Andean geology - Los conglomerados sintectnicos de la Formacin Las Cumbres (Plio-Pleistoceno), Sierras Pampeanas de La Rioja y Catamarca, Argentinadoi: 10.5027/645
Andean Geology 36 (2): 311-341. July, 2009
formerly Revista Geolgica de Chile
www.andeangeology.cl

 

Estratigrafa e inversin tectnica del 'rift' negeno en el Campo del Arenal, Catamarca, NO Argentina

Stratigraphy and tectonic inversin of the Neogene rift in Campo del Arenal, Catamarca, NW Argentina

 

Gerardo E. Bossi1, Claudia M. Muruaga1

1Instituto de Estratigrafa y Geologa Sedimentaria Global (IESGLO), Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo, Universidad Nacional de Tucumn, Miguel Lillo 205 (4000) Tucumn, Argentina. gbossi@csnat.unt.edu.ar; iesglount@csnat.unt.edu.ar


RESUMEN. La cuenca de Santa Mara-Hualfn en las Sierras Pampeanas del NO de Argentina, comenz con el fallamiento por extensin de un gran domo orientado NNO-SSE desarrollado sobre basamento cratonizado y peniplanizado. Los bloques fallados adoptaron un diseo basculado hacia fuera del eje del domo preservado hoy en da por la posicin de la penillanura. El relleno inicial palegeno (formaciones Hualfn y Saladillo) aparece asociado a una serie de depocentros asimtricos controlados por fallas normales. Con el ingreso de la sedimentacin negena (Grupo Santa Mara), se establece un diseo de hemigrbenes extensos y opuestos con depocentros hacia ambos bordes y rampa comn en el eje del domo. La sedimentacin alcanz un mximo de 3.000 m en los depocentros cercanos a las fallas lstricas principales. Durante la evolucin del domo pampeano ingresa un volcanismo activo intra- y pericuencal en el lapso 11-6 Ma relacionado con un ascenso de la astensfera que determin as mismo el engrosamiento de la litosfera y el cambio de rgimen de la deformacin superficial de extensional a compresiva. El punto de inflexin de este cambio est definido por la disconformidad intra Andalhuala que est fechada entre las tefras 4,8 y 5,2 Ma. La inversin tectnica asociada a una contraccin este-oeste del orden de 9%, produjo la formacin de fallas inversas de alto ngulo y reactivacin de otras normales, as como el ascenso sostenido de los bloques de basamento del borde de la cuenca, incluyendo la emergencia de algunos bloques intracuencales, quedando los depsitos cenozoicos reducidos a los valles y escasamente deformado.

Palabras claves: Estratigrafa del Negeno, Sierras Pampeanas, Evolucin cuencal y tectnica, Geologa regional.


ABSTRACT. The Santa Mara-Hualfn Basin in the NW Pampean Ranges started during the extensional faulting of a large NNW-SSE elongated dome, developed abo ve a peneplained basement. The faulted blocks were tilted outwards from the axis of the dome. Subsequently, the Neogene sedimentation (Santa Mara Group) was concentrated along listric faults bounding hemigrabens, reaching up to 3,000 m thick in these reas. An intrabasin volcanic event occured during 11-6 Ma and was associated to asthenospheric upwelling and crustal thickening. A change from extensional to compressive tectonism, represented by the Intra-Aldalhuala disconformity, occurred at 4.8-5.2 Ma, resulting in approximately 9% shortening. Subsequently, during Pliocene times, thermal subsidence took place.

Keywords: Neogene stratigraphy, Pampean ranges, Tectonic and basin evolution, Regional geology.


1. INTRODUCCIN

La cuenca de Santa Mara-Hualfn (Bossi et al, 1993) involucra los depsitos cenozoicos que afloran en los bolsones de las Sierras Pampeanas Nordoccidentales (Fig. 1) desde Cafayate en Salta hasta la sierra de Beln al sur, las sierras de Capilletas y Aconquija y las Cumbres Calchaques al este y las sierras de Chango Real, Papachacra y Fiambal por el oeste. La sucesin sedimentaria de las dos reas, clsicas de afloramientos: Entre Ros (ex Chiquimil) en el valle de Santa Mara y Puerta de Corral Quemado, al suroeste de la sierra de Hualfn (Fig. 1) presentan grandes similitudes estratigrficas que han permitido establecer una slida correlacin (Stahlecker, 1926 in Marshall y Patterson, 1981;Bossi et al,1987). Esta correlacin permiti uniformar la nomenclatura estratigrfica (Fig. 2), siguiendo el esquema clsico de Stahlecker (in Marshall y Patterson, 1981) con los aportes de Peirano (1956), Galvny Ruiz Huidobro (1965) y Bossi y Palma (1982).


El objetivo principal de este trabajo es presentar el esquema litoestratigrfico ms adecuado, junto con una descripcin ordenada de las unidades reconocidas, sus particularidades ms significativas y su interpretacin ambiental. As mismo, con el apoyo de las lneas ssmicas, se presenta un esquema de relleno de la cuenca basado en un modelo de 'rift' superficial asociado a fallamiento lstrico como resultado de un abovedamiento del basamento durante el Mioceno medio, seguido en el Plioceno de inversin tectnica, fallamiento inverso y elevacin de bloques de montaa.

2. ESTRATIGRAFA

La sucesin sedimentaria aparece dividida en tres secciones con sustanciales diferencias filolgicas (Fig. 2): 1. Formacin Hualfn, 2. Grupo Santa Mara, integrado por las formaciones Las Arcas, Chiquimil, Andalhuala y Corral Quemado y finalmente, 3. Conglomerados de la Puna (Punaschotter). Desde el punto de vista de la evolucin tectnica se pueden reconocer varios estadios que incluyenpre-'rift' (Hualfn), 'rift' inicial (Las Arcas), 'rift climax' (Chiquimil y Andalhuala inferior), inversin inicial (Andalhuala superior y Corral Quemado) y climax de inversin (Punaschotter). Pertenecen a este ltimo grupo la Aloformacion El Totoral (valle del Cajn, Bossi et al, 1992) y la Formacin Yasyamayo (valle de Santa Mara, Bossi y Palma, 1982). El Cuadro Estratigrfico de figura 2 resume la informacin cronolgica y espacial de las unidades estratigrficas de la cuenca.

Los perfiles estratigrficos incluidos en la figura 3 han sido relevados con mucho detalle en reas de afloramientos continuos. La ubicacin aproximada de los mismos est indicada en la figura 1. La correlacin entre el perfil del cerro Pampa (A, Fig. 3) y de Villavil (B, Fig. 3) fue ajustada mediante determinaciones de istopos ambientales (513C y 5180) medidos en calcretos y rizoconcreciones (Muruaga et al, 2003). Estos perfiles fueron correlacionados mediante datos isotpicos y dataciones de tefras con los obtenidos en el valle del Cajn (datos inditos). Sin embargo, existen grandes diferencias litoestra-tigrficas entre stos y aqullos, que ameritan el uso de una subdivisin diferente. El perfil de Villavil registra un espesor total acumulado que supera ligeramente los 3.000 m, mientras que el perfil del cerro Pampa registra un espesor de 1.900 m y numerosas disconformidades, algunas de las cuales son angulares. Los perfiles Las Cuevas (C, en las figuras 1 y 3) y Barranca Larga (D, en las figuras 1 y 3), fueronusados para estimar los espesores de las unidades contenidas en el subsuelo por la lnea YPF 1549 (que sigue el perfil transversal X-X', Fig. 1) cuyo extremo oeste se encuentra bien prximo. Los diseos ssmicos observados en la lnea y su posible relacin con las fitologas de superficie (apoyada con mediciones de densidad) fueron tambin considerados para ubicar los lmites tentativos. Estos lmites fueron seguidos lateralmente hacia el norte por el valle de Santa Mara, hasta la lnea YPF 1603 (que pasa arriba de Amaicha del Valle, Fig. 4), donde tambin hay un perfil estratigrfico muy cercano. El ajuste de los espesores trasladados y los reales es razonablemente correcto.


El mapa geolgico de la figura 5 fue realizado sobre una base georreferenciada mediante el programa ArcView 3.2®. Involucra todo el sector central y sur de la cuenca de Santa Mara-Hualfn y contiene informacin relevada en el campo, durante aproximadamente 20 aos de trabajo.

2.1. Peniplanicie Pampeana

La peniplanicie pampeana constituye una unidad paleogeomrfica que se presenta como una superficie casi plana, con manifiestas huellas de haber sufrido procesos de meteorizaciny erosin, actualmente inclinada y localizada sobre la ladera de los bloques pampeanos alabeada por fallas sub-verticales y generalmente inversas, en la vertiente opuesta. La figura 6 muestra el desarrollo de la penillanura en las Sierras Nordpampeanas y los esquemas de esfuerzos compresivos y extensivos determinados por Urreiztieta et al. (1993).

Durante la etapa de inversin tectnica se advierte unplegamiento suave de esta superficie como resultado de los esfuerzos superficiales vigentes en ese estadio. Esta superficie presenta distintos grados de retrabaj amiento que dependen mayormente del lapso entre la exhumacin y remocin de los sedimentos cenozoicos que la cubran y el tiempo presente. En muchos casos cuando la remocin fue reciente se pueden observar rasgos decididamente geomrficosproducidosporerosinfluvialoelica. La penillanura est desarrollada sobre rocas metamrficas variadas, granitoidesy milonitas derivadas de su deformacin premesozoica. Los depsitos ms antiguos que se apoyan sobre esta superficie pe-niplanizada se remontan al Prmico y afloran cerca de la punta sur de la sierra de Ancasti en el paraje de La Dorada (29°13'57"S-65°29'35"0) en la sierra Brava (29°40'06"S-65°30'26"O). Ms al sur, en el mbito de la cuenca de Paganzo, la penillanura desaparece de manera que su constitucinpuede acotarse en el lapso Prmico Superior-Trisico temprano a Palegeno. Es muy probable que la duracin e intensidad de los procesos de pedimentacin fue diferente para los distintos sectores donde la penillanura est desarrollada. La influencia de la roca madre (granitoides, gneises. milonitasy esquistos) as como elproceso dominante: elico (sierra del Cajn) o fluvial (sierras de Hualfn Las Cuevas y cerro Pampa) son aspectos que determinan variaciones en el grado y tipo de desarrollo de esta superficie. La existencia de depsitos lacustres (Formacin San Jos en el valle de Santa Mara) con varios niveles de foraminferos bentnicos indica no slo la conexin con la ingresin del mar paranaense (Mioceno medio, Gavriloff, 1999) sino tambin la altitud cercana al nivel del mar de la penillanura en el momento inicial de la sedimentacin negena en la cuenca (Gavriloff, 1999).

Las sedimentitas negenas pueden presentar un reducido nivel basal gravoso-arenoso, producto de la remocin del basamento inmediato y moderadamente alterado (sierra de Hualfn, cerro Pampa) o materiales alctonos (sierra del Cajn o Quilmes). Cuando las unidades atribuidas al palegeno yacen sobre la penillanura (Formacin Saladillo o Hualfn) el enrojecimiento del basamento y los niveles de alteracin son mayores.

