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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión On-line ISSN 1851-8249

Rev. Asoc. Geol. Argent. v.60 n.2 Buenos Aires abr./jun. 2005

 

Interpretación de la estructura del frente montañoso en la zona del río Diamante, Mendoza

Turienzo, M.M.1,2 y Dimieri, L.V.1,2

1Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur, Bahía Blanca (8000). Fax: (0291) 4595148.
2CONICET.
E-mail: turienzo@uns.edu.ar

RESUMEN
En la zona de unión entre el arroyo Las Aucas y el río Diamante (69° 30' LO; 34° 40' LS) se observan una serie de estructuras, de escala kilométrica, que afectan a las rocas de la Cordillera Principal y de la Cordillera Frontal. Un bloque rígido de basamento es ascendido sin sufrir plegamiento mediante una falla inversa ubicada al este del mismo mientras que la cubierta sedimentaria adosada a dicho bloque constituye una estructura anticlinal volcada hacia el antepaís, cuyo flanco más empinado es deformado intensamente. Las características observadas pueden ser explicadas por más de un modelo para estructuras que involucran al basamento. Realizar múltiples interpretaciones puede constituir una herramienta útil para conocer los procesos geológicos actuantes y ser así una guía al momento de dilucidar las estructuras resultantes, de macro y meso escala, tanto en afloramientos como en el subsuelo. Un retrocorrimiento que se desprende del bloque de basamento elevado produce un anticlinal con vergencia hacia el oeste. Esta estructura es interpretada mediante un modelo geométrico y cinemático que puede combinarse con cualquiera de los utilizados para las estructuras mayores. Los estudios realizados remarcan el estilo de deformación que afecta al basamento y la cubierta, y sus características diagnósticas pueden ser utilizadas para comprender la deformación en los sectores más internos del orógeno, incluso donde no se hallen expuestas las rocas del basamento. Mediante dos secciones retrodeformables, interpretadas con un modelo de unión triple y un modelo de trishear, se calcularon los valores de acortamiento.
Palabras clave: Modelos cinemáticos. Estructuras andinas. Retrocorrimientos. Mendoza. Secciones balanceadas.

ABSTRACT
Structural interpretation of the mountain front in the Río Diamante zone, Mendoza. At the junction of Las Aucas stream with the Diamante river (69° 30' W; 34° 40' S) kilometre-scale structures affecting both Cordillera Principal and Cordillera Frontal rocks were surveyed. A rigid basement block is uplifted, without folding, by a reverse fault at its eastern edge. Sedimentary cover above this block forms an anticline whose steeply dipping limb is highly deformed. Several models for basement-involved structures can explain the observed features. Multiple interpretations can be a useful tool to understand the geological process involved and a guide for predicting both macro- and mesoscale structures in outcrops or at the subsurface. A backthrust which detached from the uplifted basement block, produced a west-verging anticline. This structure is interpreted using a geometric and kinematic model, which can be combined with any of those used for major structures. Our studies highlight the deformation style affecting both basement and cover rocks. Its typical features can be used to understand the deformation in more internal parts of an orogenic belt, including those areas where basement rocks are not exposed. Shortening values were calculated from two retrodeformable cross-sections interpreted with the triple junction and Trishear models for basement-involved structures.
Key words: Kinematic models. Andean structures. Backthrusts. Mendoza. Balanced cross-sections.

Introducción

La zona bajo estudio se ubica en la región centro oeste de la provincia de Mendoza, próxima a la intersección 69°30' LO- 34°40' LS, unos 100 kilómetros al norte de la localidad de Malargüe (Fig. 1a) y al oeste de la ciudad de San Rafael. Dicho sitio comprende los alrededores de las Lomas Bayas, en cercanías de la unión entre el arroyo Las Aucas y el río Diamante (Fig. 1b). El sector analizado involucra a las provincias geológicas Cordillera Principal, representada aquí por la faja corrida y plegada de Malargüe (Kozlowski et al. 1993), y Cordillera Frontal constituida por un bloque de rocas ígneas y metamórficas que conforman el cordón del Carrizalito. La estructura del extremo sur de dicho cordón es interpretada como un bloque rígido de basamento ascendido por una falla inversa ubicada en su margen oriental, conocida como falla El Carrizalito. La cubierta sedimentaria adosada a este bloque constituye una estructura anticlinal con vergencia hacia el sudeste, en la cual las capas del limbo de mayor buzamiento son intensamente deformadas y finalmente cortadas por el corrimiento. La estructura que da origen a las Lomas Bayas correspondería a un anticlinal con vergencia hacia el oeste asociado a un retrocorrimiento que se desprende del extremo oriental del bloque de basamento elevado (Turienzo y Dimieri 2005).

Figura 1: a) Mapa de ubicación del área de estudio. b) Mapa geológico del sector de Lomas Bayas, al oeste de la unión del río Diamante y el arroyo Las Aucas, provincia de Mendoza.
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Existen en la actualidad una gran cantidad de modelos geométricos y cinemáticos para explicar el desarrollo de estructuras compresivas que involucran al basamento en la deformación, distinguiéndose dos lineamientos conceptuales bien definidos. Por un lado están los modelos en que las estructuras se representan esencialmente con geometría curva y que pueden ser balanceados por área mediante métodos numéricos (Erslev 1986, 1991, Erslev y Rogers 1993, Allmendinger 1998). En el segundo tipo de modelo las estructuras se representan generalmente simplificadas y con geometría kink (Narr y Suppe 1994, McConnell y Wilson 1993, McConnell 1994, Mitra y Mount 1998) y en los mismos se puede realizar gráficamente un balance por área y longitud de líneas. A pesar de las diferencias expuestas entre éstos, existen ciertas características de la deformación, esencialmente en cuanto a los procesos y las estructuras resultantes en la cubierta sedimentaria, que son comunes a ambos. Los modelos de los autores citados explican el desarrollo de las grandes estructuras que afectan al basamento y el plegamiento asociado de la cubierta sedimentaria. En algunos de ellos también se analizan las estructuras de menor escala que pueden ocurrir internamente en ambas unidades estructurales durante el transcurso de la deformación. A pesar del exhaustivo análisis de la deformación y la geometría de las estructuras llevado a cabo en los diferentes modelos, se ha estudiado poco la generación de estructuras subsidiarias tales como retrocorrimientos, que pueden ser rasgos muy frecuentes en los cinturones corridos y plegados. Recientemente se ha elaborado un modelo cinemático que relaciona geométrica y analíticamente los elementos vinculados a la formación de retrocorrimientos asociados a la elevación de bloques de basamento mayores (Turienzo y Dimieri 2005).

