Para un ángulo de corte de 29° el material no se moviliza entre la charnela y el flanco frontal y la superficie axial A (fig. 2.13) se comporta como pasiva. En muchos casos reales con ángulos de corte bajo y limbos frontales volcados, el material se ve imposibilitado mecánicamente de migrar hacia la cresta del pliegue y éste se traba. Cuando esto ocurre, puede producirse una nueva falla hacia el antepaís o se puede romper el pliegue y producirse un transporte del mismo hacia adelante. Este tipo de estructuras se llaman pliegues por

propagación de falla transportados o breakthrough fault propagation folds. Su comportamiento es mixto ya que comienza como un pliegue de propagación de falla y después de trabarse se comporta como uno de flexión de falla. Cuando en pliegue se traba, se rompe, es decir que la falla se propaga instantáneamente hasta alcanzar la superficie. Con la persistencia del régimen compresivo, el bloque colgante comienza a moverse sobre el nuevo plano de falla y a acomodarse a él como en los modelos de flexión de falla. El lugar por el cual la falla se propaga, en general, va a estar condicionado por las debilidades propias de cada sistema en particular. En las figuras 2.22 (Suppe y Medwedeff, 1990) y 2.23 (Mitra, 1990) puede verse que en algunos casos lo hace a través de la superficie axial sinclinal frontal, otras por la superficie axial anticlinal frontal, otras lo hace en forma de plano, etc. Se ha visto que muchos pliegues en la naturaleza tienen este origen, es decir que comienzan con una

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propagación de falla y posteriormente se transportan.

Figura 2.22: Pliegues de propagación de falla transportados (Suppe y Medwedeff, 1990).

Figura 2.23: Pliegues de propagación de falla transportados (Mitra, 1990).

Reconstrucción Palinspástica

Cálculos de acortamientos y estiramientos

Una reconstrucción palinspástica tiene como objeto restituir la estructura al momento previo a la etapa de deformación que se está considerando, sea ésta compresiva o extensiva. Esto significa obtener la extensión y geometría original de la secuencia que se está estudiando. Su principal utilidad radica en que constituye una forma precisa de encontrar la distribución paleogeográfica de las diferentes secuencias o unidades litológicas intervinientes. Asimismo,

mediante esta técnica se pueden calcular porcentajes de acortamiento o estiramiento de una secuencia, y combinándola con datos temporales se pueden computar velocidades de deformación.

Por otro lado, las técnicas palinspásticas constituyen un método esencial para chequear la viabilidad y posibilidad de una sección balanceada.

Figura 2.24: Se ilustra el método de balanceo por longitud de líneas. Nótese que cada segmento esta rotulado igual en la sección y en la reconstrucción. Se usan dos pin lines, una para los bancos ubicados por debajo del nivel de despegue superior y otra para los ubicados por encima. Reconstrucción por longitud de línea

En este tipo de reconstrucción palinspástica se considera la premisa de que se conserva la longitud de líneas y por ende el espesor de los bancos antes y después de la deformación. Para realizar la reconstrucción de una secuencia deformada mediante este método se mide la longitud de cada uno de los bancos entre dos líneas fijas definidas arbitrariamente en ambos extremos de la sección. Dichas líneas se denominan pin lines, y como se verá más adelante, en algunos casos es conveniente utilizar más de dos. La longitud de los bancos puede medirse mediante una regla o compás, mediante un curvím etro, mediante métodos digitales o utilizando un papel de calcar con la secuencia dibujada. Este último método es uno de los más cómodos y comunes y se ilustra en la figura 2.24. Para restituir, por ejemplo, una secuencia plegada y fallada como la de la figura 2.24, se dibuja en un papel transparente el bloque autóctono y se continúa la traza de los bancos hacia el retropaís por una distancia de aproximadamente el doble de la de la sección a reconstruir. Posteriormente se va siguiendo a partir de la pin line ubicada hacia el antepaís la longitud de cada línea, marcando sobre ella de manera

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diferente cada quiebre de pendiente o superficie axial, cada falla atravesada y cada corte con la topografía. Si la sección balanceada fue construida utilizando los ángulos propuestos por Suppe (1983), y no fue introducida cizalla interestratal, todos los bancos van a resultar de la misma longitud, y la pin line obtenida en el retropaís va a ser vertical. En caso contrario, va a tener una determinada inclinación y el ángulo entre ésta y la vertical va a representar la cizalla angular (fig. 2.25).

