Andean Geology 38 (1): 198-218. January, 2011
formerly Revista Geológica de Chile
www. scielo.cl/andgeol.htm
Ciclos tectónicos, volcánicos y sedimentarios del Cenozoico del sur de Mendoza-Argentina (35°-37°S y 69°30'W)
Cenozoic tectonic, volcanic and sedimentary cycles in southern Mendoza Province, Argentina (35°-37°S y 69°30'W)
Ana María Combina1, Francisco Nullo2
1 CONICET-Instituto de Investigaciones Geológicas. Universidad Nacional de La Rioja. Av. Rene Favaloro s/n, (5300) La Rioja. La Rioja, Argentina. ana.maria.combina@gmail.com
2 CONICET-Departamento de Geología, Universidad de Buenos Aires. Ciudad Universitaria, Pabellón II, 1428, Buenos Aires, Argentina. nullo@newphoenixsrl.com
RESUMEN. En este trabajo se describe la estratigrafía sedimentaria y volcánica asociada a los procesos de deformación de las unidades con edades del Cretácico Tardío al Plioceno Tardío aflorantes en el sur de Mendoza, Argentina, entre los ríos Atuel y Barrancas en el ámbito de la Cordillera Principal. Se proponen tres ciclos tectovolcano-sedimentarios, limitados por discordancias regionales generadas por la acción de las Fases Incaica, Quechua, Pehuenche y Diaguita. El primer ciclo comprende las unidades volcánicas y sedimentarias del Cretácico Superior hasta el Oligoceno Superior (Formaciones Roca y Pircala-Coihueco y el Ciclo Eruptivo Molle). El segundo abarca desde el Oligoceno Tardío al Mioceno Tardío (Formación Agua de la Piedra y las Andesitas Huincán). Por último, el tercer ciclo comprende desde el Mioceno Tardío al Plioceno (Formaciones Butaló, Pincheiras, Loma Fiera, Río Diamante y las Andesitas La Brea).
Palabras clave: Estratigrafía, Volcanismo, Cenozoico, Sur de Mendoza, Argentina.
ABSTRACT.This article describes the volcanic and sedimentary stratigraphy and their associated proces-ses with the Andean deformation during the Late Cretaceous to Late Pliocene. The studied área is located between the Atuel and Barrancas rivers and the Main Cordillera, in southern Mendoza, Argentina. Three tectovolcano-sedimentary cycles limited by regional discordances (Inca, Quechua, Pehuenche and Diaguita) are proposed. The first comprises Upper Oligocene to Upper Miocene volcanic and sedimentary units (Roca and Pircala-Coihueco formations and the Volcanic Cycle Molle). The second extends from the Late Oligocene to Late Miocene (Agua de la Piedra Formation and the Huincán Andesites volcanic cycle). Finally, the third cycle ranges from the Late Miocene to Pliocene (Butaló, Pincheiras, Loma Fiera and Rio Diamante formations and La Brea Andesites).
Keywords: Stratigraphy, Volcanism, Cenozoic, Southern Mendoza, Argentina.
1. Introducción
La sedimentación cenozoica en el ámbito cordillerano del sur de la Provincia de Mendoza responde a la evolución tectónica de la faja plegada y corrida asociada a la actividad volcánica de un arco magmático contemporáneo. Esta conjunción de eventos, generó una columna volcanoclástica, que colmató la cuenca de Malargüe. Los estudios previos realizados por Criado Roque (1950), Ramos y Nullo (1993), Yrigoyen (1993), Baldauf et al., (1997), Parras et al., (1998), Combina y Nullo (1997, 1999, 2000, 2003, 2005), Parras et al., (1998), Achilli et al., (1999), Ramos (1999a y b), Stephens et al., (1999), Parras y Casadío (1999), Nullo et al., (2002, 2004), Narciso (2004), Silvestro y Kraemer (2005 a y b), Prámparo y Papú (2006), Silvestro y Atencio (2008) fueron realizados en disciplinas puntuales (paleontología, geología regional, estratigrafía, sedimentología, etc.), sin concretar un estudio global de todos los eventos que sucedieron contemporáneamente en el área estudiada. El presente trabajo tiene como objetivo resumir la evolución de los depósitos sedimentarios (clásticos, volcanoclásticos y piroclásticos) relacionados con la actividad del arco volcánico y del frente plegado y corrido durante el Cenozoico.
El área de estudio se encuentra ubicada en el sector suroeste de la Provincia de Mendoza, Argentina (Fig. 1). Las secuencias sedimentarias y los cuerpos volcánicos contemporáneos afloran desde el río Diamante, por el norte, hasta el cajón del Molle por el sur, involucrando sedimentitas continentales y marinas del Cretácico Tardío (Grupo Malargüe, Maastrichtiano-Paleoceno?) y alas secuencias sedimentarias, volcanitasy cuerpos subvolcánicos del Paleógeno y Neógeno (Fig. 2). Se establecieron las edades de acuerdo a la Carta Estratigráfica Internacional (2009).
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| FIG. 1. Mapa de ubicación de área estudiada. |
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| FIG. 2. Cuadro estratigráfico local. |
2. Secuencias sedimentarias
Las secuencias sedimentarias cenozoicas estudiadas se apoyan comúnmente sobre la sección superior de las formaciones Roca y Pircala-Coihueco del Cretácico Tardío a Paleógeno Temprano. La primera presenta una amplia distribución dentro de la Cuenca Neuquina, mientras la segunda está restringida a sectores occidentales en el área del Sosneado (Combina y Nullo, 2002 y 2005), bordo Alto del Payún, sierra de Cara Cura (Narciso, 2004), Quebrada Fiera (Gorroño et al., 1978) y Cerro Butaló (Prámparo y Papú, 2006).