Por ltimo, es oportuno un comentario sobre la extensin de la superficie de erosin que postulan Sobel y Strecker (2003). La penillanura pampeana por nosotros postulada no est presente sobre las Cumbres Calchaques y tampoco sobre la sierra de Aconquija (ver la figura 6), que integran el borde de la Cuenca de Santa Mara-Hualfny el denominado Macizo Tucumano' (Bossi et al, 1984). Sobel y Strecker (2003) sostienen que existi una superficie de erosin (que segn sus esquemas, ver su figura 13, es el fondo plano de la cuenca Negena) desarrollada sobre las laderas orientales de ambas elevaciones que fue cubierta por una importante cubierta negena (entre 1.000 a 1.600 m); todo esto basado en resultados de dos transectas donde se han medido trazas de fisin en apatita y un modelo de enfriamiento trmico aplicable a los ltimos 14 Ma y cuya aplicacin es incierta. La superficie de erosin enlas Cumbres Calchaques, segn Sobely Strecker (2003), queda evidenciada por el perfil relativamente suave del faldeo oriental de esta elevacin. Como prueba de su aspecto primitivo se ofrece la vista de la penillanura pampeana del extremo norte de la sierra de la Aconquija en la quebrada de Amaicha. Este bloque ubicado en la punta norte de la sierra presenta su penillanura inclinada al NE (fotografa de la figura 4a en Sobel y Strecker, 2003) y est cubierta por 1.100 m de sedimentos cenozoicos y originalmente formaba parte del piso de la cuenca (Bossi et al, 1984). Existen varios elementos de juicio que indican la presencia de estas sierras sobreelevadas con un relieve modesto durante el Cenozoico: (1) Las Cumbres Calchaques y la sierra de la Aconquija presentan fuertes diferencias petrolgicas y estn separadas geogrficamente por la quebrada de Amaicha, por la cual corre un lincamiento tectnico con rumbo SSE-NNO, que estuvo activo desde el inicio de la sedimentacin del Grupo Santa Mara, conformando un paleovalle con cabeceras en el cerro Muoz, frente a Taf del Valle; (2) Cerca de las cabeceras de este paleovalle aflora un importante espesor de conglomerados pertenecientes a las formaciones Andalhuala y Corral Quemado, de composicin volcnica predominante, que provienen de un lugar cercano al Portezuelo de Las nimas, donde exista un centro volcnico de relieve considerable (Bossi et al, 1984), apoyado directamente sobre los gneises que forman el basamento de la sierra de Aconquija. La sucesin composicional de estos conglomerados sigue la ley del destape, siendo los inferiores, dentro de la Formacin Andalhuala, totalmente volcnicos, lo que demuestra un progresivo ascenso de la sierra del Aconquija desde los tiempos de sedimentacin de la Formacin Andalhuala. Si el paleovalle Amaicha se hubiese formado a partir de los 5 Ma, la composicin y textura de sus sedimentos axiales estara controlada por la remocin de una muy abundante cubierta sedimentaria relativamente fina y de escasa litificaciny no por un aparato volcnico inactivo desde mucho tiempo antes. Considerando los colores tpicos de los sedimentos del 'ciclo Calchaquense' (verdes y rojos vivos) la sucesin sedimentaria del paleovalle debera mostrar un diseo parecido al Grupo Santa Mara, pero invertido, lo que no es el caso. (3) Las Formaciones Corral Quemado y Yasyamayo (ambas conglomerdicas) que afloran a lo largo de la quebrada de Amaicha contienen cuerpos sedimentarios provenientes de ambos faldeos (cumbres Calchaques y Aconquija) de textura ms gruesa, asociados a los depsitos conglomerdicos axiales. (4) Las paleocorrientes medidas en el Negeno del valle de Santa Mara indican transporte desde el S-SSE. Las paleocorrientes en el valle del Cajn estn dirigidas al este en las secciones bsales y viran hacia el SE, en las superiores, que han sido relacionadas con los cambios de drenaje ocurridos por la elevacin de la sierra de Quilmes, durante el Plioceno. (5) El gran espesor de depsitos conglomerdicos gruesos de la Formacin Corral Quemado desde Ampajango hasta El Tesoro son facies de pie de monte (en el lugar que segn la foto de la figura 4c de Sobel y Strecker, 2003, se inicia una transecta). Segn Sobel y Strecker (2003) estos conglomerados son el resultado de la exhumacin de la sierra de la Aconquija a los 5 Ma. Estos conglomerados disminuyen su participacin hacia el norte e interdigitan profundamente con los trminos superiores de la Formacin Andalhuala, de manera que su edad es sin dudas mayor que la fecha de levantamiento propuesta. Recin despus de la discordancia intra Andalhuala, la sedimentacin es decididamente granocreciente. (6) La ladera oriental de la sierra de Aconquija que mira al valle de Taf, no tiene penillanura, ni hay sedimentos negenos en el fondo de este valle. (7) La quebrada de Amaicha contiene depsitos negenos mayormente conglomerdicos que rellenabanunpaleovalle que tena sus nacientes en los gneises y volcanitas que afloran en la ladera oriental del Aconquija (Bossi et al, 1984). (8) La Formacin Yasyamayo, que aflora en la quebrada de Amaicha y se expande lateralmente al ingresar al valle de Santa Mara, contiene materiales pse-fticos gruesos, que provienen del basamento de las Cumbres Calchaques (filitas bandeadas) y del Aconquija (gneises) adems de rodados volcnicos reciclados (Bossi etal, 1984). (9) El Cenoglomera-do Ampajango formaba un abanico aluvial apoyado sobre un sector marginal de la cuenca y proviene de la destruccin de un aparato volcnico cercano, ubicado al este (cerro Las nimas, sierra de Aconquija). (10) El perfil estructural incluido por Sobel y Strecker (2003) similar al de Gonzlez (2000), con el cual no concordamos en absoluto, tiene una particularidad: existe un macizo central elevado por fallas inversas que mantean hacia adentro. Si se postula una cuenca controlada por fallamiento inverso y rocas cenozoicas sobrecorridas a ambos lados, este bloque central debi tener una larga historia de elevacin como elemento positivo. (11) El pasaje entre el Macizo Tucumano y los bloques inclinados al este (con penillanura y remanentes de Negeno) ubicados al sur de Las Estancias (27°29'39"S, 66°01'24"O) es neto (Fig. 6). (12) Es imposible saber el espesor de basamento removido desde el inicio de la inversin tectnica (ca. 5 Ma) en la sierra de Aconquija y por ende del espesor de la supuesta cubierta sedimentaria. (13) Finalmente, una pregunta sin respuesta, si la cubierta sedimentaria se extenda indefinidamente sobre las sierras de Aconquijay Cumbres Calchaques, hacia los llanos orientales de dnde provena el material clstico grueso acumulado en varias unidades junto al borde este de la cuenca?


2.2. La Cubierta Cenozoica

Con criterio regional, Gonzlez Bonorino (1950a) reconoci dos divisiones fundamentales en el Negeno comprendido por la actual Hoja Beln (SEGEMAR1, 1:250.000, cuyos extremos son: 27°S-67°30'O, 27°S-66°0, 28°S-66°0, 28°S-67°30'O, con colaboracin de los autores, en prensa). 1) Calchaquense, unidad inferior texturalmente ms fina y varicolory 2) Araucanense, o unidad superior de areniscas y conglomerados pardos y grises con niveles de tefras blancas. Esta divisin persisti por muchos aos y fue crucial en los estudios geolgicos de las Sierras Pampeanas. Sin embargo, los trminos Calchaquense o Calchaqu utilizados como unidades litoestratigrficas no se ajustan a las indicaciones del Comit Argentino de Estratigrafa y en consecuencia no resultan convenientes. El cuadro estratigrfico de la figura 2, que resume la estratigrafa de la regin estudiada, puede servir de gua al lector por las relaciones de la nomenclatura con las relaciones cronolgicas y espaciales.

2.2.1 Formacin Hualfn

La Formacin Hualfn ha sido propuesta por Muruaga (1998, 2001a, b) y Bossi et al. (1999), indicando como localidad tipo los afloramientos de las mrgenes del ro Villavil entre las localidades de Villavil y Hualfn, donde aflora con un espesor de 130 m. En el ro Las Lajas alcanza su mximo espesor (492 m).

La Formacin Hualfn aflora en forma continua en la ladera occidental de las sierras de Hualfn y Las Cuevas cubriendo periclinalmente el extremo sur de esta ltima (Fig. 5). La unidad yace en no conformidad sobre elbasamento cristalino y a su vez es cubierta en disconformidad o discordancia angular por la Formacin Las Arcas (Figs. 7Ay 7B). La participacin volcnica es reducida. Sin embargo, en las juntas de los ros Jaciyae y Vis Vis (al sur del Complejo Faralln Negro) aparece atravesada por cuerpos volcnicos andesticos irregulares en gran parte alterados.


Capas rojas equivalentes afloran en varios asomos menores en las sierras de Zapata y Vinquis (Gonzlez Bonorino, 1950a), que fueron agrupadas por Sosic (1972) en la Formacin Ro Colorado.

Consiste en areniscas rojo ladrillo oscuro aviolceo, finas y medias, estratificadas en capas de 1 a 2 m, macizas, de base plana, con laminacin paralela, inclinada, bien cementadas o con cementacin en forma de bochas. La seccin inferior de la unidad presenta rodados dispersos y algunas intercalaciones de areniscas conglomerdicas con guijas y sbulo de granitoides, metamorfitas y pocas volcanitas intermedias. El nivel de diagnesis y litificacin es elevado, aunque variable con una cementacin carbontica o silcea importante. El color rojo es ms intenso y oscuro que en la Formacin Las Arcas (Muruaga, 1998, 2001b).

La fraccin arcilla es una asociacin illita de buena cristalinidad, caolinita y clorita con escasa participacin de minerales del grupo esmectita, salvo en la parte superior donde domina esmectita, asociada a illita de baja cristalinidad.

Las paleocorrientes medidas (Muruaga, 1998) indican una direccin media de transporte hacia el este.

En la sierra de Hualfn, la unidad yace sobre la penillanura labrada en granito, y est afectada por fallas normales que estuvieron activas durante su acumulacin (Fig. 5). Al norte de los Baos de Los Nacimientos, se advierte el desarrollo de discordancias progresivas dentro de las capas inferiores de la Formacin Hualfn en las vecindades de los saltos de falla (Fig. 7B).

Se considera posible que esta unidad sea equivalente a la Formacin Saladillo en el valle de Santa Mara sobre la base de correlaciones regionales auxiliadas con las lneas ssmicas del Campo del Arenal y valle de Santa Mara donde el contacto entre ambas unidades est definido por un marcado contraste de impedancia que definen dos planos reflectores muy intensos y continuos. La Formacin Saladillo se encuentra ubicada en disconformidad debajo de la Formacin San Jos en la quebrada de Amaicha. En la seccin inferior de esta unidad. Nasif etal. (1997) exhumaron restos de mamferos a los que asignan edad Friasense (edad incierta cercana a 15 Ma in Flynn y Swisher, 1995). La Formacin Saladillo contina hacia el norte debajo de las capas negenas y reaparece encima de la Formacin Yacomisqui (al sur del cerro Chimpa). integrando el Subgrupo SantaBrbara enla Yesera (al este de Cafayate en la quebrada de Las Conchas. Salta). Los niveles pelticos rojos correspondientes a esta unidad estn intruidos por un dique basltico fechado mediante K-Ar en 52±10 Ma (Linares y Gonzlez, 1990).La edad de la Formacin Saldillo queda as comprendida entre el Mioceno temprano y el Paleoceno.

La Formacin Hualfn no ha brindado restos fsiles hasta el presente ni tiene dataciones ra-diomtricas y su edad es incierta. La relacin de yacencia y similitud litolgica con la Formacin Saladillo, nos permite ubicarla tentativamente en el Palegeno. Recientemente Rosello et al. (1999) presentaron la datacin de una colada basltica (131±4 Ma, K-Ar sobre roca total) incluida en capas rojas que afloran en la Puerta de San Jos (sierra de Beln). Lamentablemente para la cuestin de edad se trata de dos coladas baslticas con una fuerte alteracin de la pasta y fenocristales, inadecuada para este tipo de datacin. Por otra parte, las capas rojas asociadas a estas coladas pertenecen a la Formacin Las Arcas y probablemente sean de edad Miocena.

2.2.2 Grupo Santa Mara

El Grupo Santa Mara fue propuesto por Galvn y Ruiz Huidobro (1965) y tiene su rea tipo en el valle de Santa Mara. La correlacin regional entre el valle de Santa Mara y el rea de Villavil-Corral Quemado fue revisada y definida en el trabajo de Bossi et al. (1987), reafirmando, al publicarse, las ideas de Stahlecker (Marshall y Patterson, 1981). El grupo, con su integracin modificada por Bossi y Palma (1982), est constituido por las formaciones: San Jos (inferior), Las Arcas, Chiquimil, Andalhualay Yasyamayo (superior). La Formacin

Saladillo, originalmente incluida en el Grupo, fue excluida por su relacin de disconformidad o discordancia angular debajo de la Formacin San Jos y su posible edad palegena (Bossi y Palma, 1982; y en trabajos posteriores Bossi et al, 1987, 1993, 1994, 1997 y 1999). Asimismo fueron desacreditadas las 'Hiladas' de Zanja del Molle y Los Corrales (Peirano, 1945, 1956) definidas exclusivamente para la quebrada de Amaicha (Bossi et al, 1984). Bossi (1969) agreg al grupo el Cenoglomerado Ampajango estudiado por Bensel (1986) y publicado en Bossi et al. (1993, 1994) que aflora en el faldeo occidental de la sierra del Aconquija en el ro homnimo (Figs. 1 y 3). El Cenoglomerado tiene un espesor mximo de 50 m y yace sobre 2 m de capas rojas silicificadas atribuidas a la Formacin Saladillo y ste, a su vez, sobre el Basamento Cristalino. Puede ser correlacionado con el Miembro A de la Formacin Chiquimil, que aflora en la parte baja del valle. Se trata de depsitos psefticos matriz soportante, de composicin exclusivamente volcnica que constituyen remanentes de los depsitos de pie de monte generados a partir del aparato volcnico ubicado en el cerro Las nimas (sierra de Aconquija) que constituy un relieve importante durante el Mioceno superior.

Histricamente las unidades pertenecientes al Grupo fueron asignadas a varios 'pisos' estratigrficos: Calchaquense, Araucanense (o Araucano), Santamariano y Famatino, divisiones que an se mencionan en la literatura y que son obsoletas. Bondendender (1911) introdujo el trmino Calchaquense para ciertos horizontes rojos y grises verdosos en la Provincia de La Rioja que consider poscretcicos. A su vez, Groeber (1929) propuso la edad miocena superior para las capas con Corbcula del valle de Santa Mara que se encuentran en la Formacin San Jos. Frenguelli (1930) estableci una divisin en Santamariano (inferior) y Araucaniano (superior) separados por una discordancia. El Santamariano fue dividido en tres: Famatino inferior, Famatino superior y Calchaqu. Es posible que la Formacin Las Arcas sea equivalente a esta ltima unidad.

En tiempos recientes, se han realizado precisiones en la correlacin regional que involucran la reginHualfn-Las Cuevas (Muruaga, 1998) y el cerro Pampa (Bossi et al, 1999), adems de relevamien-tos regionales para laHojaBeln(l:250.000 del SE-GEMAR, siendo sus lmites: 27°S-67°30'O,27°S-66°O,28oS-66oO,28oS-67°30'O) que extienden la presencia del Grupo ms all del valle de Santa Mara. Las curvas de variacin de los istopos ambientales δ13C (PDB o/oo) y δ180 (PDB o/oo), a partir de calcretos y rizoconcreciones colectadas de los perfiles del cerro Pampa y El Cajn (Muruaga et al, 2003) y de Villavil (Latorre et al, 1997) son llamativamente concordantes. La relacin es menor con las curvas publicadas para el valle de Santa Mara (Kleinerty Strecker, 2001) debido aque estas ltimas pertenecen a perfiles unidos sin continuidad estratigrfica segura. Los datos de istopos ambientales han permitido ajustar la correlacin regional y extrapolar fechados de tefras y de sedimentos asociados en la regin considerada.