El objetivo de esta contribución es interpretar y analizar la geometría y cinemática de las estructuras presentes en el sector cordillerano oriental del río Diamante, tanto las de gran escala como las más pequeñas asociadas a las mismas, utilizando los conceptos de diferentes modelos para estructuras que involucran al basamento. La comparación de las diferencias y similitudes geológicas y geométricas entre diversas interpretaciones nos ayudará a entender la historia deformacional de esta región. Este tipo de análisis estructural posibilita comprender con mayor claridad los procesos geológicos actuantes y las estructuras resultantes independientemente de lo predicho por un modelo en particular (método de multiple working hypotheses o método darwiniano (Moores y Twiss 1995, pág. 249). Estos estudios llevados a cabo en la zona del frente orogénico aflorante revisten gran importancia ya que allí es posible observar el estilo de deformación que afecta tanto a las rocas de la Cordillera Principal como a las de la Cordillera Frontal. Tales características pueden ser utilizadas para analizar la deformación en los sectores más internos del orógeno, incluso donde no se hallen expuestas las rocas del basamento. La construcción de dos secciones retrodeformables en las cuales las estructuras fueron interpretadas tanto con geometría kink (modelo de unión triple) como redondeadas (modelo de trishear) permitió cuantificar los valores de acortamiento.

Geología del área

La faja corrida y plegada de Malargüe se caracteriza por la participación del basamento estructural en la deformación (thick-skinned fold-thrust belt) mientras que el cordón del Carrizalito es un bloque ascendido mediante fallas inversas, integrado por rocas ígneas y metamórficas de edades paleozoicas hasta permo-triásicas. A estas latitudes, el límite entre la Cordillera Principal y la Cordillera Frontal sigue aproximadamente el curso del río Diamante. La separación de estas dos provincias geológicas ha sido objeto de discusión desde hace tiempo y se basa fundamentalmente en criterios geográficos, orográficos y estratigráficos. Sin embargo desde el punto de vista estructural, como ha sido destacado desde los comienzos del siglo pasado, se hallan estrechamente vinculadas en el modo en que han sido afectadas por la tectónica andina (Gerth 1931, Groeber 1947, Polanski 1963, entre otros). Alguno autores sugieren que si bien el levantamiento de ambas cordilleras pudo haber estado vinculado, el estilo estructural de inversión tectónica de fallas de rift de la Cordillera Principal difiere del estilo de bloques levantados de la Cordillera Frontal (Giambiagi y Ramos 2002, Giambiagi 2003). Trabajos regionales de relevamiento geológico han sido presentados en las hojas geológicas 29b, Cerro Sosneado (Volkheimer 1978) y 3569 I Volcán Maipo (Sruoga et al. 2002) mientras que la estructura de este sector cuenta sólo con algunos estudios de detalle y semidetalle (Baldi et al. 1984, Kozlowski 1984, Kozlowski et al. 1989 b, 1993, Nullo y Stephens 1993, Manceda y Figueroa 1995, Ramos 2002, Turienzo y Dimieri 2005).

Estratigrafía

El relevamiento de la zona estudiada permitió reconocer materiales de edades y características muy diversas siendo mayoritarias las unidades mesozoicas, aunque las rocas terciarias y cuaternarias presentan también una gran extensión areal (Fig. 1b). Los tipos litológicos de las unidades basales, si bien afloran en este sector, cobran mayor importancia hacia el norte debido al surgimiento de la Cordillera Frontal. La columna estratigráfica de la zona de estudio, con las edades y espesores correspondientes se observa en la figura 2 y las características litológicas de cada unidad se describen brevemente a continuación.

Figura 2: Columna estratigráfica de la zona estudiada.

Basamento pre-jurásico

Se incluyen dentro de esta unidad las rocas sedimentarias y metamórficas de bajo grado de la Formación Las Lagunitas (Devónico, Volkheimer 1978) las cuales fueron intruidas por la Tonalita Carrizalito (Carbonífero, Dessanti y Caminos 1967). Este conjunto ígneo-metamórfico fue a su vez intruido por rocas graníticas y cubierto por materiales volcánicos y piroclásticos de composición basáltica a riolítica, correspondientes al ciclo Choiyoi (Llambías et al. 1993).

Grupo Mendoza (Tithoniano-Barremiano)

Esta unidad tiene un carácter netamente transgresivo en el área del río Diamante, caracterizándose por facies de borde de cuenca que cubren discordantemente al zócalo prejurásico. En la zona de Lomas Bayas se observa un potente conglomerado basal, con abundantes estructuras sedimentarias, que pasa gradualmente a areniscas calcáreas, amarillentas, en parte conglomerádicas y hacia la parte superior dominan netamente los bancos calcáreos, con abundante contenido fosilífero. Esta sucesión corresponde a las Formaciones Vaca Muerta, Chachao y Agrio, respectivamente (Sruoga et al. 2002), e indicarían la transición de un ambiente deposicional continental a uno marino marginal. El espesor total, según Volkheimer (1978) es de 155 metros.