2.1. Formaciones Roca y Pircala-Coihueco
La Formación Roca está constituida por una sucesión continua de rocas carbonáticas ('grainstones, oolíticos grises y amarillos) y vaques finas de colores rojizos con ostracodos, pelecípodos, gastrópodos, ammonites, charáceas (Narciso, 2004 y Nullo et al., 2005), quistes de dinoflagelados, acritarcos y algas verdes (Prámparo y Papú, 2006); que corresponde a una plataforma carbonática externa desarrollada en un margen pasivo (Legarreta et al., 1993), mientras que la Formación Pircala-Coihueco está formada por areniscas finas y peritas volcanoclásticas de colores verdes y rojos violáceos. Yrigoyen (1993) y Legarretay Uliana (1999) señalaron la presencia de material piroclástico en su constitución, las que arrojaron edades 40Ar/°9Ar (roca total) que varían entre 63,5±3,2 a 58,4±2,9 Ma (Parras et al., 1998; Parras y Casadío 1999). Esta última unidad en las Lomas de Coihueco (Fig. 3) presenta tres secciones: la secciónbasal comienza con intercalaciones de pequeños canales psamíticos finos, que tienden a ser aislados, dentro de peritas verde grisáceas con alto porcentaje de trizas volcánicas, macisas y niveles aislados de aglomerados de composición traquítica. Paulatinamente los canales se expanden lateralmente con tendencia al amalgamamiento, conformando un sistema de canales fluviales de baja a moderada sinuosidad, probablemente desarrollados dentro de las planicies aluviales distales. La sección media está caracterizada por la presencia de niveles de paleosuelos, con estructuras en bloques y presencia de bioturbaciones. Los paleosuelos han sido erosionados posteriormente por canales principales con desarrollo de barras gravosas y planicies de inundación hacia el techo. Por último, la sección superior pertenece a un sistema fluvial de baj a a moderada sinuosidad y alto parámetro de entrelazados con predominio de carga de lecho, mientras que en las llanuras de inundación se pueden formar áreas donde se produjo decantación, siendo muy común la presencia de depósitos de 'crevasse splay'. En las llanuras de inundación, la acreción vertical es rápida y la incisión de canales indican un paulatino y continuo ascenso en el nivel de base y alta subsidencia, lo que fuerza a los cauces fluviales a ajustarse a un perfil de equilibrio mediante una sedimentación muy rápida.
2.2. Formación Agua de la Piedra
Sobre las unidades antes descritas se dispone un espeso depósito clástico y volcanoclástico de neto origen continental, acotado por discordancias de carácter regional que fue denominado Formación Agua de la Piedra Criado Roque, 1950. Sus exposiciones se reconocen desde la Cuchilla de la Tristeza hasta el Bordo Alto del Payún (Fig. 1). Su posición estratigráfica ha sido discutida por distintos autores, que le asignaron una edad oligocena en el sur, por la presencia de fósiles típicos como Pyrotherium Ameghino, 1888 y Proborhyaena gigantea Ameghino, 1897 (Gorroño et al., 1978) y por correlaciones regionales (Criado Roque, 1950;Bettini et al., 1978; Gorroño et al., 1978;Kozlowsky, 1984; Kozlowsky et al., 2008; Yrigoyen 1993; Cerdeño 2007).
Los depósitos del norte fueron asignados por otros autores al Mioceno Tardío (Baldauf et al., 1997; Combina et al., 1997; Nullo et al., 2005; Combina y Nullo, 2005), basados en dataciones radiométricas 40Ar/39Ar efectuadas sobre anfíboles en los clastos andesíticos de la sección inferior en la Cuchilla de la Tristeza, que arrojaron edades entre 12,4±1,2 y 8,8±0,4 Ma, lo cual planteó una disparidad del rango de los 10 Ma para la misma unidad entre el sur y el norte (Combina y Nullo, 2008).
La Formación Agua de la Piedra presenta dos secciones con características propias. La sección basal, que se dispone discordante sobre la Formación Pircala-Coihueco y está compuesta por un nivel conglomerádico clasto o matriz soportado de composición heterogénea. Algunos clastos presentan barniz del desierto, mientras que todos poseen un alto grado de redondeamiento. La matriz puede variar desde tobácea/argilítica blanca hasta pelítica rojiza, con un espesor entre 25 a 50 m. A este nivel se lo ha denominado originalmente como 'Rodados Lustrosos' siendo su nombre mantenido por diversos autores en la literatura geológica en toda el área de estudio. La composición de los clastos en los afloramientos australes son riolitas y rocas carbonáticas mesozoicas (Fig. 3a), mientras que en los de las Lomas de Coihueco y Cuchilla de la Tristeza su composición es predominantemente de andesitas anfibólicas (Fig. 3b). La presencia de estos conglomerados ha sido señalada como respuesta a la acción de la Fase Orogénica Pehuenche (Combina y Nullo, 2008).
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| FIG. 3. Los 'Rodados Lustrosos' a. rodados lustrosos en la Quebrada Fiera (afloramientos australes de la Formación Agua de la Piedra) y b. rodados lustrosos en la Cuchilla de la Tristeza (afloramientos septentrionales de la Formación Agua de la Piedra). |
La sección superior de esta unidad está constituida por una sucesiónsedimentaria cuyo espesor varía entre 40 y 110 m, dependiendo de su localización. En el sur del área de estudio, en Quebrada Fiera y otras localidades cercanas, es una sucesión uniforme de paleosuelos tobáceos intercalados con niveles de ignimbritas y oleadas piroclásticas (40 m), de colores muy claros (ocre a blanquecino), y contienen fauna mamalífera de edad deseadense (Fig. 4a), siendo cubierta por basaltos pertenecientes al Basalto Palaoco del Ciclo Eruptivo Molle.