La denominacin Formacin Corral Quemado, cuya rea tipo est en la localidad homnima al SO de la cuenca, fue utilizada en el valle de Santa Mara y quebrada de Amaicha por varios autores (Kraglievich, 1952; Simpson, 1974; Stahleckerin Marshall y Patterson, 1981;Bossi et al., , 1987; Strecker, 1987 y Bossi et al, 1999) para referirse a los conglomerados cuspidales de la sucesin cenozoica y resulta una prctica razonable a escala regional avalada por similitudes en trminos de estadio de evolucin tectosedimentaria y principalmente edades.

En el rea de la Hoja Beln (inmediata al sur de la zona estudiada) no se han descrito equivalentes de la Formacin San Jos ni tampoco del Cenoglomerado Ampajango. En cuanto a la Formacin Yasyamayo, puede ser en parte equivalente al Punaschotter y a la Secuencia III en el valle del Cajn (Bossi et al, 1993, 1994 y 2001).

El Grupo Santa Mara en conjunto puede correlacionarse con el Grupo El Bolsn definido por Turner (1973) en la Hoja Geolgica 1:200.000 Laguna Blanca (cuyos extremos son: 26°30'S-67°O, 26°30'S-66°15'0,27°S-66°15'0,27°S-67°0), integrado por las Formaciones El Morterito, El spero y El Cajn y cuyo perfil tipo se encuentra en el faldeo occidental de la sierra de Las Cuevas a la altura del Puesto El Morterito. Existen varios argumentos de peso para abandonar esta nomenclatura:

1. Al definir el Grupo, Turner (1973) no tuvo en cuenta los aportes de Stahlecker publicados parcialmente por Riggs y Patterson (1939) y las fuertes relaciones estratigrficas y paleontolgicas entre las regiones de Hualfn-Puerta de Corral Quemado y Chiquimil (hoy Entre Ros) en el valle de Santa Mara.
2. La divisin en tres unidades entre las cuales se encuentra la Formacin El spero (reducida en nuestro esquema a miembro; Muruaga, 1998, 2001a), es inaplicable al sur de Villavil, donde ste desaparece. Aunque los conglomerados volcnicos de composicinpredominantemente andestica tambin se encuentran en el valle del Cajn, Turner (1962) no pudo reconocerlos como parte de esta unidad (en realidad lo expresa con dudas).
3. En el valle del Cajn (Fig. 1), Turner (1962, 1973) incluye toda la sucesin negena dentro de la Formacin El Morterito. Sin embargo, es evidente en los perfiles de detalle relevados que esta sucesin incluye estratos correspondientes a la Formacin Las Arcas y el Miembro Los Baos (Muruaga, 1998,2001a). Las dataciones radiomtricas (Bossi et al, 2001), los vertebrados fsiles y la misma fitologa indican que se encuentran secciones estratigrficas equivalentes a todo el Grupo El Bolsn.
4. La nomenclatura geolgica aplicada al valle de Santa Mara est fundada en una excelente correlacin de edades y fitologas, que se repite en forma clara en las dos regiones clsicas del Negeno de la Cuenca de Santa Mara-Hualfn: Chiquimil y Hualfn-Puerta de Corral Quemado (Stahlecker in Marshall y Patterson, 1981 y Bossi et al, 1987) y es aplicable a toda la regin considerada con la excepcin del valle del Cajn. En este ltimo valle, los elementos litoestratigrficos diagnsticos (colores, texturas y estratificacin) del Grupo Santa Mara no son discernibles. Debido a esta causa y por la presencia de disconformidades prominentes, mapeables regionalmente, se consider ms adecuado realizar una divisin aloestratigrfica (Bossi et al, 1992, 2001 y figura 2).

2.2.2.1. Formacin Las Arcas. La Formacin Las Arcas (Muruaga, 1998), en la regin considerada, est integrada por areniscas finas a medianas y pelitas subordinadas o en carnadas de paraclastos con intercalaciones menores de conglomerados de rodados granticos y metamrficos, generalmente friables color rojo naranja. Constituye la base del Grupo Santa Mara, en la HojaBeln. La Formacin San Jos nicamente aflora en el valle de Santa Mara (Fig. 2, perfil El). Bossi et al. (1987) sobre la base de las dataciones radiomtricas, los perfiles de detalles y las correlaciones de Stahlecker (in Marshall y Patterson, 1981), identificaron la unidad en el Campo del Arenal y regin circundante. La unidad comprende la seccin inferior de la sucesin Calchaquense (mapeada por Gonzlez Bonorino, 1950a) y queda ubicada debajo de la lnea montmorillonita (Bossi et al, 1987). La lnea montmorillonita define el techo de launidady marca el ingreso de montmorillonita de alta cristalinidad de proveniencia volcnica y los colores amarillos. La seccin superior del dicho Calchaquense es la Formacin Chiquimil, que sigue encima.

En el cerro Durazno (oriental) sobre la sucesin de areniscas rojas y en marcada discontinuidad siguen las brechas volcnicas y brechas 'ash-block' intruidas por andesitas del Complejo Volcnico Faralln Negro. Una relacin estratigrfica similar se verifica en las cercanas de la mina Capillitas, Puesto Casadero y cerro El Atajo, en los alrededores de este gran centro volcnico (Figs. 1 y 5).

Los afloramientos son continuos en la ladera occidental de la sierra de Hualfn, mientras que en la ladera oriental y en la sierra de Las Cuevas aparece saltuariamente (Los Baos de los Nacimientos y Las Cuevas). En el cerro El Durazno (occidental), la Formacin Las Arcas aflora en una faja continua de aproximadamente 10 km de extensin en los mrgenes norte de los ros Tolary El Durazno (cerca de 27 en la figura 1).

La composicin de la fraccin arcilla (Muruaga, 1998) de la Formacin Las Arcas es una asociacin de illita de baja cristalinidad y montmorillonita con abundante calcita y escaso cuarzo como accesorios, provenientes principalmente de la alteracin del Basamento Cristalino.

El perfil de Villavil (Muruaga, 1998) ubicado en el faldeo occidental de la sierra de Hualfn puede considerarse tipo para la regin (Fig. 3B). Tanto en el perfil del cerro El Durazno (occidental) como el de la sierra de Las Cuevas (Fig. 3C, Barranca Larga; Muruaga, 1998, 2001b; J.G. Sanagua, comunicacin personal, 1997), la unidad se manifiesta conuna notable carencia de conglomerados, predominando las areniscas finas y medianas macizas, pardo rojizas, con rodados dispersos y paraclastos pelticos, que alternan con niveles de pelitas y areniscas finas ocasionalmente bioturbadas, moteadas y con pedo-tbulos. Slo en la parte superior aparecen algunos conglomerados con guijas redondeadas, en capas lenticulares delgadas (65% gneises y cuarzo, 5% de esquistos y 30% de volcanitas).

La unidad yace en disconformidad sobre la Formacin Hualfn y cuando sta falta, en no conformidad sobre la Penillanura Pampeana. El pasaje hacia la Formacin Chiquimil es transicional y est definido por un cambio de color de rojo naranja a pardo amarillento; adems, las texturas dominantes en las areniscas pasan de finas a medianas y gruesas.

La unidad es anterior a la irrupcin del volcanismo calcoalcalino (Muruaga, 1998) del Complejo de Faralln Negro, cuya edad mxima se estima en 12 Ma (Stipanicic y Linares, 1975) y en consecuencia puede tener una edad inferior a esa datacin. Se han encontrado escasos fsiles, entre ellos ostrcodos y pelecpodos de agua dulce (Muruaga, 1998) en la sierra de Hualfn y pisadas de Charadriformes (Segovia, 2004) en el cerro Pampa. En el valle de Santa Mara, se ha recolectado un mamfero asignado al Chasicoense o Friasense (Nasif et al, 1997) en las capas rojas que constituyen la base de la Formacin San Jos en la quebrada de Amaicha.

La datacin en 9,14±0,02 Ma de Sasso (1997) para un cuerpo subvolcnico intruido en el Miembro El spero de la Formacin Chiquimil (cerca de Villavil), que yace por encima y la naturaleza prevolcnica de la unidad, nos ubica en un tiempo anterior a 12 Ma, que es el inicio del volcanismo de Faralln Negro (Aguas de Dionisio), siendo sta la edad mnima (Mioceno Medio) para la Formacin Las Arcas.

Las formaciones Hualfn y Las Arcas pueden ser diferenciadas en el campo, slo cuando estnjuntas. El lmite entre las dos unidades se reconoce por la presencia de una discordancia angular entre 4o a 8o y una suave variacin en el rumbo de las capas (e.g., extremo austral de la sierra de Hualfn, en el ro Aguas Calientes y en la unin de los ros Yaciyae, Vis Vis y Las Lajas, ver figuras 1 y 5).

La Formacin Las Arcas fue acumulada en una gran planicie poblada de barreales (algunos baados o lagunas semipermanentes) y cursos de agua que discurran por un fondo de cuenca plano de muy escasa pendiente y con un relieve del rea fuente bajo o muy lejano (la primera posibilidad parece ms adecuada; Muruaga, 1998,2001b). Posiblemente el clima era clido y hmedo en la estacin estival y seco en el invierno, como posible explicacin para su elevado contenido en pigmento de xido frrico (Muruaga, 1998). Parte del color rojo de la unidad puede derivar de la erosin parcial de la subyacente Formacin Hualfn.

2.2.2.2 Formacin Chiquimil El trmino Formacin Chiquimil fue introducido por Bossi y Palma (1982) sobre la base de una reconsideracin y valorizacin de los estudios estratigrficos llevados a cabo por Stahlecker en 1926 (in Riggs y Patterson, 1939; Marshall y Patterson, 1981). La unidad se la reconoce fcilmente en el campo por el marcado color amarillo de sus areniscas, aspecto que us Stahlecker para correlacionar las capas equivalentes entre Chiquimil (hoy Entre Ros, valle de Santa Mara) y Hualfn-Puerta de Corral Quemado, al NE y SO del Campo del Arenal, respectivamente. Consiste en areniscas finas en estratos tabulares continuos con estratificacin cruzada tabular tangencial simple alternando con pelitas macizas y laminadas que aparecen como paraclastos en muchas areniscas. Los conglomerados son infrecuentes y en capas lenticulares muy delgadas. Las pelitas contienen una rica fauna de vertebrados e impresiones y carbonizaciones de hojas y tallos. Se registran dos niveles de toba de 0,2 m cada uno.

Esta correlacin est apoyada por las dataciones radiomtricas realizadas y el contenido fosilfero. Es adems destacable que la composicin de los argilominerales presenta una eleva proporcin de esmectitas de alta cristalinidad que no se repite en las unidades inferiores y superiores y una petrografa de las psefitas y psamitas dominada por materiales volcanoclsticos. La lista de fsiles reconocidos ha crecido considerablemente desde los tiempos de Riggs y Patterson (1939). Segn Muruaga (1998, 2001a) la Formacin Chiquimil, tal como aflora en los faldeos occidentales de las sierras de Hualfn y Las Cuevas, debe ser dividida en tres miembros: Los Baos (inferior), El spero y El Jarillal. Los miembros A y B de Stahlecker (in Marshall y Patterson, 1981) equivalen a los Miembros Los Baos y El Jarillal, respectivamente. Solamente en el rea comprendida entre la Puerta de Corral Quemado, Villavil y Barranca Larga, aparecen separados por el Miembro El spero (Fig. 5)

Los afloramientos de esta unidad aparecen rodeando el ncleo central del Complejo Volcnico FarallnNegro, entre el cerro del Durazno (oriental), La sierra de Capillitas, Las Juntas, Mina Capillitas y Ampujacu.Losconglomeradosy brechas volcnicas acompaados por intrusivos constituyen la base y en ocasiones la totalidad de la Formacin Chiquimil.

Segn Muruaga (1998) la Formacin Chiquimil tiene un espesor de 1.392 m en el perfil de Villavil y de 1.129 m en el perfil cerro El Durazno (occidental). El espesor disminuye rpidamente hacia el ro Las Cuevas (800 m) y hacia el SE en el cerro Pampa, donde se han medido 400 m.

Los niveles de arcilitas lacustres del valle del Cajn con Neocorbicula stelzneri y gasterpodos pertenecen a la Secuencia II de Bossi et al. (1993) y equivalen litoestratigrficamente a la Formacin Chiquimil. En la misma situacin se encuentran los restos de mamferos y aves mencionados por Riggs y Patterson (1939) en su horizonte Chiquimil B de la Regin de Puerta de Corral Quemado y Peirano (1943) en los niveles equivalentes del valle del Cajn. Recientemente, Muruaga (1998) present una lista ampliada, sobre la base de numerosos hallazgos fsiles en el rea de Villavil. La fauna ha sido ubicada en el Huayqueriense por Powell et al. (1998). La edad Huayqueriense de esta fauna est acotada en el intervalo 6,8-9 Ma (Flynn y Swisher, 1995) sugerido por radiometra, o sea Mioceno tardo temprano (Cowle y Basset, 1989).

En la sierra de Hualfn y cerro El Durazno (occidental), las capas de la Formacin Chiquimil se apoyan en concordancia sobre la Formacin Las Arcas.