Grupo Rayoso (Aptiano-Cenomaniano)

En la concepción actual este grupo ha sido dividido en dos unidades, la Formación Huitrín, integrada fundamentalmente por depósitos evaporíticos y carbonáticos y la Formación Rayoso, con facies terrígenas de color rojizo, mayormente pelitas y areniscas (Sruoga et al. 2002). Las rocas de este grupo indicarían una alternancia entre un medio marino hipersalino y un ambiente continental, de tipo barreal a fluvial (Sruoga et al. 2002). En el área estudiada en el presente trabajo, fundamentalmente de las Lomas Bayas hacia el este, esta unidad pierde desarrollo. Tanto al norte como al sur del río Diamante se produce un paso gradual de las rocas calcáreas del Grupo Mendoza a sedimentos clásticos rojizos, que bien pueden pertencer a la Formación Rayoso como a la suprayacente Formación Diamante. Solo en algunos sitios se observan algunos bancos calcáreos, con niveles evaporíticos, pero que en ningún caso alcanzan espesores notables y por lo tanto esta unidad no ha podido ser representada en las reconstrucciones llevadas a cabo en la presente contribución.

Formación Diamante (Neocenomaniano-Campaniano)

A esta unidad pertenece un grupo de materiales clásticos rojizos, incluidos en el ciclo Diamantiano de Groeber (1946) y denominados Formación Salas por Volkheimer (1978). Comprende principalmente areniscas y conglomerados, con diversas estructuras sedimentarias, de un color rojo intenso, y serían en parte equivalentes al Grupo Neuquén (Bettini et al. 1978, Legarreta y Gulisano 1989). Los espesores de esta unidad en la región del río Diamante oscilan entre 100 y 250 m, estando representada por facies de abanicos aluviales y cursos entrelazados, propios del borde de la cuenca (Cruz 1993). Consideramos para este sector el espesor mínimo, 100 m, lo cual es coherente con las observaciones de campo y con las mediciones registradas en el pozo YPF Md.N.RD x-1 (Baldi et al. 1984).

Grupo Malargüe (Maastrichtiano-Daniano)

Ha sido subdividido en cuatro formaciones por Legarreta y Gulisano (1989). La Formación Loncoche está integrada en su base por conglomerados y areniscas gruesas que pasan a materiales de menor granulometría. La Formación Roca contiene calizas, limolitas calcáreas y areniscas coquinoideas, además de un rico contenido fosilífero. Las Formaciones Pircala y Coihueco, tratadas conjuntamente, contienen sedimentos clásticos finos de un característico color verde claro (Sruoga et al. 2002). El espesor conjunto de todas las formaciones supera los 500 m en el arroyo Las Aucas. Para la sección aflorante al este de Lomas Bayas consideramos un espesor de 350 m, en acuerdo con los datos de la mencionada perforación (Baldi et al. 1984).

Formación Agua de la Piedra (Mioceno medio)

Está compuesta por una secuencia granocreciente, con abundantes areniscas rojizas, tobáceas, en la parte basal que gradan a facies conglomerádicas, con clastos andesíticos, que predominan hacia la parte superior. Corresponderían a un ambiente de abanicos aluviales, en secuencias de cabecera a cuerpo externo, asociados al ascenso de los Andes (Combina et al. 1994, Combina et al. 1997). Los espesores son altamente variables pudiendo alcanzar varios cientos de metros y de acuerdo a lo observado en la zona aquí estudiada se considera un espesor de 350 m.

Formación Río Diamante (Plioceno)

Se trata de una serie de areniscas, y areniscas conglomerádicas con abundante material volcánico, de un predominante color rosado. Estas sedimentitas se apoyan en discordancia sobre la Formación Agua de la Piedra y corresponden a un ambiente de ríos entrelazados ubicados en la porción distal de abanicos aluviales (Combina et al. 1993). Al este del arroyo Las Aucas descansan en posición subhorizontal y Combina et al. (1993) midieron un espesor de aproximadamente 110 m, aunque su base no es visible. En otros sectores superaría los 500 m (Kozlowski y Baldi 1983). En base a las observaciones realizadas en el valle del río Diamante, aguas abajo de la desembocadura del arroyo Las Aucas, consideramos un espesor aproximado de 200 m.

Debemos destacar la presencia de abundantes cuerpos subvolcánicos que intruyen la secuencia mesozoica, los cuales se agrupan dentro de la Andesita La Brea y corresponden al Ciclo Eruptivo Huincán de edad miocena (Nullo et al. 2002). Un importante nivel de fanglomerados gruesos, que componen la Formación Los Mesones (Pleistoceno inferior), corresponde a un sistema de abanicos aluviales vinculados al ascenso del frente montañoso (Polanski 1963). Finalmente se desarrolló un extenso volcanismo representado por coladas basálticas y andesíticas y localmente niveles de ignimbritas, definidas por Polanski (1963) como asociación volcánica paleopleistocena.