Al norte, en las Lomas de Coihueco y Cuchilla de la Tristeza, la sección superior se presenta como una sucesión netamente continental de más de 105 m de espesor, de areniscas y conglomerados con matriz tobácea en un arreglo estratigráfico granoestrato creciente, que es interpretada como un sistema de abanicos coalescentes y eolianitas distales (Combina et al., 1994, 1997; Combina, 2006), (Fig. 4b). En discordancia sobre esta sección superior se disponen las formaciones Loma Fiera y Pincheiras.
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| FIG. 4. Modelos paleoambientales simplificados para la Formación Agua de la Piedra, a. paleoambiente de sedimentación paleógena austral (Quebrada Fiera); b. paleoambiente de sedimentación neógenos para afloramientos septentrionales (Cuchilla de la Tristeza). |
2.3. Formaciones Loma Fiera, Pincheiras y Butaló
La Formación Loma Fiera fue descrita por Yrigoyen (1993) como un conjunto de tobas de lapilli, aglomerados, areniscas tobáceas, niveles de carbonatas y conglomerados de colores rosados, grises y blancos suaves, de espesores variables entre 50 y 100 m, que yace en discordancia sobre la Formación Agua de la Piedra. Combina y Nullo (2000) la interpretaron como un conjunto de oleadas piroclásticas (secas y húmedas), lanares con niveles de carbonatas hidrotermales.
Intercalados con los depósitos volcanoclásticos, se disponen niveles de areniscas gruesas y conglomerados, que se interpretaron como momentos de baja actividad volcánica donde predominó el desarrollo de sistemas fluviales (Combina y Nullo, 2000).
La Formación Pincheiras, fue definida por Criado Roque (1950) para los afloramientos que se ubican sobre el río Malargüe, con espesores superiores a los 400 m. Este potente paquete volcanoclástico está integrado por una sucesión de tobas, tobas aglomerádicas, aglomerados volcánicos de composición andesítica a basandesíticay conglomerados de coloración pardo amarillento a blanquecino, interpretada como depósitos de ignimbritas, oleadas piroclásticas, sistemas fluviales y lahares (Combina et al., 2000; Silvestre et al., 2005; Silvestre y Atencio, 2008).
Es interesante destacar la presencia de carbonatas sinsedimentarios de origen hidrotermal, en las formaciones Pincheiras y Loma Fiera (Combina et al., 2006; Combina y Nullo, 2010), los que fueron relacionados con fenómenos de hidrotermalismo contemporáneos al volcanismo.
La Formación Butaló (Criado Roque, 1950) aflora el noreste de Bardas Blancas con un espesor de aproximadamente 400 m. Está compuesta por tres miembros, el inferior y el superior son clásticos con areniscas y arcilitas de colores claros, gris a verdoso, con escasa participación piroclástica, mientras que el intermedio está constituido por tobas, brechas y aglomerados blanquecinos (Yrigoyen, 1993).
Estas tres unidades se relacionan temporalmente debido a que tienen edades radiométricas equivalentes. La Formación Loma Fiera es del Mioceno Tardío con edades entre 10,5±1,0y 10,0±0,2Ma, 40Ar/39Ar sobre anfíboles (Baldauf, 1993, Baldauf et al., 1997). La Formación Pincheira arrojó 10,8±0,8 Ma (40Ar/39Ar sobre roca total), mientras que la Formación Butaló es asignada al Mioceno Tardío (Yrigoyen, 1993), basada en sus relaciones estratigráficas.
2.4. Formación Río Diamante
Cubriendo gran parte de los asomos anteriores, en el norte de la región estudiada, se dispone la Formación Río Diamante (Combina et al., 1993). Es una secuencia de espesores variables entre 100 y 300 m. Está caracterizada por un conjunto de conglomerados, con intercalaciones de niveles volcanoclásticosy piroclásticos (ignimbritas), de color rosado claro a pardo claro, depositada en sectores medios a distales de abanicos aluviales coalescentes, los que fueron influenciados por la actividad volcánica. Su base presenta un contacto transicional o con suave discordancia sobre las formaciones Agua de la Piedra y Loma Fiera. Por sus relaciones estratigráficas con las unidades subyacentes se la ubica entre el Mioceno Tardío al Plioceno (Combina y Nullo, 1997).
3. Secuencias volcánicas
La evolución del arco volcánico y del retroarco durante el Neógeno para este sector del sur mendocino se caracterizó por tener una intensa actividad. Acorde con la información radiométrica disponible, las primeras manifestaciones de actividad volcánica en el este del frente plegado y corrido ocurrieron aproximadamente entre 24 y 20 Ma, para declinar sobre los 5 Ma, mientras que hacia el oeste y sudoeste se disponen eventos mag-máticos algo más antiguos, entre 42 a 49 Ma (Ramos y Nullo, 1993; Combinay Nullo, 2005).
Se han reconocido inicialmente secuencias volcánicas de retroarco que se reunieron en el Ciclo Eruptivo Molle asignado al Oligoceno a Mioceno Temprano. Más tarde tuvo lugar la actividad de un arco volcánico sobreimpuesto a la estructuración de la faja plegada y corrida, que fue reunido en el Ciclo Eruptivo Huincán del Mioceno Temprano al Mioceno Tardío-Plioceno (Nullo et al., 2002).
3.1. Retroarco (Ciclo Eruptivo Molle)
Las volcanitas reconocidas del Ciclo Eruptivo Molle en esta región (Nullo et al., 2002) están formadas de modo preponderante por coladas basálticas mantiformes y subordinadamente andesitas y riolitas. Lo integran en este sector, el Basalto Molle, Basalto Puntilla de Huincán, Basalto Palaoco y el Complejo Volcánico Cordón del Burrero (Sruoga et al., 2008) y basaltos del Cajón de los Caballos (Silvestro y Atencio, 2008) nominados de acuerdo a las localidades de sus afloramientos (Fig. 5).