Las paleocorrientes (Muruaga, 1998, 2001a) medidas en las areniscas de los miembros El Jarillal y Los Baos, presentan una granmedia hacia elESE, que difiere con la del Miembro El spero, cuya gran media es hacia el SE. En el Perfil del cerro Pampa, las paleocorrientes indican una proveniencia desde el basamento ubicado al este y sureste, que cerraba por all la cuenca. Sin embargo, los niveles volcanoclsticos del Miembro El spero, en la sucesin del cerro Pampa, tienen paleocorrientes desde el norte y NNE, o sea directamente del gran volcn ubicado en el rea de Faralln Negro. Este resultado implica una inversin de la direccin de drenaj e para la sucesin del Miembro El spero, en esta zona. Las paleocorrientes de las unidades que siguen encima, indican que, inmediatamente despus, fue restablecido el sistema fluvial con proveniencia del este y sudeste (Miembro El Jarillal y formaciones Andalhualay Corral Quemado).

Los extrusivos dominantes en el Complejo Volcnico Faralln Negro estn constituidos principalmente porbrechas volcnicas andesticas (Sasso, 1997). Segn Proffett (1994, 1995), existen cinco unidades estratigrficas en las inmediaciones de Bajo de la Alumbrera, con un espesor total de 500 m. El fechado de mayor edad en este complejo es de 12,6 Ma (Sasso, 1997) coincidente con los datos de Linares y Gonzlez (1990).

Muruaga (1998) asign el Miembro Los Baos al Mioceno superior de acuerdo a la escala de Cowle y Basset (1989), sobre la base de la datacin de 9,14±0,09 Ma (Sasso, 1997) de la colada andestica intercalada en el sobreyacente Miembro El spero. La unidad es correlacionable con la Aloformacin Playa del Zorro (Secuencia II, Bossi et al, 1992, 1993,1999,2001) en el valle de El Cajn y a la Formacin Chiquimil y Cenoglomerado Ampajango en el valle de Santa Mara (Bossi et al, 1987, 1993).

Butler et al. (1984) estimaronuna edad para el lmite entre las formaciones Chiquimil y Andalhuala en 7,5 Ma basndose en magnetoestratigrafa y da-taciones radiomtricas de la tefra del Puerto (paraje al norte de Puerta de Corral Quemado) datada por Marshall et al (1979) en 6,68±0,02 Ma(K-Ar) y por Latorre et al. (1997) en 7,14±0,02 Ma (Ar/Ar).

La fitologa de la porcin inferior del Miembro Los Baos, constituida por la alternancia de areniscas medianas a gruesas alternando conpelitas y conglomerados volcanoclsticos, indica un ambiente fluvial de llanura, posiblementebajo clima con estacin estival hmeda, suelos tipo vertisoles y fuerte oscilacin del nivel fretico y canales enlazados efmeros.

Los conglomerados y brechas volcanoclsticas de la seccin media (Miembro El spero) implican el arrastre de materiales psefticos de relieves cercanos e importantes, con un predominio de procesos de remocin en masa: brechas 'ash-block', brechas volcnicas ('lahares') y erupciones explosivas. Este cambio de roca madre est asociado al crecimiento de relieves volcnicos en varios puntos vecinos a la cuenca, en el borde oeste (PunaAustral), en sectores intracuencales (Faralln Negro) y borde oriental (cerro Las nimas).

Con la atenuacin del volcanismo y su total desaparicin en reas cercanas a la cuenca, la sedimentacin se vuelve predominantemente arenosa, de composicin metamrfica-grantica, con presencia volcanoclstica decreciente (Miembro El Jarillal de la Formacin Chiquimil). Muraaga (1998) infiere un paleoambiente de ros permanentes de baja sinuosidad constituyendo un sistema fluvial entrelazado gravoso con frecuentes depsitos de explayamiento, flujos mantiformes y fango preservados escasamente que conformaban la planicie de inundacin. En el perfil El Durazno, Muraaga (1998) identifica facies de abanicos aluviales, provenientes del borde oeste.

2.2.2.3 Formacin Andalhuala. La Formacin Andalhuala comprende el Araucaniano medio e inferior de Frenguelli (1930) y el horizonte Araucanense de Riggs y Patterson (1939), la Formacin Araucanense de Butler et al. (1984) y parte de la Formacin El Cajn (Turner, 1962).

La introduccin de la Formacin Andalhuala (Andalhuala en Kraglievich, 1934), proveniente del valle de Santa Mara, en esta parte de la Cuenca, fue sugerida por Bossi et al. (1987, 1993, 1999) y Muraaga (1998). La denominacin Formacin Andalhuala es preferida a la de Formacin El Cajn (Turner, 1973), por los motivos que ya fueron expresados, en referencia al Grupo El Bolsn.

La Formacin Andalhuala aflora extensamente y con espesores importantes en el rea de Hualfn-Puertade Corral Quemado, disminuyendo sensiblemente de espesor hacia el surporelfaldeo occidental del cerro El Durazno (occidental) donde sigue como una faja continua de afloramientos hasta el ro las Lajas en el faldeo occidental de la sierra de Zapata (Figs. 1 y 5). Ocurre tambin, con gran desarrollo en el faldeo occidental del cerro Pampa, hasta la Puerta de San Jos en la sierra de Beln. Tambin aflora al norte del cerro Pampa y se manifiesta saltuariamente a ambos lados del ro Los Nacimientos entre Faralln Negro y la sierra de Hualfn y entre sta y la sierra de Las Cuevas. La unidad contina hacia el este y norte, aunque est prcticamente ausente en el subsuelo del Campo del Arenal, reaparece al norte, cerca de la sierra de Quilmes y en facies casi totalmente conglomerdicas en el faldeo occidental de la sierra del Aconquija. En este ltimo caso, se ha preferido mapear los afloramientos cenozoicos como Formacin Corral Quemado.

En el cerro Pampa, Bossi etal. (1999) separaron la unidad en dos secciones: (a) conglomerdicafina conclastos subangulosos enlabasey (b) una seccin arenosalimosa en la parte superior. El espesor total medido es de 633 m.

El espesor mximo de la unidad alcanza los 904 m en el Perfil Villavil (F3B-11) (Muraaga, 1998) y disminuye progresivamente hacia el norte y sur. En el Perfil El Durazno es de 794 m y en el Perfil Ro Las Lajas es de 200 m. En Barranca Larga el espesor es de 250 m (F3D-11). En el perfil de Puerta de Corral Quemado, Stahlecker (1926, in Marshall y Patterson, 1981 y Butler et al, 1984) definen el Araucanense con un espesor total de 475 m. Sin embargo, la suma de espesores entre las secciones 15 y 28 del perfil de Stahlecker, que realmente corresponden a la Formacin Andalhuala (segnBossi et al, 1987 y Muraaga ,1998) es de 730 m, cercana a los 830m medidos por Bossi et al., (1987)y Muraaga (1998) para el intervalo estratigrfico entre las tefras de 6,68 Ma y la de 3,54±0,03 Ma.

Riggs y Patterson (1939) correlacionaron la fauna encontrada con aquella de Huayquera (Mendoza), asignndole una edad pliocena. Cabrera (1944) y Simpson (1974), por su parte, concluyeron que las faunas de las formaciones Corral Quemado y Araucanense (hoy Formacin Andalhuala) eran iguales y corresponda ubicarlas en el Huayqueriense.

Esta unidad es la ms rica en vertebrados fsiles, con restos de aves, reptiles y mamferos. Muchos de los mamferos han producido polmicas de edad y varios intentos de definir dos edades mamferos: Huayqueriense, con edad entre 6,8 y 9 Ma y Montehermosense, con edad entre 6,8 y 4 Ma (Flynny Swisher, 1995). En realidad, ambas faunas transgreden el lmite tardo indicado. A partir de los 6,8 Ma, la fauna es hbrida, con elementos de edad Montehermosense asociados a otros relcticos de edad Huayqueriense (Bossi et al, 1998).

Mientras algunos autores ubican la unidad en el Plioceno sensu lato (Gonzlez Bonorino, 1950b; Turner, 1962) otros indican una edad Mioceno tardo a Plioceno temprano, sobre labase del contenido fosilfero, edades radiomtricas y magneto estratigrafa del rea de la Puerta de Corral Quemado (Bossi y Palma, 1982; Bossi et al, 1987; Marshall etal, 1979;Butler et al., , 1984; Latorre et al, 1997 y escala de Cowle y Bassett, 1989).

El contacto con la subyacente Formacin Chiquimil est definido por la 'lnea amarilla' (Bossi et al, 1987). En el valle de Santa Mara, la Formacin Andalhuala se apoya concordantemente sobre la Formacin Chiquimil. La prominente 'tefra de El Puerto', que aflora junto al camino entre Villavil y Puerta de Corral Quemado, ha sido datada por Marshall et al. (1979) en 6,68 y por Latorre et al. (1997) en 7,14 Ma, y se encuentra ligeramente encima del contacto entre las Formaciones Chiquimil y Andalhuala.

La edad mnima del lmite superior de la formacin, en el rea de Corral Quemado, est acotada por la tefra datada en 3,53±0,04 Ma (trazas de fisin in Marshall et al, 1979) y en 3,66±0,05 Ma (Ar/Ar de Latorre et al, 1997). Segn Muruaga (1998), en el rea de Villavil, esta tefra est ubicada 90 m encima del contacto con la Formacin Corral Quemado (Fig. 3B).

La sucesin presenta evidencias paleoclimti-cas que indican una creciente aridez hacia la parte superior; aparecen areniscas en cuerpos de canal de escaso relieve y potencia asociados a calcretos, depsitos de 'loess' y arenas elicas acumuladas directamente sobre canales fluviales gravosos y/o formando grandes dunas. Los conglomerados y arenas gruesas indicanflujos mantiformes y confrecuencia hiperconcentrados. El rea fuente ubicada al oeste tena un relieve creciente y se encontraba justo en el borde de cuenca a juzgar por la presencia de depsitos de abanico aluvial distal y ros enlazados gravosos, en el perfil del cerro El Durazno.

La presencia de restos de rboles asociados a paleosuelos (vertisoles) con rizoconcreciones y calcretos, fsiles de animales de variado porte (una combinacin de grandes herbvoros y mirmec-fagos) y arquitectura fluvial de ros permanentes, indica que el clima era ms hmedo que el actual y posiblemente una sabana de gramneas (vegetacin C3 en Latorre et al, 1997) salpicada de rboles y bosques en galera a lo largo de los ros.

Un aspecto importante de la sedimentacin de la Formacin Andalhuala es la existencia de una disconformidad levemente angular en el terreno, que afecta el lmite entre la seccin superior e inferior en el valle de Santa Mara. Este lmite se advierte en las fotografas areas del sector ubicado al frente de la ciudad de Santa Mara (ver figura 4 en Bossi et al, 2001). El diseo de los estratos presenta una deformacin mayor en la parte inferior (Formaciones San Jos, Las Arcas, Chiquimil y seccin inferior de Andalhuala), que disminuye hacia arriba hasta la disconformidad. Las capas que siguen encima tienen un desarrollo simple y homoclinal, buzante hacia el este. Es evidente que estas diferencias de estilo tectnico a ambos lados de la disconformidad intra Andalhuala, estn relacionadas con la actividad de fallas durante la etapa de 'rifting'. Las lneas ssmicas del Campo del Arenal muestran numerosas fallas sinsedimentarias, que pierden rechazo hacia arriba.

La posicin estratigrfica de esta disconformidad en el valle de Santa Mara est acotada entre las tefras 4,8 y 5,2 Ma ubicadas dentro de la Formacin Andalhuala (fechadas por Strecker, 1987).

Entre Villavil y Puerta de Corral Quemado, el lmite est definido por el cambio textural de areniscas a conglomerados. Sin embargo, en el cerro Pampa, el contacto con Formaciones Andalhuala y Chiquimil (Fig 3A), es una discordancia angular. Esta discordancia y el cambio de facies arenosas a conglomeradlas representan un equivalente austral de la discordancia intra Andalhuala. El nivel correspondiente, definido mediante las curvas de istopos ambientales (Muruaga et al, 2003), en el depocentro de Villavil, corresponde al inicio de las facies conglomerdicas que definen el contacto entre las Formaciones Corral Quemado y Andalhuala, ubicado 90 m debajo de la tefra 3,66 Ma (Latorre et al, 1997).

Enlaparte sur de la Cuenca, ms especficamente en el cerro Pampa, el contacto entre las formaciones Andalhuala y Corral Quemado es una discordancia angular, que no cuenta con dataciones radiomtri-cas, pero cuya edad puede ser estimada a partir de las relaciones estratigrficas entre ambas unidades en el rea de Villavil. Considerando las tasas de sedimentacin determinadas por Butler et al. (1984) mediante magnetoestratigrafa en el vecino perfil de Corral Quemado, es posible inferir una edad entre 3,8-4 Ma para el contacto entre las formaciones Andalhuala y Corral Quemado, que resultara ms joven que la edad estimada para discordancia intra Andalhuala en el valle de Santa Mara.

2.2.2.4 Formacin Corral Quemado. El trmino Corral Quemado aparece porprimera vez como Horizonte Corral Quemado (Riggs y Patterson, 1939), para denominar la unidad cuspidal del Negeno que involucra las secciones 18 a 32 del perfil de Stahlecker. Sin embargo, inspeccionando en detalle el Perfil de Stahlecker (in Marshall y Patterson, 1981), el lmite litolgico puede ser ubicado ms arriba, justo debajo de los conglomerados de las secciones 28 y 29.