Figura 2.25: Reconstrucción de una sección en que no se utilizaron los ángulos de Suppe (1983) para su confección. El ángulo con que se dispone la pin line corresponde a la cizalla angular. Reconstrucción por áreas

En este tipo de reconstrucción palinspástica se asume que no hay cambio de volumen o área si se considera una sección bidimensional, durante la deformación de la secuencia. El método es algo más complicado, pero sin duda más amplio ya que sirve para casos en que se mantiene constante el espesor de los bancos pero también para aquellos en los que esto no ocurre. Este método es muy útil en trabajos regionales, balanceos corticales y secciones extensionales, en los que es prácticamente imposible utilizar la restitución por longitud de línea. Asimismo, estructuras de despegue, o plegamientos muy dúctiles en los que existe cambio en el espesor de los bancos, son restituidos por el método de áreas. En la figura 2.26 se muestra la restitución de un pliegue mediante balanceo de áreas. En este caso es necesario conocer la profundidad de despegue. El área (a) ubicada por encima del nivel regional de la unidad a restituir debe ser igual al producto de la profundidad de despegue (h) por el acortamiento (s). Es así que conociendo el área y la profundidad de despegue se puede calcular el acortamiento mínimo aún cuando parte de la estructura este erosionada (fig. 2.26b):

s = a/h A su vez, el mismo método se puede utilizar para calcular la profundidad de despegue si se tiene el perímetro de la estructura y el acortamiento se calculó por longitud de líneas (fig.

2.26c). En cuanto a la medición de áreas, el método más sensitivo se logra digitalizando la superficie y midiéndola mediante programas adecuados (AutoCad, Canvas, etc.).

Figura 2.26: Método de balanceo por áreas. a: se muestra la relación entre todos los parámetros: a=área; s=acortamiento; h=profundidad de despegue; li =longitud inicial; lf =longitud final. b: se ilustra el cálculo de acortamiento mínimo mediante el método de áreas. c: se utiliza la misma técnica para calcular la profundidad de despegue de la estructura. En la figura 2.37 se muestran dos reconstrucciones regionales, una en una zona compresiva (fig. 2.27a) y la otra en una zona extensional (fig. 2.27b). En ambos casos es necesario tener información sobre la profundidad de despegue de la estructura. Métodos combinados

En estos métodos se combinan los dos tipos de restituciones antes mencionadas y son de suma utilidad en sectores de fajas plegadas y falladas que involucran basamento y cuenca sedimentaria. En este tipo de balanceo se restituye la porción estratificada mediante longitud de líneas y el basamento por áreas, teniendo que tener cada bloque separado por fallas la misma superficie antes y después de la deformación. Métodos combinados

En estos métodos se combinan los dos tipos de restituciones antes mencionadas y son de suma utilidad en sectores de fajas plegadas y falladas que involucran basamento y cuenca sedimentaria. En este tipo de balanceo se restituye la porción estratificada mediante longitud de líneas y el basamento por áreas, teniendo que tener cada

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bloque separado por fallas la misma superficie antes y después de la deformación. Restitución por partes

En la restitución por partes se va reconstruyendo la estructura por etapas. Se puede hacer en tantas como se quiera, aunque es conveniente realizar este tipo de restituciones cuando se tienen datos temporales que den precisión de cada una de las etapas. Este método es sumamente útil tanto para reconstrucciones paleogeográficas de depósitos sintectónicos como para chequear la viabilidad de la sección balanceada. La restitución por partes se utiliza en muchos casos vinculada a un retromodelado o forward modeling en el que una vez hecha la restitución, se ajusta el modelo de cuenca y se lo deforma con los acortamientos o estiramientos calculados, y se ve si existe buen ajuste entre el modelo deformado y la realidad.

Cálculos de acortamiento y estiramiento

Una vez realizada la restitución palinspástica de una secuencia, el cálculo de acortamiento y/o extensión es relativamente sencillo. En el primero de los casos, el acortamiento porcentual es:

s = (li – lf).100 / li

donde li es el largo del banco previo a la compresión y lf después de la misma. En el segundo de los casos, la extensión es igual a:

e = (lf – li).100 / li

donde li es el largo del banco previo a la extensión y lf después de la misma.

Figura 2.27: Reconstrucciones regionales por áreas, a: en una zona compresiva, b en una zona extensional. Nótese que hay que disponer de información sobre la profundidad de despegue.

* * *

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TECTÓNICA DE CAMPO 1 -...

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