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| FIG. 5. Ubicación geográfica y edades absolutas del Ciclo Eruptivo Molle. |
El Basalto Molle en su localidad tipo son flujos lávicos suhorizontales con espesores mayores de 100 m de color negro o gris oscuros, con textura afanítica, dispuestos en el área del Cajón del Molle, su edad absoluta por K-Ar, es de 17±2 Ma sobre roca total (Linares y González, 1990). Los flujos lávicos del Basalto Puntilla de Huincán están integrados por basaltos oscuros, con intercalaciones de bancos de tobas blancas amarillentas. Nullo et al., (2002) consideraron que este basalto es contemporáneo al Basalto Molle. Más al norte, el Basalto Palaoco, en el área al sur de Bardas Blancas, está brechado, mientras que en cercanías de los Castillos de Pincheira poseen una textura porfírica. Su edad radiométrica es variable entre 14±0,7 y 13±1 Ma, determinada sobre anfíboles por el método 40Ar/39Ar (Méndez et al., 1995; Baldauf, 1993). En el cajón de los Caballos (Basalto Los Cerrillos) una secuencia lávica arrojó 23,61±0,26 Ma (Silvestro y Atencio, 2008,2010). Estas secuencias volcánicas son interpretadas mediante estudios geoquímicos como el accionar del volcanismo de retroarco, durante las etapas extensivas de relajación del frente plegado y corrido (Ramos y Nullo, 1993; Nullo et al., 2002). El Complejo Volcánico Cordón del Burrero aflorante a 80 km al oeste de Malargüe sobre el límite internacional está compuesto mayormente por basaltos, mientras que las andesitas y riolitas son subordinadas, integrándose a este ciclo sus edades radiométricas efectuadas por el método 40Ar/39Ar sobre sanidina varían entre 17,97±0,4 a 16,l±0,2May 13±0,23Ma. (Sruoga et al., 2008).
3.2. Arco volcánico (Ciclo Eruptivo Huincán)
Con posterioridad al Ciclo Eruptivo Molle, se desarrolla un volcanismo de composición principalmente andesítica, denominado por Nullo et al., (2002) Ciclo Eruptivo Huincán. Las características petrológicas y geoquímicas analizadas por estos autores les permitieron establecer la presencia de un arco volcánico durante el Neógeno. Este rasgo geotectónico se localizó al oeste del retroarco representado por el Ciclo Eruptivo Molle. Su actividad comenzó aproximadamente a los 20 Ma con la intrusión de diques (Ostera et al., 1999, 2005). Sin embargo, sus períodos de mayor actividad ocurrieron en dos pulsos, uno comenzó aproximadamente a los 12,5 y el otro aproximadamente a 5,9 Ma (Nullo et al., 2002; Ostera et al., 2005).
La actividad magmática más antigua del Ciclo Eruptivo Huincán tuvo lugar con el Complejo Intrusivo Puchenque- Atravesada, con un rango de edad que varía entre 20 y 12,5±1 Ma, determinado por 40Ar/39Ar sobre roca total (Ostera et al., 2005).
También dentro de este ciclo se ubica a un grupo de cuerpos intrusivos, diques y 'sills' desarrollados paralelamente al eje de la faja plegada, que afloran en el área que abarca entre los ríos Atuel y Grande y se han denominado Andesita Huincán (Fig. 6). Su composición es andesítica a basandesítica, son brechosos y de colores oscuros, ocasionalmente grises verdosos, con estructura porfírica y abundante hornbleda y plagioclasa.
Sobre el camino a las Leñas (Figs. 1,6) sobre el río Salado, se disponen cuerpos regulares de basandesitas y basaltos que cortan una estructura plegada y tienen edades entre 13,0±1,0 y 12,6±1,8 Ma determinada sobre anfíboles por el método 40Ar/39Ar (Nullo et al., 2005).
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| FIG. 6. Ubicación geográfica y edades absolutas de los Ciclos Eruptivos Huincán y La Brea. |
Más al sur de esta región, mantos basálticos en el tope del cerro Butaló (Figs. 1, 6) y en el sector superior de las lavas del cajón de los Caballos (Figs. 1, 6) arrojaron edades de 10,59±0,29y 10,83±0,09 Ma por el método mkrPkr, sobre roca total respectivamente (Silvestro y Atencio, 2008).
Cuerpos más jóvenes que la actividad magmática anterior fueron agrupados en la Andesita La Brea (Nullo et al., 2002). Es un conjunto de pequeños cuerpos de composición andesítica, de color verde claro, que presentan cumulatos de hornblendas y piroxenos. Los cuerpos tienen una orientación sudsu-doeste en el área comprendida entre los ríos Diamante y Atuel (Figs. 1, 6) y su actividad ha sido referida entre 10,7±0,5 a 5,8±0,9 Ma en base a dataciones radiométricas 40Ar/39Ar sobre anfíboles (Baldauf et al., 1997; Nullo et al., 2002).
Los episodios iniciales de la Andesita La Brea se correlacionan temporalmente con depósitos piroclásticos de las formaciones Pincheiras, Loma Fiera y Butaló. de amplia distribución en la región.
El desarrollo de los eventos volcánicos (Ciclos Eruptivos Molle y Huincán) en forma paralela a la evolución tectónica de la Faja Plegada y Corrida.
muestra un desplazamiento temporal y geográfico del retroarco y del arco magmático hacia el este.