La unidad consiste en conglomerados finos clasto soportantes, encapas laminadas paralelas, con guijarros y guijones y bloques dispersos, en estratos tabulares de espesor irregular de 0,3 a 1,5 m, que alternan con areniscas medias y finas en capas finas a medianas lenticulares y tabulares irregulares. Se intercalan escasas lentes de areniscas medianas en capas delgadas irregulares o lenticulares y algunos conglomerados matriz soportante. El espesortotal en el rea de Villavil-Corral Quemado es de 850 m.

La unidad es elevada a rango de formacin por Bossi et al. (1987 y 1993). Los estratos conglomeradlos de esta unidad pertenecen al Araucanense de Gonzlez Bonorino (1950b) y son equivalentes a la seccin superior de la Formacin El Cajn de Turner (1962) y a la Unidad Superior de Allmendinger (1986) y la Subsecuencia lid del valle del Cajn (Bossi et al, 1993).

Los afloramientos siguen por el faldeo oeste del cerro el Durazno (occidental) y continan hacia el SE hasta el ro Las Lajas. Aflora enforma limitada al oeste de las localidades de El Eje y SanFernando y el cauce medio del ro Loconte, cubierta discordantemente por el 'Punaschotter'. Corresponden tambin a esta unidad los afloramientos de conglomerados ubicados en el rea del Tesoro, al pie del faldeo occidental de la sierra de Aconquija (borde oriental del Campo del Arenal) en contacto tectnico con el basamento cristalino mediante una falla inversa de alto ngulo.

Los mismos fsiles consignados para la Formacin Corral Quemado se encuentran tambin en la Formacin Andalhuala, tanto en la Puerta de Corral Quemado como en el valle de Santa Mara (Riggs y Patterson, 1939). Riggs y Patterson (1939) y Pascual y Odreman Rivas (1973), ubican la fauna exhumada en el Montehermosense. Las apreciaciones de edad de Butler et al. (1984) ubican el lmite formacional entre Andalhuala y Corral Quemado muchos ms abajo, en capas que corresponden a la Formacin Andalhuala, en niveles con una edad estimada en 6,4-6,6 Ma (extrada de las figuras de sus perfiles). La tasa de sedimentacin de 0,56 m/ka de Butler et al. (1984) para la Formacin Corral Quemado, aceptada por Allmendinger (1986), permite estimar la edad del tope de esta Formacin. Considerando un espesor de 850 m (Muruaga, 1998), arriba de la tefra del Puerto, el tope puede tener una edad de 2,35 Ma, en el rea de Corral Quemado. Con la datacin realizada por Latorre et al. (1991), de 7,14 Ma para la misma tefra, el tope, segn nuestros clculos, estara alrededor de 2,3 Ma. En el valle de Santa Mara la tefra ubicada en las capas cuspidales de la Formacin Corral Quemado, adyacente a la falla con el basamento, tiene un fechado de 2,9 Ma (Strecker, 1987). Estos valores son suficientemente coincidentes para ubicar el fin de la sedimentacin negena en la Cuenca.

Sobre la base de estas consideraciones de edad la unidad puede ser asignada al intervalo Plioceno temprano-Plioceno tardo en la escala de Cowle y Bassett (1989).

El paleoambiente dominante es de abanico aluvial dominado por flujos diluidos y gravitatorios catastrficos. Las facies ms comunes son conglomerados finos alternantes con arenas gruesas, formando dobletes bien estratificados que representan flujos mantiformes (Nemec y Postma, 1993). Estos tipos de abanicos con escasa participacin de arcilla ocurren bajo clima rido con escasa meteorizacin de la roca madre, principalmente grantica (Blair y McPherson, 1994). Los conglomerados de esta unidad son facies proximales cuya petrografa corresponde a los bordes de cuenca inmediatos al este y oeste. La sucesiones sensiblemente granocreciente. lo que indica un progresivo aumento del relieve fuente/cuenca. El clima rido, ms fro que el actual, favoreci la produccin de abundante cascajo, adems de la formacin de dunas elicas alimentadas por arena empujada por vientos australes, en este caso desde los bordes distales de los abanicos.

Las paleocorrientes en el rea de Corral Quemado indican proveniencia del borde oeste de la cuenca. En el cerro Pampa, por su parte, la proveniencia es del S-ESE, o sea del basamento asociado a las actuales sierras de Beln, Ampujaco y cerro Pampa. Finalmente, en la ladera occidental de la sierra de Aconquija, la proveniencia es del este y sureste y las facies conglomerdicas son decididamente proximales.

2.2.3 Punaschotter

Punaschotter (Penck, 1920) es una denominacin informal que involucra los conglomerados ubicados al sur de la localidad de Corral Quemado y que afloran extensamente desde el Durazno a ambos lados del cauce del ro Loconte. Se trata de capas de conglomerados de textura fina a media y ocasionalmente gruesa, con guijones y bloques dispersos, de composicin grantica y metamrfica, con rodados subredondeados con frecuentes ptinas negras, tabulares irregulares y lenticulares, que alternan con lentes de areniscas gruesas arcsicas o con fuerte contenido Meo. El espesor mximo no supera los 50 m.

Estos conglomerados alcanzan la ribera derecha del ro Los Nacimientos y a la altura de La Estancia yacen discordantemente sobre la Formacin Corral Quemado (Bossi et al, 2001). Existen numerosos asomos de conglomerados de pie de monte que forman mesadas altas y que pueden asignarse a esta unidad. Sin embargo, la precisin estratigr-fica involucrada es muy relativa, considerando la naturaleza conglomerdica, la procedencia cercana desde el basamento y la ausencia de fsiles. Los conglomerados de esta unidad tienen en comn que conservan la superficie geomrfica superiory muestran escasa deformacin. Slo en el rea de Corral Quemado, junto a la falla que levant el bloque de la sierra de Papachacra, se observanestratos inclinados fuertemente que pertenecen a esta unidad.

En la quebrada de Amaicha y la parte inmediata a sta, del valle de Santa Mara, aparece una unidad constituida por conglomerados, denominada Formacin Yasyamayo (Fig. 3E2), que yace disconforme (o en discordancia angular) sobre las formaciones Andalhuala y Corral Quemado. En Bossi et al. (2001), esta unidad conglomerdica ha sido interpretada como producto del climax de la inversin tectnica, etapa durante la cual comenz la rpida elevacin de los bloques de montaa aledaos a la cuenca.

Los depsitos del 'Punaschotter' pueden correlacionarse con la Secuencia III del valle del Cajn, denominada tambin Aloformacin Totoral. Es tambin posible correlacionarlos con la Formacin Yasyamayo (Fig. 3 E2) en el valle de Santa Mara. Bossi etal. (1999) les asignan una edad pleistocena temprana, que resulta consistente con las asignaciones de edad de Strecker(1987)yKleinerty Strecker (2001) que ubican la Formacin Yasyamayo entre su Pedimento II', presente en el valle de Santa Mara, datado en 1,2 Ma, y la parte alta de la Formacin Corral Quemado, fechada en 2,9 Ma. La Formacin Yasyamayo quedara as ubicada dentro de estos lmites temporales.

Los conglomerados han sido interpretados por Bossi et al. (2001) como depsitos acumulados durante el climax de la inversin tectnica en espesores generalmente delgados sobre un pie de monte de relieve alto creciente y bajo un clima rido intenso. La aridificacin del clima es sugerida por las relaciones isotpicas de 613Cy 6180 encalcretos, publicadas por Kleinert y Strecker (2001) y Muruaga et al. (2003). No hay generacin de espacio de acomodacin en este punto y la preservacin se genera por efecto sombra (Bossi et al, 2001) al pie de los relieves emergidos o valles alimentadores de larga actividad (e.g., quebrada de Amaicha). El comportamiento sintectnico de la unidad queda evidenciado por la intensa deformacin local y el desarrollo de discordancias progresivas (como las observadas en laboca de la quebrada de Arca Yacu), junto a fallas de rumbo norte-sur, con intensa actividad sinsedimentaria relativamente reciente.

3. ANLISIS DE LAS LNEAS SSMICAS

La ex empresa estatal YPF nos permiti disponer de una copia de varias lneas ssmicas del valle de Santa Mara y algunas del Campo del Arenal. Estas son las lneas YPF 1549 (Fig. 8) YPF 1553, YPF 1538 e YPF 1542 (Fig. 9) que forman un cuadrado sin unin, en el extremo SE del Campo y la lnea YPF 1603, que se encuentra en el valle de Santa Mara, un poco al norte de la quebrada de Amaicha (Fig. 4).

La interpretacin de estas lneas con los contactos entre unidades y espesores, fue obtenida mediante correlacin con los perfiles de superficie de Las Cuevas (Fig. 3 C) y Barranca Larga (Fig. 3D) y un anlisis de los diseos ssmicos que se observan entre secciones de planos reflectores y tambin por correlacin regional con las lneas del valle de Santa Mara (Fig. 4) y los perfiles estratigrficos relevados en este valle (Fig. 3E).

Mediante la correlacin de los elementos estratigrficos con los estructurales (fallas y pliegues) fue posible construir mapas isopquicos para las Formaciones Hualfn, las Arcas y Chiquimil, que en gran medida muestran la progresin del relleno sedimentario del Campo del Arenal (Figs. 10A, 10B y 10C). Las Formaciones Andalhuala y Corral Quemado no estn presentes en la parte central del Campo del Arenal. Sobre las unidades negenas remanentes, yace discordantemente una sucesin de sedimentos holocenos fluviales con fuerte componente elicade espesor generalmente reducido. Esta relacin indica una etapa de fuerte erosin hdrica y elica en el Campo del Arenal, durante el Plioceno Superior y Pleistoceno.


En cuanto a la geometra del relleno sedimentario en el subsuelo, se puede decir que tienen particularidades comunes y en todas se detecta el contacto sedimentitas/basamento cristalino, que se define como una superficie de no conformidad relativamente plana. Cerca del contacto con el Basamento, es posible observar un plano reflector muy intenso que estimamos corresponde al pasaje de las Formacin Hualfn a la Formacin Las Arcas. Este contraste de impedancia se lo atribuye a un brusco cambio de nivel de litificacin en el pasaje entre las mencionadas formaciones que se advierte claramente en la superficie (Figs. 8 y 9). La correspondencia con paleosuelos de este nivel de reflectores fuertes (ver Dvila et al, 2005) es muy poco probable, considerando la casi ausente injerencia de estos niveles en la estratigrafa local.

La lnea YPF 1549 orientada este-oeste y ubicada cerca del borde sur del Campo del Arenal, muestra fallas inversas manteando hacia el oeste, que originalmente fueron fallas planas normales ahora revertidas (Fig 11A). La posicin del plano reflector intenso que marca el tope de la Formacin Hualfn, indica en estas fallas espesores de sedimento mayores en el bloque colgante adems del desarrollo de una estructura anticlinal. Se puede observar que la reversin no fue total y hay un punto (crculos grises en la figura 11B) donde el rechazo se hace cero (punto neutro). La evolucin de la estructura previa a la inversin tectnica, mediante un progresivo 'backstripping' (descompactacin retrogradante) se esquematiza en la figura 11C Se han usado como niveles de referencia los topes de las formaciones: (1) Chiquimil, (2) Las Arcas y (3) Hualfn (niveles numerados enlafigura HC).Elesquemade la figura 11C permite presumir que la tasa de estiramiento de la litosfera durante la sedimentacin de estas tres unidades fue alrededor de 9%, valor que no fue compensado totalmente durante la inversin tectnica iniciada con la depositacin de la Formacin Andalhuala. Estos efectos expansivos compensados luego durante la etapa compresiva de los elementos sedimentarios localizados en los valles y bolsones, explican la escasa relevancia que tiene la deformacin en la actitud de la pila sedimentaria cenozoica, considerando el inusitado crecimiento del relieve, verificado en igual perodo.


La Lnea YPF 1538 (Fig. 9A) es aproximadamente norte-sury muestra la estructura del subsuelo del Campo de Arenal en su sector oeste. Esta lnea muestra una reduccin brusca de espesores en el extremo sur, que afectan principalmente a las Formaciones Hualfn y Las Arcas, relacionado con la persistencia de un umbral de basamento controlado por una falla normal que buza hacia el norte. Solamente la Formacin Chiquimil supera este umbral. Los afloramientos de la ladera norte del cerro El Durazno (oriental) muestran conglomerados volcnicos en superficie equivalentes al Miembro El spero (ver mapa geolgico en la figura 5).

Hacia el norte, la sucesin cenozoica aumenta de espesor alcanzando su mximo a la altura de la interseccin con la lnea YPF 155 3. Al igual que en el caso anterior, las fallas normales afectan severamente el espesor de la Formacin Hualfn, disminuyendo su influencia hacia arriba. En la lnea YPF 1538 (Fig. 9A) no se observa ninguna estructura anticlinal de manera que la continuacin del anticlinal central de la lnea YPF 1549 no tiene correspondencia. La relacin con el anticlinal que aparece en el extremo este de la lnea YPF 1553 (Fig. 7B) es incierta, al no disponer los autores de las lneas ssmicas intermedias. La lnea YPF 1553 cruza el campo de este a oeste en su parte norte, alcanzando en su extremo oriental los bordos que marcan la presencia del eje del domo pampeano. La lnea YPF 1553 (Fig. 9B) presenta una terminacin en rampa muy inclinada sobre el umbral de basamento cristalino que constituye la continuacin de la sierra de Quilmes y divide el Campo en dos partes. La rampa en cuestin no es alcanzada por la lnea YPF 1549 (Fig. 8A) de manera que la interpretacin y el perfil estructural (Figs. 8B y 8C) contienen una rampa inferida a partir del comportamiento de la lnea YPF 1553.