Estructura

En la zona de estudio se relevaron una serie de fallas y pliegues asociados, de diversas magnitudes, que afectan tanto al basamento como a la cubierta sedimentaria. El arrumbamiento de las estructuras varía de aproximadamente norte-sur a netamente noreste-sudoeste (Fig. 1b). La estructura que constituye las Lomas Bayas es un anticlinal asimétrico, con vergencia al oeste, en cuyo núcleo se observa la participación del basamento pre-jurásico (Figs. 3 y 4). Su limbo frontal tiene un buzamiento casi constante de 30º-35º al oeste (Fig. 4), mientras que el flanco posterior posee inclinaciones menores hacia el sudeste que oscilan entre los 6º y los 10º (Figs. 3 y 5), aunque cerca de la cresta del anticlinal presenta una flexura aumentando levemente su buzamiento. A partir de los datos relevados en el terreno y utilizando la red estereográfica equiareal de Schmidt-Lambert, obtuvimos que el eje de dicho anticlinal inclina unos 11º hacia el SSO (Fig. 3). Hacia el este, el buzamiento de los estratos de la cubierta sedimentaria aumenta gradualmente. Un nivel conglomerádico ubicado en el contacto entre el Grupo Malargüe y la Formación Diamante buza aproximadamente 30º al sudeste mientras que las unidades estratigráficas superiores, como las capas correspondientes a la Formación Agua de la Piedra, alcanzan los 60º de buzamiento (Fig. 5). Cerca de la desembocadura del arroyo Las Aucas en el río Diamante se observan los últimos afloramientos de las rocas de basamento en la zona de estudio y las rocas de la cubierta forman un estrecho anticlinal volcado hacia el sudeste (Figs. 5 y 6a). Esta estructura, con las capas del limbo oriental en posición subvertical a rebatidas y muy adelgazadas (Fig. 6a) se desarrollaría sobre el borde elevado del bloque de basamento, el cual sería ascendido rígidamente y sin sufrir plegamiento (Turienzo y Dimieri 2005) por la falla El Carrizalito. En esta zona puede apreciarse que el río Diamante cambia bruscamente su curso (Figs. 1b y 5). Allí, al oeste del río se observan los niveles superiores del Grupo Malargüe, rebatidos, buzantes unos 80º al O, mientras que en la margen oriental se hallan los estratos de la Formación Agua de la Piedra que inclinan 60º al SE (Fig. 5). Estas características evidencian que justo en ese sitio la falla El Carrizalito alcanzaría la superficie. Hacia el sur, el contacto entre el Grupo Malargüe y las capas terciarias es normal. Esto podría deberse a que el aumento de la cota topográfica hacia ese sector nos permite ver una zona más elevada de la estructura a la cual no alcanzaría la falla. Sin embargo, cerca del contacto entre estas dos unidades, se observa una disturbación muy intensa de los estratos del Grupo Malargüe que podría estar relacionada a la acción de este fallamiento. A su vez, fallas menores que desplazan algunos metros dicho contacto, podrían desprenderse de la línea terminal (tip line) de la falla principal. En algunos sectores más alejados de esta zona de fallamiento existen evidencias de acortamiento interno, como por ejemplo las repeticiones y replegamientos menores observados en algunos estratos del Grupo Malargüe y de la Formación Agua de la Piedra (Fig. 6b). Las capas cenozoicas ubicadas hacia el antepaís se hallan en posición subhorizontal, aunque la Formación Agua de la Piedra muestra una incipiente estructuración. En forma general, ésta presenta un par sinclinal-anticlinal, muy suave, que tienen lugar al este de la falla El Carrizalito (Fig. 1b) y cuya interpretación no ha sido objeto del presente trabajo. Una perforación existente en la margen norte del río Diamante (pozo YPF Md.N.RD x-1, Baldi et al. 1984, Manceda y Figueroa 1995) permitió calcular un rechazo vertical de aproximadamente 900 metros para la falla El Carrizalito. En la zona estudiada la falla El Carrizalito posee una orientación aproximada NE (Fig. 1b). Tal orientación permitiría inferir la presencia de una rampa oblicua, ya que hacia el norte dicha falla posee un arrumbamiento submeridiano. Las capas del Grupo Malargüe y de la Formación Agua de la Piedra, buzantes al sudeste, representan el limbo frontal de la gran estructura anticlinal asociada a la mencionada rampa. Este flanco continúa hacia el sudoeste paralelo al cauce del arroyo Las Aucas (Fig. 1b). Siguiendo en esa dirección, pero ya fuera del área de estudio, los estratos de la Formación Agua de la Piedra inclinan al SSO. Esto podría representar el cierre de la estructura anticlinal, la cual estaría hundiéndose hacia el sur.

Figura 3: Corte estructural mostrando la disposición de las estructuras en base a los datos relevados en el terreno (véase ubicación en la figura 1 b).

Figura 4: Vista panorámica hacia el sudeste del anticlinal de Lomas Bayas en cuyo núcleo se observa la participación del basamento pre-jurásico. Los niveles sedimentarios del Grupo Mendoza, buzantes al oeste, corresponden al limbo occidental de dicha estructura.
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Figura 5: Vista panorámica de la estructura anticlinal asociada a la falla El Carrizalito, la cual sobrecorre estratos rebatidos del Grupo Malargüe (buzantes 80º al oeste) sobre niveles terciarios de la Formación Agua de la Piedra, que inclinan 60º al sudeste. Las capas buzantes entre 6º y 10º corresponden al limbo oriental del anticlinal de Lomas Bayas.
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Figura 6: a) Detalle del anticlinal relacionado a la falla El Carrizalito, mostrando el adelgazamiento sufrido por los estratos rebatidos (véase ubicación en la figura 5). b) Estructura anticlinal vinculada a una pequeña falla que tiene lugar dentro de los niveles de la Formación Agua de la Piedra, justo frente a la desembocadura del arroyo Las Aucas, que evidencia el acortamiento interno sufrido por esta unidad.
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Hacia el oeste, se localizan una serie de anticlinales, sinclinales y corrimientos menores, los cuales han sido mapeados parcialmente por Nullo y Stephens (1993). Estas estructuras menores, que involucran a los bancos calcáreos del Grupo Rayoso y las pelitas rojizas de la Formación Diamante (Fig. 1b, extremo NO), no son analizadas en el presente trabajo. En la quebrada ubicada inmediatamente al oeste de las Lomas Bayas, se pueden observar evidencias de fallamiento afectando a rocas carbonáticas del Grupo Mendoza (Fig. 7). Esta falla se ha interpretado como una ramificación del corrimiento El Sosneado (Nullo et al. 1987, Kozlowski et al. 1989b, Nullo y Stephens 1993), el cual tiene vergencia hacia el este y estaría plegado por las estructuras profundas del sector oriental. Como veremos más adelante interpretamos dicho fallamiento como la expresión superficial del retrocorrimiento que genera el anticlinal de las Lomas Bayas, que cortaría sección arriba dentro de la secuencia sedimentaria. Este retrocorrimiento, de orientación aproximada norte-sur y escaso desplazamiento, sería una estructura subsidiaria asociada a la falla El Carrizalito. A esta última falla la consideramos la estructura principal ya que presenta un gran rechazo, poniendo a las rocas paleozoicas y mesozoicas sobre los niveles terciarios (Figs. 3 y 5).