4. Evolución estratigráfica
El registro estratigráfico del Daniano al Plioceno en la región de Malargüe presenta una activa y complej a evolución plutónica, volcánica y estructural que se verifica en el arreglo temporal y espacial de las sedimentitas clásticas, volcanoclásicas, piroclásticasy de cuerpos magmáticos intrusivos y efusivos. Para su descripción y análisis se la puede dividir en tres etapas o ciclos tectónicos, volcánicos y sedimentarios (CT): el Primer Ciclo se desarrolló entre el Maastrichtiano y el Eoceno Tardío e involucra las formaciones Roca, Pircalay Coihueco y al Ciclo Eruptivo Molle. El Segundo Ciclo abarcó desde el Oligoceno Tardío hasta Mioceno Tardío y comprende las formaciones Agua de la Piedra y el comienzo de la actividad volcánica del Ciclo Eruptivo Huincán y fin de la actividad del Ciclo Eruptivo Molle, mientras que el Tercer Ciclo tuvo lugar entre el Mioceno Tardío y Plioceno y está representado por las formaciones Loma Fiera. Pincheiras y Butaló y el fin de la actividad volcánica del Ciclo Eruptivo Huincán (Fig. 13).
4.1. Primer Ciclo Tectovolcano-sedimentario (CT1)
CT1 comenzó con el desarrollo de la transgresión marina de dominio Atlántico, representada por una zona de acumulación de sedimentitas que de oeste a este pasan de conglomerados a una plataforma carbonática interna (Formación Roca) desarrollada en un margen continental pasivo. La sección superior de esta unidad tuvo lugar en un ambiente intermareal a submareal, en correspondencia con la máxima expansión marina del Maastrichtiano-Daniano (Parras et al., 1998; Parras y Casadío, 1999; Pires et al., 1999; Salgado et al., 2007).
A fines del Paleoceno Temprano comenzó el desarrollo de ambientes continentales (Formación Pircala-Coihueco) con una dirección predominante de depositación sur-sureste (Fig. 7), representada por depósitos de 'lagoons' que se asocian con la caída del nivel del mar y a una suave continentalización de la plataforma abandonada, dispuestos en la sección inferior de esta unidad. Estos sedimentos continentales experimentaron procesos de pedogénesis (Fig. 8), dando como resultado la generación de paleosuelos, los que fueron asociados al levantamiento andino y a la formación de un prisma sinorogénico, que ocurrió cercano a los 55 Ma en una edad aproximada del Eoceno Temprano (Uliana y Dellapé, 1981; Legarreta y Gulisano, 1989; Manceda y Figueroa, 1993,1995)
 | FIG. 7. Modelo paleogeográfico para el CT1. Involucra a las formaciones Roca y Pircala-Coihueco. Se ubica el arco volcánico Paleógeno Inferior (externamente al área de estudio). |
La combinación de la caída del nivel del mar y el ascenso del prisma sinorogénico produjo un momento de 'by-pass' en la cuenca, que quedó registrado en el nivel de paleosuelos, los que fueron interpretados como la manifestación de la fase Incaica, la cual es considerada como una discordancia intraformacio-nal (Combina y Nullo, 2002) (Fig. 8). Sobre estos paleosuelos se observa una fuerte progradación de ambientes continentales, los que se manifiestan como sistemas fluviales de alta energía (sección superior de la Formación Pircala-Coihueco, Fig. 8).
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| FIG. 8. Evolución del CTl donde se observa la ingresión Atlántica en los primeros términos de la columna y la actividad del arco volcánico en el oeste en forma concomitante. Los términos superiores marcan el esbozo del ascenso cordillerano y el desarrollo de depósitos provenientes del oeste. |
En muestras de capas ubicadas estratigráficamente por arriba de estos depósitos no se han encontrado fechados entre el Paleoceno Tardío hasta el Oligoceno Tardío, y este período se ha reconocido como de erosión intensa.
Charrier y Farías (2008) señalaron que en la vertiente chilena de la Cordillera de los Andes es posible observar un período compresivo que se desarrolló entre el Paleoceno/Eoceno Tardío (Fase Incaica). Como consecuencia de este hecho tuvo lugar un ascenso en el área de aporte que hizo variar el sistema fluvial en la zona de estudio, que pasó de un ambiente fluvial de baja energía, canales 'single storey' (sección inferior de la Formación Pircala-Coihueco) a un sistema entrelazado 'multi storey' (sección superior de la misma unidad) relacionados con el alzamiento en sectores medios a altos de las cuencas que alimentaban a este sistema fluvial. El arco volcánico Paleógeno, durante este tiempo, se encontraba situado al oeste-sudoeste del área estudiada, aproximadamente desde los 36°S hacia el sur, fuera del área aquí estudiada (Ramos 1999b; Glodny et al., 2006).
Con posterioridad, durante el Eoceno Tardío al Oligoceno Temprano, este segmento cordillerano, se caracterizó por la ausencia de registro de actividad volcánica o tectónica. La falta de registro sedimentario de esta edad puede deberse a que fue un momento donde predominó la erosión sobre la sedimentación, quizás debido a que el área de estudio se encontraba elevada (Glodny et al., 2006).
4.2. Segundo Ciclo Tectovolcano-sedimentario (CT2)
Durante el Oligoceno Tardío al Mioceno Tardío el Segundo Ciclo Tectovolcano-sedimentario (CT2) estuvo caracterizado por la instalación de pequeñas cuencas intermontanas independientes. Las cuencas fueron colmatadas por secuencias clásticas y piro-elásticas que fueron agrupadas en la Formación
Agua de la Piedra (Combina y Nullo, 2008). La actividad volcánica contemporánea corresponde a el Ciclo Eruptivo Molle, que es interpretado como los últimos episodios del magmatismo de retroarco (Fig. 9a) y las Andesitas Huincán y La Brea (Ciclo Eruptivo Huincán), respectivamente (Fig. 9b), que corresponden al arco volcánico activo.