La lnea YPF 1542 (Fig. 9C), dispuesta norte-sur, corre prcticamente sobre los bordos (uso corriente en Argentina, para lomadas baj as que separan campos o planicies) que marcan un alto del basamento ubicado paralelo al eje del domo pampeano. Como puede observarse, el Basamento Cristalino est cerca de la superficie y el relleno sedimentario es de menor espesor y saltuario, controlado principalmente por fallas normales.

La lnea YPF 1603 (Fig. 4) est ubicada fuera del mapa geolgico (Fig. 5), en el valle de Santa Mara, un poco ms al norte que la boca de la quebrada de Amaicha (Fig. 1), pero se ha incluido en este trabajo por su importancia en el anlisis del relleno sedimentario. Esta lnea muestra claramente un hemigraben desarrollado en una corta extensin este-oeste. Est implantado en poco ms de 21 km enel subsuelo del valle de Santa Mara. Es imposible generar una flexin de la corteza rgida superior, constituida por rocas metamrficas, para acomodar en ese corto espacio 3.000 m de sedimentos como los consignados en su extremo oriental (espesores medidos en superficie), aun considerando un fuerte efecto de sobrecarga. Ninguna de las sierras limitantes alcanza a modificar su desarrollo. La sierra de Quilmes, en particular, est montada sobre el basamento pedimentado de su rampa. Las Cumbres Calchaques, por su parte, muestran en su pie, retazos del Negeno limitados por fallas inversas, que correspondena sectores marginales del hemigraben. Las divisiones en subsuelo han sido definidas a partir de los espesores medidos en superficie y los rasgos estructurales mapeados con mucho detalle.

La sedimentacindelNegeno estuvo relacionada con la actividad de fallas lstricas de crecimiento que se horizontalizan a profundidades no superiores a los 4-5 km, formando hemigrbenes con rampa comn en el centro de la cuenca y depocentros junto a los bordes oeste y este, respectivamente.

La informacin de la lnea YPF 1603, como tambin en otras que siguen ms al norte, muestra este hemigraben partido en dos por una escama de basamento que trae a la superficie las unidades bsales. Gran parte de la sierra de Quilmes y su continuacin en el Campo del Arenal, constituyen la divisoria entre las vertientes occidental y oriental de la parte central de la cuenca, habiendo actuado de rampa comn para los hemigrbenes de Santa Mara y El Cajn, cubierta por escasos sedimentos acumulados sobre un basamento pedimentado. Enel inicio de la sedimentacin negena, el drenaje cruzaba desde elborde oeste de la cuenca en direccin al valle de Santa Mara, para luego en sucesivas etapas dirigirse hacia el sureste (Bossi et al, 2001), debido a la progresiva elevacin de la sierra de Quilmes. Las lneas ssmicas que corren paralelas al valle de Santa Mara y conectan la lnea YPF 1603 (Fig. 4) con las ubicadas en el Campo del Arenal (lneas YPF 1589 y 1572 no representadas), muestran claramente que no hay sedimentitas debajo del bloque de la sierra de Quilmes y el basamento yace sobre basamento, que en este ltimo caso representa los restos de la rampa original.

4. MAPAS ISOPÁQUICOS Y PERFIL ESTRUCTURAL

La informacin brindada por las cuatro lneas ssmicas del Campo del Arenal y otras que entran en el valle de Santa Mara (las mencionadas lneas YPF 1603, Fig. 4, YPF 1572 e YPF 1589), combinada con datos aportados por mapeos de superficie, perfiles estratigrficos de detalle de reas cercanas al Campo, como ser: valle de Santa Mara, cerro El Durazno, sierras de Hualfn, Las Cuevas, sierra del Durazno y valle del Cajn, ha permitido realizar mapas isopquicos en cuatro estadios de relleno de la cuenca: 1) Hualfn, 2) Las Arcas, 3) Los Baos y 4) El spero. El Miembro Jarillaly las Formaciones Andalhualay Corral Quemado, no tienen suficiente participacin en el subsuelo del Campo del Arenal, para encarar la construccin de sus mapas.

La figura 10 A muestra el mapa isopquico del Estadio Hualfn. En ste, es posible observar la sedimentacin, controlada por fallas normales planas organizadas en cascada, dispuestas NO-SE, con rumbo casi diagonal a la orientacin de las masas serranas actuales (sierras de Aconquija, Chango Real, Quilmes, Las Cuevas, Hualfny del Durazno). El espesor mximo aparece recostado sobre la falla de crecimiento y no suele superar los 150 m.

La figura 10 B presenta el Estadio Las Arcas. La sedimentacin est controlada por algunas fallas normales que persisten del estadio previo y salvo en el valle del Cajny Villavil, no supralos 250 m. La organizacin de los depocentros es ms extensay las reas de mxima acumulacin se comunican entre s. El Basamento pedimentado que forma el fondo de la cuenca, est casi totalmente cubierto.

La figura 10C muestra el Estadio Los Baos que implica un desarrollo conespesores crecientes hacia el borde oeste de la Cuenca y un arreglo en hemigra-ben. Numerosas fallas normales sinsedimentarias afectan parcialmente la depositacin. stas estn organizadas en dos direcciones NO-SE (heredadas de los estadios anteriores) y nuevas con direccin NNE-SSO. Los materiales provienen mayormente del borde oeste y del sector NO de la cuenca.

La figura 10D corresponde al Estadio El spero. En este caso se advierte que las direcciones de paleocorrientes medidas en el rea de Villavil y Barranca Larga, son coincidentes con las direcciones de progradacin de los diseos ssmicos observados en las lneas YPF 1538 e YPF 1553. Estos diseos inclinados que indican progradacin de materiales hacia el Campo del Arenal, aparecen tambinenla lnea YPF 1549. El diseo progradante indica un aporte mayor de sedimentos que lo que la subsidencia permite alojar en el piso de la cuenca. Tal situacin parece corresponder a la etapa de mximo crecimiento de los volcanes intracuencales y de expansin trmica de la corteza superior. La escasa subsidencia asociada permiti el ingreso de grandes volmenes de materiales volcanoclsticos psefticos provenientes de la destruccin de los volcanes cercanos (Faralln Negro, cerro Las nimas, Puna Austral). La progradacin observada en la lnea YPF 1549 es originada en la orla de brechas volcanoclsticas que rodea el Complejo Volcnico Faralln Negro, ubicado al sur del Campo y que afloran parcialmente en ese sector. El abanico de progradacin que muestran las lneas YPF 1538 e YPF 1553 (Fig. 9), proviene de un centro volcnico ubicado fuera de la Cuenca y en la misma Puna. Como la unidad tiene un marcado diseo lobular de los espesores a partir de estas dos reas de aporte, su mapa isopquico es totalmente diferente al del Estadio Los Baos.

A partir de informacin de superficie y de datos de subsuelo correspondiente a la lnea YPF 1549 (Fig. 8), se ha confeccionado un perfil estructural por el Campo del Arenal, que cruza desde Barranca Larga hasta el faldeo occidental de la sierra del Aconquija (Fig. 8C).

5. MARCO TECTNICO Y EVOLUCIN DE LA CUENCA CENOZOICA

Bossi et al. (2000) proponen por primera vez la posibilidad de que el relleno de las cuencas cenozoicas en las Sierras Pampeanas nordoccidentales estuvo relacionado con una extensin cortical en el Mioceno temprano, seguida de inversin tectnica que comienza aproximadamente a los 5 Ma. Dos trabajos posteriores mencionanesta posibilidad: Dvila y Astini (2003) proponen una extensin cortical en el Mioceno temprano en la parte sur de los Andes Centrales (Sierras Pampeanas de la Provincia de Crdoba), que permiti el adelgazamiento y debilitacin de la corteza superior que crea las condiciones para la sedimentacin y posterior compresin y elevacin de los bloques de montaa. La idea de expansin en el Mioceno e inversin tectnica posterior en la Sierras Pampeanas, se discute tambin en Ramos et al. (2002). Contrapuesto a estas ideas aparece la opinin de Jordn (1995), quien postul que estas cuencas yacen sobre la corteza continental de la placa sudamericana que fue deformada por fallamiento inverso y flexin del bloque yaciente, generando subsidencia. Esto implicara un sistema de fallas inversas corridas sobre sus bloques hundidos con vergencia hacia el oeste y convergentes en profundidad hacia un plano de despegue en una faja plstica del substrato cristalino. Este esquema implica tambin: la existencia de sedimentos cenozoicos ubicados debajo de los grandes bloques de basamento sobreelevados, una resistencia a la flexin relativamente baj a del basamento cristalino en cortas extensiones este-oeste y una deformacin sensible del cenozoico junto al pie de monte asociada a fuerte acortamiento cortical y abundante participacin de conglomerados. La premisa de que el efecto de sobrecarga de cada bloque de basamento se adiciona a los ubicados ms al este (antepas fragmentado) implicara tasas de subsidencia tectnica y de deformacin y plegamiento (con efectos de canibalismo), crecientes hacia el borde oeste de la cuenca. Dvila et al. (2005), en un trabajo posterior, proponen, a su vez, para la gran cuenca de las Salinas Grandes, las Sierras Pampeanas en general y la llanura Chaco-Santiaguea, procesos relacionados con un modelo de subsidencia regional de >500 km de longitud de onda, inducido por flujos termodinmicos ocurridos en el manto astenosfrico potenciado por subduccin subhorizontal. Este comportamiento relacionado con un evento ocurrido en el Mioceno es de difcil prediccin, aunque resulta aplicable en la formacin del domo pampeano. Las Sierras Nordpampeanas difieren de las Sierras Pampeanas australes en la altitud general y menor extensin de las reas deprimidas (valles y bolsones). En relacin con este aspecto, Dvila et al. (2005) sostienenque las Sierras Pampeanas septentrionales estn isostticamente sobrecompensadas. Los esquemas de interpretacin de las lneas ssmicas, presentados por Dvila et al. (2005), indicaran que toda la sedimentacin ocurri en una tectnica compresiva y la subsidencia ocurra por deflexiones asociadas a una subduccin horizontal y desplazamientos astenosfricos. Este modelo no puede ser confirmado mediante la informacin existente en las Sierras Nordpampeanas, por los siguientes motivos:

Existe un rasgo estructural importante en las Sierras Pampeanas que se conoce como penillanura (Fig. 6) y que ha sido mencionada repetidamente, aunque poco consideradaenelanlisis de la tectnica en el momento de formacin de las cuencas. La penillanura es una superficie paleogeomrfica construida durante un perodo muy prolongado, que quizs abarca desde el Prmico hasta parte del Palegeno. Por el grado de peniplanizacin se puede inferir que la penillanura constitua una gran superficie o pedimento rocoso, de muy escaso relieve, que se extenda por toda el rea pampeana de las provincias de Tucumn, Cata-marca y parte de La Rioja. La penillanura es el piso sobre el cual se acumularon todos los sedimentos cenozoicos del rea considerada, o sea, es un elemento de referencia fundamental en la historia del relleno de las cuencas terciarias de las Sierras Pampeanas. La penillanura est quebrada en numerosos bloques que muestran la superficie paleogeomrfica aplanada, an preservada. Por este rasgo paleogeomrfico se puede establecer la inclinacin y grado de basculamiento de los bloques del basamento pampeano, partiendo de un modelo inicial de una superficie peniplanizada ubicada topogrficamente cerca del nivel del mar (Gavriloff y Bossi, 1992; Bossi et al, 2001). La forma de gran domo alargado de esta megaestructura fue avalada por gravimetra, la que se ajusta a una superficie de tendencia de orden (H. Gentz, comunicacin personal, 1992).

En muchos casos las Sierras Pampeanas (e.g., Quilmes, Velasco y Paimn) son estructuras de escamas apiladas, siendo la escama ms joven la que se ubica debajo de toda la pila. En el caso de la sierra de Quilmes, las escamas estn slo parcialmente apiladas y no tienen una falla inversa continua al pie de ninguna de sus vertientes. Este caso como el de la sierra de Hualfn merece un prrafo aparte.