Figura 7: Rocas carbonáticas brechadas al oeste de Lomas Bayas evidenciando un fallamiento que es interpretado como la expresión superficial del retrocorrimiento, el cual pondría en contacto al Grupo Mendoza con la Formación Diamante.
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Características fundamentales de los modelos cinemáticos de estructuras que involucran al basamento

Como ya hemos mencionado el análisis de estructuras tectónicas denominadas de piel gruesa, es decir que involucran al basamento deformado en condiciones de bajo soterramiento, ha sido ampliamente desarrollado principalmente en las últimas décadas. Para el estudio de las mismas es necesario considerar tres factores fundamentales como son la geometría de la falla principal, el comportamiento mecánico del basamento y la respuesta de la cubierta sedimentaria (Narr y Suppe 1994).

Con respecto al primer factor se ha demostrado con ejemplos alrededor de todo el mundo que son posibles diversas geometrías de las fallas. A grandes rasgos se pueden diferenciar fallas planares, ya sea con buzamiento constante o con inflexiones (Figs. 8a y b) y fallas curvas, cilíndricas o con curvatura variable (Figs. 8c y d). En general las fallas con inflexiones suelen ser cóncavas hacia arriba (o lístricas en fallas curvas) aunque también es posible lo contrario (Figs. 8e y f), es decir que disminuyan su buzamiento hacia arriba fundamentalmente dentro de la cubierta sedimentaria.

Figura 8: Posibles geometrías de fallas afectando al basamento y la deformación asociada en el bloque colgante. a) falla planar con buzamiento constante, el bloque es elevado sin deformarse. b) falla planar con un aumento de buzamiento hacia la superficie, se puede producir un retrocorrimiento que da lugar a una estructura pop-up. c) falla curva cilíndrica que produce una rotación con buzamiento uniforme del bloque encima de la misma. d) falla curva con radio de curvatura variable, deformación similar al caso b. e) falla planar que disminuye su buzamiento en la cubierta sedimentaria, genera un anticlinal por flexión en falla que requiere una deformación concentrada fundamentalmente en la zona de charnela. f) falla curva que disminuye de buzamiento hacia la parte superior, si mantiene su geometría en profundidad se produciría un problema de espacio. Notese que en los casos en que se generan retrocorrimientos (b y d) la parte superior del pop-up permanece en posición horizontal y por lo tanto no permiten explicar por si solos la geometría del limbo oriental de la estructura de Lomas Bayas (véanse figuras 3 y 5).

El segundo factor a considerar es la deformación de las rocas del basamento, fundamentalmente en el bloque colgante, la cual está directamente relacionada a la geometría de las fallas descripta previamente. En el caso de la figura 8a, con una falla planar de buzamiento constante, el bloque colgante es trasladado rígidamente sin sufrir deformación interna ni rotaciones. Obviamente ésta es una situación extrema e idealizada, ya que generalmente la falla puede sufrir variaciones de inclinación hacia los niveles más profundos. Si la falla principal tiene una geometría curva, cilíndrica (con radio de curvatura constante) el bloque colgante rota adquiriendo su techo un buzamiento uniforme (Fig. 8c) y sin sufrir deformación interna considerable (Erslev 1986). Nuevamente ésta es una concepción idealizada ya que la falla no puede mantener la forma cilíndrica a lo largo de toda su trayectoria, pudiendo unirse en profundidad a una falla de bajo ángulo o subhorizontal (Fig. 8d). En ese sitio donde cambia la geometría de la falla tiene lugar un acortamiento local del bloque colgante por medio de corrimientos en el interior de la cuenca (Erslev 1986). Esta característica es común en aquellas fallas que aumentan de buzamiento al aproximarse a la superficie (Coward et al. 1991), ya sea con geometría planar o curva (Figs. 8b y d). La deformación en las rocas del bloque colgante es acomodada por plegamiento o mediante una estructura antitética o retrocorrimiento que se genera en la zona de inflexión o máxima curvatura (Dahlstrom 1969, Serra 1977, Coward et al. 1991, Mitra 2002). De este último modo se forma un bloque de basamento limitado a ambos lados por fallas inversas que constituye una estructura del tipo pop-up. Las fallas cóncavas hacia abajo (Figs. 8e y f) producen una flexión hacia el antepaís del bloque colgante, generalmente cuando éstas cortan la cubierta sedimentaria con un ángulo menor que en el basamento. Este suave plegamiento del basamento tendría lugar mediante el desarrollo de estructuras de pequeña escala (Erslev 1986), que pueden estar uniformemente distribuidas o concentradas en sectores de intensa deformación o cataclasis, fundamentalmente en las zonas de charnela (Evans et al. 1993). En un medio isotrópico, como las rocas ígneas que predominan en el basamento de la región estudiada, estas estructuras se desarrollarán dentro de una zona de cizalla generalmente de alto buzamiento (Fig. 8e). La deformación por cizalla será mínima cuando esta zona sea bisectriz de la flexura del corrimiento (Wibberley 1997). Estas disminuciones de buzamiento de las fallas sección arriba, generalmente asociadas a fallas de bajo ángulo (Fig. 8e), generan un anticlinal por flexión en falla (fault-bend anticline, Narr y Suppe 1994, Mitra y Mount 1998). Por otro lado, la falla principal podría ser de alto ángulo, planar o curva (Fig. 8f), aunque el deslizamiento principalmente vertical produciría un hueco en la parte inferior del bloque colgante. Según los modelos de tectónica vertical o autóctonos este problema de espacio sería compensado por el emplazamiento de cuerpos intrusivos o mediante deformación ductil (Coward 1983). En el contexto de los actuales modelos de tectónica horizontal o alóctonos para deformación en los niveles crustales superiores, las fallas de alto ángulo se horizontalizarían en profundidad hacia un nivel de despegue mayor (Coward 1983, Erslev 1986, Narr y Suppe 1994, entre otros).