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| FIG. 9. Modelos de evolución paleogeográfica del CT2. Obsérvese la disposición de los bolsones intermontanos colmatados por el relleno sedimentario (Formación Agua de la Piedra), para las diferentes edades y los ciclos volcánicos contemporáneos a cada uno de ellos. |
Durante este ciclo en el flanco occidental cordillerano (Chile) se desarrolló una etapa de inversión de la Cuenca Abanico que comenzó en el Oligoceno Tardío hasta aproximadamente 16 Ma (Charriery Farías, 2008). A medida que los esfuerzos compresivos se intensificaban en el lado chileno, en el flanco cordillerano oriental se generaban pequeñas cuencas donde se producía la sedimentación contemporánea, representada por la Formación Agua de la Piedra.
Cada cuenca intermontana (Fig. 10) está limitada en su base por discordancias tectónicas cuyo origen fue la Fase Pehuenche (Combina y Nullo. 2008). En cada bolsón intermontano, la edad de la base no es la misma en todas las localidades. Desde el depocentro de la cuenca hacia los bordes las secuencias se acomodan con una discordancia progresiva.
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| FIG. 10. Arreglo estratigráfico para el CT2. Obsérvese las relaciones entre la Formación Agua de la Piedra con el Basalto Palaoco (bolsones australes) y de esta formación con las Andesitas Huincán, las cuales intruyen antes de la generación del bolsón intramontano de la Cuchilla de la Tristeza. La actividad de las Andesitas Huincán es contemporánea a los primeros pulsos de sedimentación en este bolsón. |
Los afloramientos autrales de la Formación Agua de la Piedra representan la sedimentación en la cuenca intermontana más antigua y corresponde a las secuencias dispuestas en la Quebrada Fiera y localidades adyacentes, cuya actividad ocupó desde el Oligoceno Tardío hasta el Mioceno Temprano (19 Ma aproximadamente). Nullo et al., (2002) ubicaron al Basalto Palaoco, del Ciclo Eruptivo Molle, por debajo de secuencias de la Formación Agua de la Piedra en los afloramientos de la Cuchilla de la Tristeza, en el norte del área, sin tener en cuenta que este episodio lávico cubrió a los depósitos de esta misma unidad en el sector austral, quedando estratigráficamente intercalado, en forma temporal entre ambas secuencias (Fig. 10).
En la región austral Silvestro y Atencio (2008, 2010) ubicaron un episodio basáltico preorogénico en 24 Ma, basándose en una datación radiométrica 40Ar/39Ar de un basalto que cubre a depósitos más antiguos del Grupo Malargüe (23,6±0,26 Ma). En los sectores orientales, alejados del frente plegado y corrido, los eventos deformantes del inicio de la Fase Pehuenche solo se pueden evidenciar por la composición de los clastos del conglomerado presente en la sección basal de la Formación Agua de la Piedra en la Quebrada Fiera, los cuales presentan características que indican su proveniencia producto de la destrucción de secuencias mesozoicas que comenzaron a alzarse y erosionarse durante este tiempo. La edad ha sido determinada por su contenido paleontológico, ya referido en párrafos anteriores. De acuerdo a esta manifestación de la edad de la fauna y los aportes de clastos en el conglomerado, se ubica para este tiempo el inicio de la Fase Pehuenche en sectores occidentales.
Durante el Mioceno Inferior finalizó la depositación de la Formación Agua de la Piedra, en las cuencas intermontanas australes, mientras que en el norte, durante el Mioceno Medio comenzó a desarrollarse otra cuenca intermontana similar en el área de la Cuchilla de la Tristeza y Lomas de Coihueco. Esta generación de espacio de sedimentación fue la respuesta a los esfuerzos compresivos en la región (Turienzo y Dimieri, 2008) que se asignan a la actividad de la Fase Pehuenche (Fig. 10).
Las secuencias aflorantes en la Cuchilla de la Tristeza, en su sección superior, señalan un paulatino aumento de la energía de los procesos que reflejan la continua actividad tectónica de la faja plegada y corrida, que en este sector norte son debidos a la acción de la Fase Pehuenche, acompañada de una mayor actividad del arco volcánico (Andesitas Huincán del Ciclo Eruptivo Huincán, Fig. 9).
El CT2 culminó en el Mioceno Tardío, con el inicio de la acción de la Fase Quechua, la cual disectó y tectonizó a la Formación Agua de la Piedra en el área de la Cuchilla de la Tristeza (Fig. 13).
4.3. Tercer Ciclo Tectovolcano-sedimentario (CT3)
El CT3 abarca el ambiente geodinámico y sedimentario de los depósitos volcanoclásicos del Mioceno Tardío al Plioceno Temprano, relacionados a un evento compresional denominado Fase Quechua (Vergara et al., 1995). El arco magmático al mismo tiempo, se expandió hacia el este afectando al antiguo retroarco (Combina y Nullo, 2005).
Inicialmente, bajo estas condiciones geodinámicas, se produjo un nuevo relleno de subcuencas aisladas (Yrigoyen, 1993; Achilli et al., 1999; Baldauf et al., 2007) que Silvestro y Kraemer (2005a y b) incluyeron dentro de la cuenca de Pincheira-Ventana. Debido al aislamiento de las secuencias, por la disposición de las pequeñas cuencas receptoras de los depósitos o por causas tectónicas posteriores, las distintas columnas estratigráficas recibieron distintos nombres en su nomenclatura como formaciones Loma Fiera, Pincheira y Butaló. La Formación Butaló ha sido interpretada como una cuña sedimentaria aislada, sobre la cual se depositaron las formaciones Loma Fiera y Pincheiras, de acuerdo a la localización geográfica de los depocentros, lo que explica la posición discordante a pseudoconcordante de estas tres unidades sobre los depósitos del Segundo Ciclo Tectovolcano-sedimentario (CT2) después de la acción de la Fase Quechua.