La sierra de Quilmes en su tramo austral y la sierra de Hualfn tienen la penillanura desarrollada en ambas vertientes. Esto implica que la estructura se gener por ascenso a travs de fallas de tipo 'pop-up' cuasi-verticales, con curvaturas opuestas hacia afuera del eje de la estructura. Es posible aceptar la alternativa de un basamento plegado para la sierra de Quilmes (aunque su radio de curvatura sera muy grande), pero no para el ncleo grantico de la estrecha sierra de Hualfn (Fig. 4), que tiene la penillanura perfectamente plana en ambas vertientes y en una de ellas llega hasta casi la cumbre.
En la sierras de Velasco y Paimn el apilamiento es casi total. El manteo de la penillanura crece a medida que nos alejamos de la escama ms joven (11°) y tiene un manteo mayor en la ms vieja (en las sierras de Paimn y Vinquis es de 50°). Los bloques centrales tienen la penillanura prcticamente horizontal mientras que los alejados del eje central inclinan cada vez ms hacia el este u oeste. El eje del domo cruza por el Campo del Arenal y sigue por la sierra de Capillitas para entrar en el sector oriental del bolsn de Pipanaco y luego cruza la sierra de Ambato, por la quebrada de la Cbila. La estructura del domo fue preservada durante la inversin tectnica que cre nuevas fallas y revirti otras. El lincamiento Tucumn (Mon, 1976), que cruza diagonalmente la gran estructura dmica, est superpuesto a la misma produciendo un desplazamiento dextrgiro de las estructuras precedentes. Este lincamiento est ligado a un escaln mvil y profundo de la litosfera subyacente (Sasso y Clark, 1998) y tiene un papel destacado en el emplazamiento del gran estratovolcn de Faralln Negro (Mioceno Medio). En la figura 5 puede observarse la posicin periclinal del cenozoico (y tambin la penillanura) alrededor del centro volcnico de Faralln Negro, producto de la expansin trmica. El borde occidental de la cuenca se extiende hacia el SSO, ya que afloramientos pertenecientes al Grupo Santa Mara, continan hacia el sur desde el cerro El Durazno (occidental), la Hoyada de las Pailas y ro Las Lajas, entre las sierras de Zapata y Fiambal (localidades citadas en la figura 1).
Las fallas inversas de las Sierras Pampeanas, ubicadas en el flanco oeste de esta gran estructura dmica, son en su mayora reversiones de antiguas fallas inversas (Fig. 5). El diseo de estas fallas muestra muchas veces una vergencia hacia el centro del domo en superficie y posiblemente doblan e invierten su vergencia en profundidad. Del lado oriental del domo la mayor parte de las fallas inversas son nuevas y no tienen relacin definida con la formacin de las cuencas. En todos los casos las fallas son de alto ngulo y superan los 70°. Ramos et al. (2002) consideran probable un diseo de estas fallas similar al que propuso hace varias dcadas Gonzlez Bonorino (1972). La existencia de fallas de alto ngulo sin relacin directa con la sedimentacin es un aspecto fundamental en la interpretacin de la relacin sedimentitas^asamento cristalino. Es frecuente la publicacin de perfiles estructurales con extensas 'colas de Terciario' (20 a 30 km) debajo del basamento pampeano (Gonzlez, 2000; Sobel y Strecker, 2003) o con fallas inversas controlando la acumulacin de la sedimentacin cenozoica. El perfil estructural (Fig. 8C) a la altura de la traza de la lnea YPF 1549, muestra un extenso desarrollo del hemigraben occidental, que tiene su mximo espesorjunto a la sierra de Papachacra, a la altura de Corral Quemado-Villavil.
La lnea YPF 1603 (Fig. 4) que ya fue discutida precedentemente y otras lneas transversales al valle de Santa Mara (e.g., la lnea YPF 1617, frente a Tolombn en la parte norte del valle) definen la presencia de un relleno con un diseo de hemigraben, de escasa extensin en sentido este-oeste y en cuyo desarrollo no estn involucrados los bloques de basamento de la sierra de Quilmes y las Cumbres Calchaques. El Campo del Arenal es el primero de los bolsones pampeanos que con un diseo equidimensional pueblan la regin central del domo. Hacia el sur estos bolsones se hacen ms extensos y an hoy constituyen cuencas de acumulacin activa (Bolsn de Pipanaco, Depresin de las Salinas Grandes, etc.). La sedimentacin activa en el Campo del Arenal concluy prcticamente con la inversin tectnica y la elevacin de su piso a ms de 1.500 m sobre el nivel del mar. Los hemigrbenes de los valles de Santa Mara y el Cajn siguen en el Campo del Arenal, con un desarrollo mucho mayor, en sentido este-oeste, de la rama occidental (Fig. 8).
Existe otro efecto no explicado por el modelo de antepas: el asincronismo marcado del levantamiento de las sierras. En la cuenca de Santa Mara-Hualfn hay sierras de naturaleza intracuencal elevadas casi al final de la inversin tectnica y otras son bordes de cuenca de larga persistencia durante la sedimentacin que comenzaron a elevarse en varias etapas desde el inicio de la inversin tectnica. Esto queda evidenciado por el nivel de evolucin de los abanicos de pie de monte y sus respectivas cuencas imbrferas. Por ejemplo, es marcada la asimetra de evolucin de los abanicos del faldeo de la sierra de Aconquija, en el valle de Santa Mara, que comprende varias etapas de elevacin y pedimentacin (cinco en total) que involucran un lapso Pleistoceno inferior a Holoceno, comenzando a los 2,5 Ma con el primer nivel (Strecker, 1987; Kleinerty Strecker, 2001) y probablemente antes, con la acumulacin en la quebrada de Amaicha de la Formacin Yas-yamayo. Las sierras de Aconquija y Cumbres Calchaques fueron borde de cuenca durante la totalidad de la sedimentacin en el valle. Por el contrario, la sierra de Quilmes tiene sus abanicos orientales muy maduros y extensos, pero formados en una nica etapa de evolucin que quizs se extienda hasta el Pleistoceno superior. Estos abanicos corresponden topogrficamente a los abanicos ms jvenes del faldeo oriental de la sierra de Aconquija (que pueden corresponder en edad a los Pedimentos IV y V, datados ca. 0,3-0,6 Mapor Strecker, 1987). Gran parte de la sierra de Quilmes es una estructura 'intracuencal' y actu de derivador del drenaje desde el momento inicial de la inversin tectnica. La sierra se levant a su actual altura, en tiempos relativamente recientes (Bossi et al, 2000). Las sierras de Chango Real y Papachacra y otras sierras 'intracuencales' como ser el cerro El Durazno (oriental), sierras de Hualfny las Cuevas por el contrario, tienen varios niveles de piedemonte. Los ms antiguos presentan diferentes grados de deformacin y estn representados estratigrfi-camente por el 'Punaschotter' (Penck, 1920) y la Secuencia III (Bossi et al, 1993, 1994, 1999 y 2001) del valle del Cajn y constituyen el borde occidental de la cuenca.
Debe hacerse hincapi, en este punto, en el ambiente depositacional de las sedimentitas cenozoicas desde su contacto con el basamento hasta la discordancia intra Andalhuala. Considerando los depsitos cuyaprovenienciaes el Basamento Cristalino (excluida la participacin de los volcanes del ciclo magmtico de Faralln Negro), puede observarse el dominio de facies fluviales de llanura asociadas a varios eventos lacustres, con escasa participacin de conglomerados. Los sistemas fluviales indican la presencia de ros de llanura de rgimen permanente. Este tipo de sedimentacin est asociada con reas fuentes de escaso relieve, que no presentaron indicios de crecimiento del relieve hasta el momento de la inversin tectnica. La rica fauna de herbvoros, algunos de gran tamao, indica la presencia de extensas superficies cubiertas por pastizales en un ambiente de llanura, posiblemente con un clima de sabana. No existan barreras climticas por el lado este de la cuenca, de manera que los vientos hmedos provenientes del Atlntico llegaban fcilmente, siendo posiblemente la Punay los volcanes de la actual Cordillera de los Andes, la barrera final de stos. Recin a partir de la discordancia intra Andalhuala se advierte una progresiva aridificacin del clima. Los conglomerados soncadavezms frecuentes, conincre-mento de su textura y una reduccin progresiva en su penetracin en la cuenca durante el lapso Plioceno Superior a Pleistoceno Inferior (Formaciones Corral Quemado, Yasyamayo, 'Punaschotter', sucesivamente). La disminucin de la actividad tectnica a partir de la construccin del plano de bajada ms alto en el valle de Santa Mara (ca. 1,2 Ma, Strecker, 1987), determin la acumulacin de conglomerados de piedemonte de escaso espesor y una penetracin limitada dentro de la cuenca. Esta etapa est relacionada con la inversin tectnica, con el ascenso de los bloques de basamento y la ereccin de barreras climticas orientales
Por la natural conformacin de la Cuenca de Santa Mara-Hualfn, desarrollada por abovedamiento seguido de extensin, los depocentros se concentran junto a fallas lstricas que se horizontalizan rpidamente a profundidades de 4-5 km. Estas fallas marcaban inicialmente los bordes oeste (sierras de Chango Real, Papa-chacra, Culampaj y Zapata y Fiambal) y este de la cuenca (sierras de Aconquija, Capillitas y Cumbres Calchaques). El anlisis de los afloramientos localizados a lo largo de los depocentros occidental y oriental y de las lneas ssmicas que cruzan el Campo del Arenal (Fig. 5), muestra un relleno con un diseo de hemigrbenes someros con fallas l stricas que se horizontalizan a 4-5 km de profundidad. Los hemigrbenes tienen una rampa comn, en un alto estructural del basamento, que cruza por el sector oriental del Campo del Arenal entre las sierras de Quilmes y Capillitas.

 

Agradecimientos

Este trabajo ha sido realizado en el marco de proyectos del CONICET y financiados por CIUNT (Universidad Nacional de Tucumn). Agradecemos la colaboracin de S. Georgieff, M.E. Vides, J. Sanagua y L. Ibez (integrantes del IESGLO, Universidad Nacional de Tucumn) por su contribucin en las tareas de campo y laboratorio. Agradecemos muy especialmente a los evaludores Dres. T. Jordn y L. Spalletti por su prolijidad en la correccin de este texto y al editor de la revista que contribuy con apropiados comentarios finales.

 

NOTAS

1 Hoja Beln, a escala 1:250.000 (en elaboracin). SEGEMAR, Carta Geológica Económica de la república de Argentina. Buenos Aires.

 

REFERENCIAS

Allmendinger, R.W. 1986. Tectonic development, south-eastern border of the Puna Plateau, northwestern Argentine Andes. Geological Society American, Bulletin 97: 1070-1082.        [ Links ]

Bensel, C.A. 1986. Contribucin al conocimiento geolgico del sector comprendido entre el ro Ampajango y la quebrada de las Trancas, Depto. de Santa Mara, Provincia de Catamarca. Seminario (Indito), Universidad Nacional de Tucumn, Biblioteca de la Facultad de Ciencias Naturales: 78 p.        [ Links ]

Blair, T.C; McPherson, J.G. 1994. Alluvial fans and their natural distinction from rivers based on morphology, hydraulic processes, sedimentary processes, and facies assemblages. Journal of Sedimentary Research A64 (3): 450-489.        [ Links ]

Bossi, G.E. 1969. Geologa y estratigrafa del sector sur del Valle de Choromoro. Acta Geolgica Lilloana 10: 17-64.        [ Links ]

Bossi, G.E.; Villanueva, A.; Camn, M.; Palma R.; Daz, J. 1984. El Grupo Santa Mara en la Quebrada de Amaicha (Depto. Taf, Pea, de Tucumn). In Congreso Geolgico Argentino, No. 9, Actas 1: 124. San Carlos de Bariloche.        [ Links ]

Bossi, G.E.; Palma, R. 1982. Reconsideracin de la estratigrafa del Valle de Santa Mara, Provincia de Catamarca, Argentina. In Congreso Latinoamericano de Geologa, No. 5, Actas 1: 155-172. Buenos Aires.        [ Links ]

Bossi, G.E.; Ovejero, R.; Strecker, M. 1987. Correlacin entre los perfiles del Terciario superior en la Puerta de Corral Quemado-Hualfn y de Entre Ros (Chiquimil). Provincia de Catamarca, Argentina. In Congreso Geolgico Argentino, No. 10, Actas 2: 117-120. San Mguel de Tucumn.        [ Links ]

Bossi, G.E.; Muruaga, C; Sanagua, J.; Hernando, A.; Quiroga, G.; Ahumada, A.; Gavriloff, I. 1992. Aloestratigrafa del Negeno del Valle del Cajn (Provincia de Catamarca). In Reunión Argentina Sedimentologia No. 4, 3: 137-144. San Miguel de Tucumn.        [ Links ]

Bossi, G.E.; Muruaga, C.M.; Sanagua, J.G.; Hernando, A.; Ahumada, A. 1993. Geologa y estratigrafa de la cuenca Negena Santa Mara-Hualfn (Departamentos Santa Mara y Beln, Provincia de Catamarca). In Congreso Geolgico Argentino, No. 12, Actas 2: 156-165. Mendoza.        [ Links ]

Bossi, G.E.; Georgieff, S.; Muruaga, C; Sanagua, J.; Ahumada, A.; Ibez, L. 1994. The Santa Mara-Hualfn Neogene Basin of northwestern Argentina. In International Sedimentological Congress, No. 14, Resmenes G12-13. Recife, Brasil.        [ Links ]

Bossi, G.E.; Muruaga, C; Georgieff, S.; Ahumada, A.L.; Ibáñez, L.; Vides, M.E. 1997. The Santa Mara Neogene Basin of the Pampean Ranges: an example of mixed tectonic evolution. In Congreso Latinoamericano de Sedimentologa, No. 1, Sociedad Venezolana de Gelogos 1: 97-104. Caracas.        [ Links ]

Bossi, G.E.; Gavriloff, I. J.C.; Esteban, G. 1998. Terciario, Estratigrafa, Bioestratigrafa y Paleogeografa. In Geologa del Tucumn (Giafrancisco, M.; Puchulu, M.E.; Durango de Cabrera, J.; Aceolaza, G.F.; editores). Colegio de Graduados en Ciencias Geolgicas de Tucumn, Publicacin Especial: 87-108. San Miguel de Tucumn.        [ Links ]

Bossi, G.E.; Muruaga, C; GavriloffJ.J.C. 1999. Ciclo Andino. Negeno-Pleistoceno. Sedimentacin (Gonzlez Bonorino, G; Omarini, R.; Viramonte, J.; editores). In Congreso Geolgico Argentino, No. 14, Relatorio 1: 329-360. Salta.        [ Links ]