En cuanto a la deformación que ocurre en las rocas de basamento en el bloque yaciente, éstas pueden estar sin perturbar o levemente inclinadas hacia el retropaís debido a la sobrecarga ejercida por el bloque colgante (Erslev 1986). Sin embargo en algunos modelos un pequeño sector ubicado por debajo de la falla principal (Figs. 9c y d) puede estar deformado presentando una inclinación variable hacia el antepaís debido al cizallamiento penetrativo en las rocas del basamento (Schimdt et al. 1993a, Narr y Suppe 1994, Mitra y Mount 1998). Este último rasgo, que muestra la superficie del basamento buzante en sentido opuesto y por debajo de la falla principal, es común en varias estructuras que involucran al basamento y alternativamente ha sido interpretado como subcuñas de basamento formadas debido a la fragmentación de la punta del bloque colgante (Erslev 1986, Erslev y Rogers 1993, Dominic y McConnell 1994).

Figura 9: Diferentes modelos geométricos y cinemáticos para estructuras que involucran al basamento en condiciones superficiales. a) modelo de cizalla triangular o trishear (Erslev 1991). b) modelo kink con charnela fija (McConnell y Wilson 1993). c y d) modelo de unión triple con desarrollo de drape fold (Narr y Suppe 1994). Véase explicación en el texto.

El tercer factor a considerar para analizar las estructuras que involucran al basamento es la respuesta de la cubierta estratificada ante la deformación. En general, la cubierta conforma una estructura monoclinal sobre las rocas del basamento a modo de un pliegue de cubierta (drape fold) con un limbo subvertical o rebatido en el cual se concentra la mayor deformación. Se ha documentado en este flanco altamente buzante el desarrollo de estructuras extensionales y adelgazamiento de estratos. Por otro lado hay evidencias de acortamiento y engrosamiento de las capas que indican compresión e incluso algunos argumentan que ocurren ambos procesos, extensión y compresión (Narr y Suppe 1994). Existen diversos modelos geométricos y cinemáticos cuantitativos que explican razonablemente el desarrollo de estas estructuras aparentemente contrapuestas en la cubierta sedimentaria. En algunos de estos modelos la falla principal no corta a las rocas sedimentarias (Fig. 9a) sino que produce en su parte delantera una zona triangular de deformación por cizalla (Erslev 1986, 1991, Erslev y Rogers 1993) y en otros (Fig. 9b) dicha falla atravieza la secuencia estratigráfica (McConnell y Wilson 1993, McConnell 1994). También es posible que ocurran ambos casos, es decir que la cubierta sedimentaria sufra estiramiento y adelgazamiento de los estratos delante de la falla principal (Fig. 9c) o que sea cortada por una falla (Fig. 9d) cuando el bloque colgante de basamento es ascendido (Narr y Suppe 1994). En los modelos de cizalla triangular (figura 9a) la falla puede cortar la cubierta si se consideran relaciones de propagación sobre deslizamiento (p/s) mayores que 1 (Allmendinger 1998). Mitra y Mount (1998) desarrollaron un modelo en el cual la deformación en la cubierta sedimentaria tiene lugar en una zona triangular ensanchándose hacia arriba, similar a la de los modelos de la figura 9a y b. La intensidad de la deformación y las estructuras resultantes dependerán de la competencia de las unidades involucradas y de su posición dentro de la pila sedimentaria. En cuanto a la competencia de los materiales, los niveles más dúctiles pueden sufrir una mayor deformación interna que los estratos resistentes antes de ser atravezados por la falla principal (Mitra y Mount 1998). La figura 10 muestra el tipo de esfuerzo que afecta a una capa determinada en función de su ubicación relativa (ts) dentro de la cubierta sedimentaria (expresada en relación al rechazo vertical T del bloque colgante) y del ángulo de buzamiento de la falla principal. De acuerdo a este gráfico las rocas de la cubierta sedimentaria pueden sufrir tanto extensión como compresión, excepto para el caso de deformación sobre fallas verticales donde los estratos solo sufren extensión. Entre las capas acortadas por compresión y aquellas estiradas existe un nivel o capa neutra que no sufre deformación interna (Fig. 9a), como ha sido postulado en los modelos de cizalla triangular (Erslev 1991, Erslev y Rogers 1993). Para el caso de una falla inversa de 30º (Fig. 10, curva 1) el límite entre los campos de extensión y compresión, donde se ubicaría la capa neutra, tiene lugar dentro de la pila sedimentaria a una altura igual la mitad del rechazo vertical sufrido por los bloques de basamento (ts = T/2 ; ts/T = 0,5). Esta curva será considerada más adelante para analizar la deformación de los niveles sedimentarios en las interpretaciones realizadas.