Estas secuencias volcanoclásticas y piroclásticas de las formaciones Loma Fiera y Pincheiras, están ligadas a sus orígenes relacionados con fenómenos piroclásticos y volcanoclásticos. Nullo et al., (2005) han señalado que la Formación Pincheiras está conformada por depósitos de ignimbritas, oleadas piroclásticas secas y depósitos de carbonates sinsedimentarios hidrotermales (travertinos), los que se originaron en áreas proximales del centro eruptivo (Combina et al., 2006; Combina y Nullo, 2010), mientras que la Formación Loma Fiera está formada por depósitos de oleadas piroclásticas secas y húmedas que se intercalan con flujos hiperconcentrados y canales fluviales con desarrollo de barras transversales, que corresponderían a los sectores más alejados del centro volcánico, mientras que en cercanía a los centros volcánicos activos se produjeron los fenómenos laháricos (Combina y Nullo, 2000).
En los sectores más distantes de los centros efusivos hay sedimentación netamente piroclástica (ignimbritas) producto de los momentos de alta actividad eruptiva, seguidos de períodos de calma, donde se produjo la instalación de los sistemas fluviales que retrabaj aron y redepositaron los materiales piroclásticos, en un ambiente de abanicos volcanoclásticos medios a distales (Fig. 11).
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| FIG. 11. Diferentes ambientes piroclásticos y volcanoclásicos desarrollados en el CT3 (formaciones Pincheiras y Loma Fiera). |
Los depósitos de carbonates sinsedimentarios (travertinos), intercalados en la sección basal de la Formación Pincheiras (Combina et al., 2006; Combina y Nullo, 2010), señalan la presencia de 'hot springs', con aguas termales subterráneas enriquecidas en CO2 durante este tiempo, que probablemente generaron pequeños cuerpos ácueos de baja energía.
La continua deformación del frente plegado y corrido presenta un nuevo pulso de reactivación tectónica, ubicado entre los 6 a 5 Ma (Baldauf, 1993; Combina et al., 1993; Silvestro y Kraemer, 2005a y b; Silvestro et al., 2005), el que transporta tectónicamente hacia el oriente a los depósitos de las cuencas de Pincheiras-Ventana. Lo mismo ocurre al norte, en el área de la Cuchilla de la Tristeza (Dimieri et al., 2005; Turienzo y Dimieri, 2005). En el área de Malargüe se forma la estructura del Anticlinal de Malargüe (Silvestro y Kraemer, 2005a y b), mientras que en el área al norte de El Sosneado se localiza el alzamiento de la cuña de la Cordillera Frontal, al norte del río Diamante. Ambos procesos tectónicos dieron como resultado cuencas de tipo 'piggyback' en el bloque colgante (Dimieri et al., 2005; Silvestro et al., 2005; Turienzo y Dimieri, 2005).
Combina et al., (1995) y CombinayNullo(1993, 1997,1999) interpretaron los depósitos más jóvenes de la Formación Río Diamante, que cubre parte de la Cuchilla de la Tristeza como una secuencia media a distal de abanicos aluviales coalescentes con ambientes eólicos subordinados. Estos abanicos aluviales han estado ampliamente influenciados por la actividad volcánica contemporánea, la que ha quedado expresada en niveles de ignimbritas y lahares intercalados (Fig. 12a).
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| FIG. 12. a. Paleoambiente de sedimentación para la Formación Río Diamante; b. Evolución tectosedimentaria de la Formación Río Diamante sobre la base de la litología de los clastos de los depósitos aluvionales (mod. Combina y Nullo,1993). |
Un nuevo pulso tectónico atribuido a la Fase Quechua queda registrado en el frente activo con el corrimiento El Sosneado, que pone en contacto rocas pertenecientes al Grupo Malargüe (Cretácico Tardío) con rocas pertenecientes a la Formación Vaca Muerta (Cretácico Temprano) al norte de la región estudiada. Este alzamiento relacionado genera procesos de autofagocitación de las secuencias proximales de los abanicos aluviales de la Formación Río Diamante (Fig. 12b), lo que explicaría la inexistencia de estos depósitos en algunos sectores.
Concomitantemente se produjeron numerosos cuerpos subvolcánicos agrupados en la Andesita La Brea (que han arrojado valores radiométricos 40Ar/59Ar de 5,3±1,8 Ma, en anfíboles). Estos intrusivos se emplazaron pre y postectónicamente en el frente de la Cuchilla de la Tristeza (Baldauf et al., 1997).
Este lapso entre el Mioceno Tardío y el Plioceno Temprano está atribuido al accionar Tardío de la Fase Quechua y es coincidente con la deformación propuesta para el área de estudio por Silvestro y Kraemer (2005a y b).
Con el continuo accionar tectónico, nuevos depósitos volcanoclásticos de la Formación Río Diamante se acumularon al este del frente plegado y corrido y fueron deformados y alzados durante la Fase Diaguita entre 3-2,5 Ma (Combinay Nullo, 1997).
5. Correlaciones
Las posibles correlaciones de los ciclos eruptivos y tectónicos aqui expuestos pueden equipararse tentativamente con episodios equivalentes reconocidos en el sector cordillerano occidental del lado de Chile.
Las secuencias agrupadas en el Ciclo Eruptivo Molle (24-13 Ma) pueden correlacionarse con parte de la formaciones Coya Machalí/Abanico (Kay et al., 2005) del Oligoceno-Mioceno Temprano, mientras que el Ciclo Eruptivo Huincán (13-5 Ma) es parcialmente equivalente con el Complejo Volcánico El Teniente/Formación Farellones (Kay et al., 2005). Nullo et al., (2006) interpretaron que las rocas de Ciclo Eruptivo Huincán pertenecen a un arco frontal con un quimismo similar al que presenta el Complejo Volcánico El Teniente. Mientras que el Complejo Volcánico Cordón del Burrero, aquí incluido en el Ciclo Eruptivo Molle fue tentativamemte correlacionado con el sector inferior de la Formación Farellones (Sruoga et al., 2008, Fig. 13).