Bossi, G.E.; Georgieff, S.; Gavriloff, I.; Ibez, L.; Muruaga, C. 2001. Cenozoic evolution of the intramontane Santa Mara Basin, Pampean Ranges, northwestern Argentina. Journal of South American Earth Sciences 14: 725-734.        [ Links ]

Butler, R.F.; Marshall, L.G.; Drake, R.E.; Curtis, G.H. 1984. Magnetic polarity stratigraphy and K-Ardating of late Miocene and early Pliocene continental deposits, Catamarca province, NW Argentina. Journal of Geology 92: 623-636.        [ Links ]

Cabrera, A. 1944. Los Gliptodontoideos delAraucaniano de Catamarca. Revista Museo La Plata (Nueva Serie) 3: 5-76.        [ Links ]

Cowle, J.W.; Bassett, M.G. 1989. Global Stratigraphic Chartj With geochronometric and magneto stratigraphic calibration. International Union of Geological Science, Episodes (supplement) 12 (2).        [ Links ]

Dvila, F.M.; Astini, RA. 2003. Early Mddle Mocene broken foreland development in the southern Central Andes: evidence for extension prior to regional shortening. Basin Research 15: 379-396.        [ Links ]

Dvila, F.M.; Astini, R.A.; Jordn, T.E. 2005. Cargas subcorticales en el Antepas Andino y la planicie pampeana: Evidencias estratigrficas, topogrficas y geofsicas. Revista Asociacin Geolgica Argentina 60 (4): 775-786.        [ Links ]

Flynn, J.J.; Swisher III, C.C. 1995. Cenozoic South American land mammal ages: correlation to global geochronologies. In Geochronology Time Scales and Global Stratigraphic Correlation (Berggren, W.A.; Kent, D.V.; Aubry, M.P.; Hordenbol, I; editors). Society of Economic Paleontologist and Mineralogists, Special Publication 54: 317-333.        [ Links ]

Galván, A.F.; Ruiz Huidobro, O. 1965. Geologa del Valle de Santa Mara. Estratigrafa de las formaciones terciarias. Acta Geolgica Lilloana 7: 217-230.        [ Links ]

Gavriloff, I.J.C. 1999. Caracterizacin de la secuencia parlicanegena del Valle de Santa Mara (Catamarca, Tucumn y Salta, Argentina) y su relacin con la ingresin marina paranaense. In Simposio SulBrasileiro de Geologa, No. 7, Encontr de Geologa do Merco sul, No. 2, Abstracts: 77 p. Foz do Iguau.        [ Links ]

Gavriloff, I.J.C; Bossi, G.E. 1992. Revisin general, anlisis facial, correlaciny edades de las Formaciones San Jos y Ro Sal (Mioceno medio), provincias de Catamarca, Tucumn y Salta, Repblica Argentina. Acta Geolgica Lilloana 17 (2): 5-43.        [ Links ]

Gavriloff, I.J.C; Bossi, G.; Esteban, G.; Nasif, N.; Musalem, S. 1998. El problema estratigrfico de la 'Edad' Mamfero Huayqueriense en la Cuenca Santa Mara-Hualfn(Catamarca,Tucumny Salta). In Congreso Argentino de Paleontologa y Bioestratigrafa, No. 7, Abstract: 128. Baha Blanca.        [ Links ]

Gonzlez Bonorino, F 1950a. Geologa y Petrografa de las Hojas 12d (Capillitas) y 13d (Andalgal). Boletn Direccin General de Industria Minera 70: 1-100. Buenos Aires.        [ Links ]

Gonzlez Bonorino, F. 1950b. Algunos problemas geolgicos de las Sierras Pampeanas. Revista de la Asociacin Geolgica Argentina 5 (3): 81-110.        [ Links ]

Gonzlez, O. 2000. Hoja Geolgica 2766-11. San Miguel de Tucumn. Boletn Servicio Geolgico Minero Argentino, SEGEMAR 245: 123 p. Buenos Aires.        [ Links ]

Groeber, P 1929. Lneas fundamentales de la geologa del Neuqun, sur de Mendoza y regiones adyacentes. Boletn Direccin General de Minas, Geologa e Hidrologa 58: 109 p.        [ Links ]

Jordn, T. 1995. Retroarc Foreland and Related Basins. In Tectonics of Sedimentary Basins (Busby, C.J.; Ingersoll, R.V; editors). Blackwell Science: 331-362. Oxford.        [ Links ]

Kleinert, K.; Strecker, M.R. 2001. Climate change in response to orographic barrier uplift: paleosol and stable isotope evidence from the late Neogene Santa Mara basin, northwestern Argentina. Geological Society of America Bulletin 113 (6): 728-742.        [ Links ]

Kraglievich, L. 1934. La antigedad pliocena de las faunas de Monte Hermoso y Chapadmalal, deducidas de su comparacin con las que le precedieron y sucedieron. Imprenta 'El Siglo Ilustrado': 136 p. Montevideo.        [ Links ]

Kraglievich, L. 1952. El perfil geolgico de Chapadmalal y Miramar, provincia de Buenos Aires. Revista Museo Municipal de Ciencias Naturales 1: 8-37.        [ Links ]

Latorre, C; Quade, J.; McIntosh, W.C. 1997. The expansin of C4 grasses and global change in the table Mocene: stable isotope evidence from the Americas. Earth and Planetary Science Letters, Elsevier Science 146 (1-2): 83-96.        [ Links ]

Linares, E.; Gonzlez, R.R. 1990. Catlogo de edades radimtricas de la Repblica Argentina 1957-1987. In Publicacin Especial, Serie AB' (Didctica y Complementaria). Asociacin Geolgica Argentina 19: 628 p.        [ Links ]

Marshall, L.G.; Patterson, B. 1981. Geology and Geochronology of the Mammal-Bearing Tertiary of the Valle de Santa Mara and Ro Corral Quemado, Catamarca Province, Argentina. FIELDIANA. Geology. New Series 9: 1-78.        [ Links ]

Marshall, L.G.; Butler, R.F.; Drake, R.E.; Curtis, G.H.; Tedford, R.H. 1979. Calibration of the Great American Interchange. Science 204: 272-279.        [ Links ]

Mon, R. 1976. La tectnica del borde oriental de los Andes, en las provincias de Salta, Tucumn y Catamarca, Repblica Argentina. Revista Asociacin Geolgica Argentina 31 (2): 65-72.        [ Links ]

Muruaga, C.M. 1998. Estratigrafa y Sedimentologa del Terciario Superior de la Sierra de Hualfn, entre las localidades de Villavil y San Fernando, Provincia de Catamarca. Tesis Doctoral (Indito), Universidad Nacional de Tucumn, Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lulo: 270 p.        [ Links ]

Muruaga, C.M. 2001 a. Estratigrafa del Membro El Jarillal (Formacin Chiquimil, Mioceno superior), la Sierra de Hualfn, Catamarca. Acta Geolgica Lilloana 18 (2): 265-280.        [ Links ]

Muruaga, C.M. 2001 b. Estratigrafay desarrollo tectosedimentario de sedimentos terciarios en los alrededores de la Sierra de Hualfn, borde suroriental de la Puna, Catamarca, Argentina. Revista de la Asociacin Argentina de Sedimentologa 8 (1): 27-50.        [ Links ]

Muruaga, C.M.; Sial, A.N.; Bossi, G.E. 2003. δ13C and δ18O distributions in the Cerro Pampa section (Santa Mara-Hualfn Basin, Catamarca, Argentina) and their paleogeographic implications. In South American Symposium on Isotope Geology, Short Papers B: 372-375.        [ Links ]

Nasif, N.; Esteban, G.; Musalem, S.; Herbst, R. 1997. Primer registro de vertebrados fsiles para la Formacin Las Arcas (Mioceno tardo), valle de Santa Mara, provincia de Catamarca, Argentina. Ameghiniana 34: 538.        [ Links ]

Nemec, W.; Postma, G. 1993. Quaternary alluvial fans in southwestern Crete; sedimentation processes and geomorphic evolution. In Alluvial Sedimentation (Marzo, M.; Puigdefbregas, C; editors). Blackwell 17: 235-276. Oxford.        [ Links ]

Pascual, R.; Odreman Rivas, O. 1973. Las unidades estratigrficas del Terciario portadores de mamferos. Su distribucin y sus relaciones con los acontecimientos diastrficos. In Congreso Geolgico Argentino, No. 5 (3): 293-338. Baha Blanca.        [ Links ]

Peirano, A. 1943. Algunos yacimientos de fsiles de la parte central del valle de Santa Mara y del valle del Cajn. Universidad Nacional de Tucumn, Cuadernos de Mneraloga y Geologa 3: 1-9.        [ Links ]

Peirano, A. 1945. Estudio Geolgico de la Quebrada de Amaicha. Departamento Taf, Provincia de Tucumn. Universidad Nacional de Tucumn, Cuaderno de Mineraloga y Geologa 4: 1-62.        [ Links ]

Peirano, A. 1956. Observaciones generales sobre latectnica y los depsitos terciarios del cuadrngulo 26°S, 64°30'O, 28°30'S, 67°0 en el Noroeste Argentino. Acta Geolgica Lilloana 1: 1-60.        [ Links ]

Penck, W. 1920. Der Sdrand der Puna de Atacama (NW Argentinien). Ab Handlungen Mathematisch-Physiakalische Klasse der SachsischenAkademie der Wissenschaften 37: 1-420. Leipzig, Alemania.        [ Links ]

Powell, J.E.; Mul, P; Duarte, R.; Ortiz, P; Sanagua, L; Muruaga, C. 1998. Mamíferos de la Formación Chiquimil (Moceno Superior) de la vertiente occidental de la Sierra de Hualfn, Provincia de Catamarca. Acta Geolgica Lilloana 18 (1): 178.        [ Links ]

Proffett, J.M. 1995. Geology of the Bajo de la Alumbrera Porphyry Copper-Golddeposits, Catamarca Province, Argentina. Minera Alumbrera Internal Report: 85 p. Anchorage, Alaska.        [ Links ]

Ramos, VA.; Cristallini, E.; Prez, D. 2002. El levantamiento diacrnico de las Sierras Pampeanas en la zona de subduccin horizontal. In Congreso Geolgico Argentino, No. 15, Actas en CD-ROM: 72. El Calafate.        [ Links ]

Riggs, E.S.; Patterson, B. 1939. Stratigraphy of late Mocene and Pliocene deposits of the Province of Catamarca (Argentina). Physis 14: 143-162. Buenos Aires.        [ Links ]

Rosello, E.A.; Mozetic, ME.; Lpez de Luchi, M.G. 1999. El basalto de la Puerta de San Jos (Beln, Catamarca): un nuevo testimonio derrifting' cretcico en el noroeste Argentino. In Congreso Geolgico Argentino, No. 14, Actas, 2: 194-199. Salta.        [ Links ]

Sasso, A. 1997. Geological Evolution and metallogenic relationships of the Farallon Negro Volcanic Complex, NW Argentina. Ph.D. Thesis (Unpublished), Queens University: 268 p. Kingston, Ontario, Canada.        [ Links ]

Sasso, A.M.; Clark, A.H. 1998. The Farallon Negro Group, northwest Argentina: magmatic, hydrothermal and tectonic evolution and implications fot Cu-Au metallogeny in the Andean back-arc. Society of Economic Geologist, Newsletter 34: 6-18.        [ Links ]

Segovia, M.F. 2004. Estratigrafa del faldeo occidental del Cerro Pampa al sur del Ro Quillay, provincia de Catamarca. Seminario (Indito), Universidad Nacional de Tucumn, Facultad de Ciencias Naturales: 56 p.        [ Links ]

Simpson, G.G. 1974. Notes on Didelphidae (Mammalia, Marsupialia) from the Huayqueriense (Pliocene) of Argentina. American Museum Novitates 2559: 1-15.        [ Links ]

Sobel, E.R.; Strecker, M.R. 2003. Uplift, exhumation and precipitation: tectonic and climatic control of Late Cenozoic landscape evolution in the northern Sierras Pampeanas, Argentina. Basin Research 15: 431-451.        [ Links ]

Sosic, M. 1972. Descripcin geolgica de la Hoja 14d-Tinogasta. Boletn Direccin Nacional de Geologa y Minera 129: 70 p. Buenos Aires.        [ Links ]

Stipanicic, P; Linares, E. 1975. Catlogo de edades radimtricas determinadas para la Repblica Argentina. I aos 1960-1974. Asociacin Geolgica Argentina, Publicacin Especial Serie AB' 3: 45 p.        [ Links ]

Strecker, M.R. 1987. Late Cenozoic landscape development, the Santa Mara Valley, Northwest Argentina. Ph.D. Thesis (Unpublished), Cornell University: 261 p. Ithaca, New York.        [ Links ]

Turner, J.C. 1962. Estratigrafa de la regin al naciente de la Laguna Blanca, Catamarca. Revista Asociacin Geolgica Argentina 17(1-2): 11-46.        [ Links ]

Turner, J.C. 1973. Descripcin geolgica de la hoja lid-Laguna Blanca. Servicio Nacional Minero Geolgico 142: 1-70. Buenos Aires.        [ Links ]

Urreiztieta, M.; Rosello, E.A.; Gapais, D.; Le Corre, C; Cobbold, PR. 1993. Neogene dextral transpression at the southern edge of the Altiplano-Puna (NW-Argentina). International Symposium on Andean Geodynamics No. 2: 267-269.        [ Links ]

 

Manuscrito recibido: junio 6, 2006; revisado/aceptado: noviembre 17, 2008

2010Servicio Nacional de Geologa y Minera