Figura 10: Diagrama (tomado de Mitra y Mount 1998) en el que se muestra la deformación interna que sufrirán los estratos de la cubierta sedimentaria (l-lo)/lo en función de la relación entre su altura sobre el basamento (ts) y el rechazo vertical del bloque colgante (T). Las rocas sedimentarias pueden sufrir tanto extensión como compresión, excepto para el caso de fallas verticales. El círculo blanco sobre la curva 1 (para una falla de 30º) muestra que la línea neutra corresponde a un nivel donde ts=T/2. Si aceptamos esta curva como una aproximación válida para las estructuras interpretadas, con fallas de 37º (figura 12) y 40º (figura 13) y un rechazo vertical T=900 metros, la línea neutra se hallará a 450 metros sobre el basamento. Esto significa que las unidades por debajo de ese nivel, que coincide aproximadamente con la parte media del Grupo Malargüe (véase figura 2) se hallan en un régimen de extensión mientras que las ubicadas sobre el mismo están siendo comprimidas. De esta manera es posible explicar el desarrollo de estructuras tanto extensionales como compresivas dentro de la cubierta sedimentaria (véase figura 6).

Modelos para generación de retrocorrimientos

Existen muy pocos modelos que expliquen el desarrollo de retrocorrimientos que involucren al basamento asociados a estructuras mayores. El modelos más clásico es aquel en el que las fallas aumentan de buzamiento al aproximarse a la superficie (Figs. 8b y d) y el retrocorrimiento se genera como una estructura antitética para acomodar la deformación del bloque colgante. La geometría resultante sería la de una estructura del tipo pop-up, la cual en esencia es un bloque triangular limitado a ambos lados por fallas inversas y en el que la parte superior, si no es afectado por otra estructura, permanece en la orientación original. Otro modelo conocido para el desarrollo de retrocorrimientos es el propuesto por Banks y Warburton (1986) en el cual los mismos se forman en la parte superior de un duplex de techo pasivo (passive roof duplex). Una variante de este segundo modelo fue elaborada por Dimieri (1997) relacionado a la deformación de rocas del basamento. Según éste, los retrocorrimientos se forman por la fragmentación de una cuña de basamento asociada a una falla ciega de bajo ángulo, en escamas de vergencia opuesta que a su vez son deformadas durante el avance hacia el antepaís de la cuña mayor (Fig. 11a). Los retrocorrimientos pueden también estar vinculados a pliegues asociados a fallas que se desarrollan dentro de la cubierta sedimentaria y la geometría resultante (Fig. 11b) es una característica ampliamente observada en los cinturones corridos y plegados. Este tipo de estructuras ha sido descripto e interpretado de diversos modos por Link (1949) quien propone que estos corrimientos de vergencia opuesta son estructuras menores que ajustan la deformación en la parte trasera de pliegues mayores. En algunas secciones balanceadas más modernas se ha reconstruido a estas estructuras utilizando tanto geometría kink (Liú et al. 1996) como curva (Zapata et al. 2001), empleando el modelo de cizalla triangular. Como se ve en la figura 11b, la cresta plana del pliegue mayor es rotada por el retrocabalgamiento para lo cual es necesario que exista una cantidad más grande de deslizamiento flexural entre las capas posteriores del pliegue. Por esta razón, este modelo es adecuado para estructuras desarrolladas en las rocas de la cubierta sedimentaria, fundamentalmente donde existe una marcada anisotropía planar. Un modelo cinemático cuantitativo, donde la parte superior de la estructura es rotada o basculada (Fig. 11c), ha sido desarrollado para retrocorrimientos generados en rocas de basamento (Turienzo y Dimieri 2005). En dicho modelo, un retrocorrimiento que afecta el extremo de un bloque de basamento elevado es rotado progresivamente debido al cizallamiento penetrativo en la parte superior del bloque colgante (bloque yaciente respecto al retrocorrimiento). El sector triangular de basamento ubicado por encima del retrocorrimiento rota rígidamente un ángulo q alrededor del punto p situado en el nivel por debajo del cual las rocas del zócalo no son cizalladas. La magnitud de dicha rotación está relacionada a la cantidad de cizalla angular (y) y al ángulo de buzamiento inicial del retrocorrimiento (a). Si bien la ecuación que vincula cuantitativamente a los parámetros involucrados permite un amplio rango de variaciones, en las rocas de basamento deformadas a poca profundidad solo serían factibles pequeñas rotaciones lo cual no requiere grandes cantidades de cizalla angular (Turienzo y Dimieri 2005). Variantes de este modelo para explicar estas estructuras de retrocorrimiento que rotan, con magnitudes de cizallamiento considerablemente menores, estan siendo actualmente desarrolladas por los autores. En el modelo de la figura 11c puede observarse que a medida que el bloque es rotado, su extremo más agudo puede flexionarse, formando un pequeño anticlinal que delamina a las rocas sedimentarias despegándolas del basamento. Dicha flexura implica el desarrollo de estructuras menores que se formen en respuesta a los cambios de área y de forma sufridos por las rocas del basamento (Turienzo y Dimieri 2005). Un requerimiento geométrico de este modelo es que la longitud original del retrocorrimiento (p-o, Fig. 11c) permanezca constante cuando el mismo es rotado (p-o = p-o' = p-o''). Tanto en este modelo, como en el anteriormente descripto para rocas estratificadas (Fig. 11b), la rotación de los materiales que suprayacen al retrocorrimiento producen un aumento en la deformación de las rocas del bloque yaciente. Si el retrocorrimiento se conecta con la falla principal a una profundidad considerable, por ejemplo muy por debajo del contacto basamento-cubierta en el yaciente sin deformar (Fig. 11d), la rotación del bloque sobre el mismo se verá más obstaculizada. Una variante del modelo descripto es que, ante la dificultad de deformar las rocas del yaciente, el lado inferior permanezca estático y solo roten los otros dos lados del bloque. En este caso el bloque es deformado internamente y si la longitud del lado inferior del bloque triangular (p-o) permanece constante, éste sufre un leve incremento de área (A2 < A3) el cual podría ser explicado mediante el desarrollo de estructuras de pequeña escala, como fallas menores, diaclasas, etc. En caso de que ambos lados del bloque triangular sean modificados, la deformación puede ocurrir sin cambios de área. La geometría y las relaciones cuantitativas entre los elementos intervinientes en tal deformación está siendo actualmente elaborada (Turienzo y Dimieri en preparación).