Desde el punto de vista de la evolución tectónica de la faja plegada de Malargüe, en el contexto del empuje occidental y su desplazamiento tectónico hacia el este, los tiempos y procesos involucrados durante el Cenozoico, aquí asociados a diferentes fases diastróficas, se corresponden parcialmente con aquellos sintetizados por Kay et al., (2005), los que se basaron en investigaciones efectuadas en el sector cordillerano de Chile. En parte, también se corresponden con los episodios de predeformación S0 (24 M) y de deformación S1 (18 Ma), S2 (11 Ma) y S3 (8-2 Ma) descritos por Silvestro y Atencio (2010) para el sector austral de este estudio. S1 es parcialmente equivalente con la actividad de la fase Pehuenche, S2 se corresponde con la fase Quechua y S3 está parcialmente asociado con la fase Diaguita (Fig. 13).
6. Conclusiones
6.1. Sobre las cuencas
Se han reconocido eventos tectónicos coincidentes con los ciclos diastróficos o Fases Incaica (65 a 56 Ma), Pehuenche (28-12 Ma), Quechua (11-7 Ma) y Diaguita (3-2,5 Ma).
Los depósitos sedimentarios continentales intermitentes estudiados, asociados al alzamiento cordillerano, presentan una participación piro-elástica proveniente de la actividad volcánica del arco magmático.
Durante el lapso Maastrichtiano Tardío-Plioceno Temprano, en el área de estudio, se produjo sedimentación continental clástica, volcanoclástica y piroclástica, la cual estuvo influenciada por el alzamiento cordillerano y el volcanismo contemporáneo. La presencia de estos procesos alicíclicos, produjo pulsos en la sedimentación, que fueron colmatando los espacios de sedimentación disponibles.
6.2. Sobre los ciclos tectovolcano-sedimentarios
Se determinaron tres ciclos tectovolcano-sedimentarios, denominados CT1, CT2 y CT3. El Primer Ciclo (CT1) corresponde a la sedimentación paleógena inferior (formaciones Roca y Pircala-Coihueco); los centros volcánicos contemporáneos se hallan fuera del área de estudio (65-56 Ma). El Segundo Ciclo (CT2) corresponde a la sedimentación de la Formación Agua de la Piedra y los centros volcánicos contemporáneos, que están representados por los depósitos de los Ciclos Eruptivos Molle y Huincán (25-10 Ma). Por último, el Tercer Ciclo (CT3) está representado por a las formaciones Butaló, Loma Fiera, Pincheiras y Río Diamante, de origen netamente piroclástico y volcanoclástico y contemporáneas al último pulso del Ciclo Eruptivo Huincán (10-2,5 Ma).
6.3. Sobre el volcanismo
Durante el Paleógeno el arco volcánico andino se encontraba ubicado fuera del área estudiada y sus productos magmáticos no quedaron registrados.
El volcanismo Neógeno está representado por los Ciclos Eruptivos Molle y Huincán. El primero, del Oligoceno Tardío, es característico de un retroarco (Baldauf, 1993; Nullo et al., 2002), mientras que el segundo, del Mioceno Inferior a Medio, es del volcanismo de arco (Baldauf, 1993; Nullo et al., 2002).
Los mantos lávicos del Complejo Eruptivo Molle cubren los depósitos continentales de las cuencas intermontanas australes, donde se depositó durante el Oligoceno la Formación Agua de la Piedra.
En la Cuchilla de la Tristeza, la actividad volcánica de la Andesita Huincán es pre y sinse-dimentaria a los depósitos de la Formación Agua de la Piedra.
La actividad de la Andesita La Brea es pre y postectónica respecto de la actividad del Corrimiento Sosneado. Sus productos volcanoclásticos (con o sin retrabajo posterior) son reconocidos como formadores de la Formación Río Diamante, del Mioceno Tardío a Plioceno Medio.
6.4. Sobre la Formación Agua de la Piedra
La Formación Agua de la Piedra es un conjunto sedimentario complejo de origen continental, en cuya base se disponen niveles de conglomerados denominados Rodados Lustrosos, que tapizan el fondo de pequeñas cuencas intermontanas con evoluciones independientes tanto en el tiempo, como en el espacio. Los depósitos ubicados al sur son más antiguos que los ubicados al norte.
En la base de la Formación Agua de la Piedra se dispone una discordancia como resultado del inicio de la actividad de la Fase Pehuenche. En el área de estudio la actividad de esta fase es netamente diacrónica entre el Oligoceno y el Mioceno Medio.
Agradecimientos
Los autores agradecen las contribuciones de varios investigadores que acompañaron las diferentes campañas desde 1990 al presente, con especial énfasis al Ph.D. G. Stephens, recientemente fallecido, así como también las lecturas críticas de los Dres. E. Godoy, J. Silvestre y M. Atencio que actuaron como jurados y del editor Dr. M. Suárez.Todos quienes efectuaron comentarios que mejoraron notablemente la presente contribución.
Este trabajo es el resultado de varios años de labor que fueron financiados con diferentes proyectos de instituciones como National Geographic Society, SEGEMAR, CONICET y UBA. Los avances más significativos fueron realizados con fondos provenientes de los PIP-CONICET 5121 (2005-2007) y PIP-CONICET 112-200801-01723 (2009-2011).
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Manuscript received: July 10, 2009; revised/accepted: September 23, 2010.
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