Figura 11: Diferentes modelos cinemáticos para explicar el desarrollo de estructuras de retrocorrimientos. a) retrocorrimientos formados por la fragmentación de una cuña de basamento asociada a una falla ciega de bajo ángulo, en escamas de vergencia opuesta que a su vez son deformadas durante el avance hacia el antepaís de la cuña mayor. Empleado por Dimieri (1992,1997) en Bardas Blancas, al sur de Mendoza. b) retrocorrimiento generado como una estructura pop up pero en las rocas de la cubierta sedimentaria, la cual rota debido al deslizamiento flexural entre las capas. Aplicado por Zapata et al. (2001) para reconstruir la estructura de Filo Morado, en la cuenca neuquina. c) retrocorrimiento generado en el extremo de un bloque colgante ascendido, donde el cizallamiento de las rocas del basamento ubicadas debajo del retrocorrimiento produce la rotación del bloque ubicado por encima del mismo. Aplicado para explicar la estructura de Lomas Bayas (Turienzo y Dimieri 2005). d) variante del modelo anterior, adoptada en el presente trabajo (véase figura 12d), en la que el lado del bloque triangular correspondiente a la falla principal no rota por lo tanto el bloque es deformado internamente. Nótese que el modelo requiere un leve cambio de área.
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Aplicación de los modelos al área de estudio

Anticlinal asociado a la falla El Carrizalito

Las estructuras presentes en el sector sudeste del área de estudio (Fig. 1b) ya han sido descriptas en un apartado anterior, mostrándose de manera simplificada en un perfil esquemático (Fig. 3) y tal cual se observan en el campo (Figs. 5 y 6). Tal vez una de las características más importantes en este sector es el gran rechazo vertical que genera la falla El Carrizalito entre bloques de basamento, de aproximadamente 900 m, verificado por la perforación existente (pozo YPF Md.N.RD x-1, Baldi et al. 1984, Manceda y Figueroa 1995) en el extremo oriental de la región estudiada (Fig. 3). Las rocas de la cubierta sedimentaria adosadas al bloque colgante elevado conforman una estructura anticlinal con vergencia hacia el sudeste en la cual los estratos que conforman el limbo frontal se hallan intensamente estirados y adelgazados (Fig. 6a). Por otro lado se han observado pliegues y repeticiones menores que duplican algunos niveles dentro del Grupo Malargüe y la Formación Agua de la Piedra (Fig 6b). Estas características, aparentemente contrapuestas, pueden ser explicadas por medio de diversos modelos que involucran al basamento como por ejemplo aquellos descriptos e ilustrados en la figura 9. En la mayoría de estos modelos, inclusive los adoptados en el presente trabajo para interpretar la estructura del cordón del Carrizalito, se destaca el comportamiento rígido del basamento. De esta manera el limbo altamente deformado y subvertical desarrollado en las rocas de la cubierta está asociado a un bloque de basamento que no sufre plegamiento importante, siendo esta una notable diferencia respecto a aquellas interpretaciones que lo postulan como el flanco rebatido de un gran anticlinal asimétrico que involucra también a las unidades basales (Kozlowski 1984, Kozloswski et al. 1993, Manceda y Figueroa 1995).

Considerando las características mencionadas realizamos una interpretación de las estructuras relacionadas a la falla El Carrizalito mediante la teoría de la unión triple falla-falla-pliegue (Fig. 9c y d) de Narr y Suppe (1994). En la figura 12a, se observan los elementos que componen dicha unión triple en un estadío previo a la deformación. Los valores angulares de éstos fueron establecidos de modo que la geometría resultante se ajuste lo mejor posible a las observaciones de campo. La inclinación (e) del segmento superior, el cual podría ser la parte superior de una falla preexistente, es similar a la que adquieren las capas rebatidas en la cubierta sedimentaria. En este caso es de 80º, en acuerdo con el buzamiento observado en los estratos volcados del Grupo Malargüe (Fig. 5). Al comenzar la deformación (Fig. 12b) la interface cubierta-basamento delante de la zona cizallada adquiere una inclinación (b), que es la misma que poseen los niveles superiores que conforman el limbo buzante del monoclinal. En base al buzamiento observado en los estratos de la Formación Agua de la Piedra delante de la falla (Fig. 5), consideramos que b=60º. Con estos parámetros establecidos y un valor arbitrario de f=20º, determinamos el buzamiento (q) de la falla principal, que de acuerdo al modelo geométrico (Fig. 10 de Narr y Suppe 1994) será de aproximadamente 37º. Como se ve en el extremo derecho de la figura 12b, la geometría del plegamiento desarrollado en la cubierta sedimentaria requiere un cizallamiento hacia el antepaís de la