ARTÍCULOS

Estratigrafía y estructura de las nacientes del río Borbollón, alto río Diamante, provincia de Mendoza

José F. Mescua^1,2 y Víctor A. Ramos²

¹ IANIGLA, CCT-CONICET-Mendoza, Parque General San Martín, Mendoza. Email: jmescua@lab.cricyt.edu.ar
² Laboratorio de Tectónica Andina, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires - CONICET.

RESUMEN

Se presentan los resultados de un relevamiento geológico de detalle de las nacientes del río Borbollón, en la Cordillera Principal mendocina. El registro estratigráfico de la zona abarca una sucesión sedimentaria jurásico-cretácica temprana, los productos de la actividad ígnea neógena y depósitos cuaternarios. El trabajo de campo permitió reconocer por primera vez las Formaciones Tres Esquinas y La Manga de edad jurásica en el área de estudio. Se describen también las principales estructuras geológicas del área, y se realiza una interpretación basada en los datos obtenidos y en trabajos previos. Una sección estructural balanceada a escala regional de la faja plegada y corrida de Malargüe a los 34°15' muestra el estilo estructural y la magnitud del acortamiento orogénico en esta región de los Andes.

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

ABSTRACT: Stratigraphy and Structure of the Río Borbollón area, Mendoza. Results of a detailed geologic survey of the Río Borbollón area, located in the Cordillera Principal of the province of Mendoza are presented. The stratigraphic record of the area corresponds to a Jurassic-early Cretaceous sedimentary succession, the products of Neogene igneous activity and Quaternary deposits. The Tres Esquinas and La Manga Formations of Jurassic age were recognized for the first time in the study area. The main structural features of the area are described and interpreted based on the obtained data and previous works. A balanced structural cross section of the Malargüe fold and thrust belt at 34°15'S depicts the structural style and the amount of orogenic shortening in this region of the Andes.

Keywords: Jurassic deposits; Neuquén Basin; Andes; Malargüe fold and thrust belt; Structure; Argentina.

INTRODUCCIÓN

El presente trabajo presenta el relevamiento geológico de un sector de la Cordillera Principal en la provincia de Mendoza que se encontraba prácticamente inexplorado desde el punto de vista geológico debido a su aislamiento y difícil acceso. El área de estudio se encuentra en el sector centro-oeste de la provincia de Mendoza (Fig. 1) y está enmarcada por los paralelos 34°15' y 34°30'S y los meridianos 69°50' y 70°O.

Figura 1: Mapa de ubicación. La línea A-B muestra la ubicación de la sección estructural (Fig. 5).

Durante el relevamiento se identificaron unidades que no eran conocidas en el área (las Formaciones La Manga y Tres Esquinas, y el Granito Borbollón). Por otro lado, el mapeo detallado de las estructuras aflorantes en combinación con los datos de Broens y Pereira (2005) permitió confeccionar una sección estructural balanceada a escala regional de la faja plegada y corrida de Malargüe (Fig. 5), generándose un modelo de la evolución estructural de la faja plegada y corrida a la latitud del área de estudio.

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

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

Figura 4: Fotos de campo de las estructuras, ubicación en la figura 3. 4a) Falla Arroyo de los Caballos y sinclinal de arrastre asociado, el recuadro muestra la ubicación de la figura 4b. 4b) Falla Arroyo de los Caballos. 4c) Corrimientos fuera de secuencia en el Arroyo de la Línea. Se observan los corrimientos 6 y 7 de la figura 3. 4d) Corrimiento fuera de secuencia del Cordón del Límite.

Figura 5: Sección estructural balanceada de la faja plegada y corrida de Malargüe a los 34°15'S. Ubicación en la figura 1. La falla que levanta la Cordillera Frontal está dibujada en forma esquemática.

Antecedentes
Entre los estudios previos de carácter regional que incluyeron parte del área se encuentran los trabajos pioneros de Gerth (1925, 1931), Kittl (1944) y Groeber (1947). Posteriormente Legarreta et al. (1993) describieron la estratigrafía de los depósitos mesozoicos; Kozlowski et al. (1993) la estructura y Ramos (1993) la evolución tectónica a escala regional de la provincia de Mendoza. Sruoga et al. (2002) realizaron la Hoja Geológica 3569-I Volcán Maipo a escala 1: 250.000, que incluye el área de estudio. Por último, diversas investigaciones del Laboratorio de Tectónica Andina de la Universidad de Buenos Aires analizaron la evolución estructural de la faja plegada y corrida de Malargüe en secciones cercanas a la latitud del área estudiada (Broens y Pereira 2005, Giambiagi et al. 2005b y c, Kim et al. 2005, Fuentes y Ramos 2008, entre otros).
A pesar de estos estudios regionales las características del área estudiada permanecían desconocidas, en especial por las dificultades de acceso que presentan los diferentes cruces del río Borbollón a estas latitudes.

MARCO TECTÓNICO

El área de estudio se encuentra en el extremo norte de zona de subducción normal sur (33°-40°S Lat.) de los Andes centrales (Jordan et al. 1983). En este sector, en el cual la placa de Nazca se subduce con un ángulo de entre 35° y 40° (Campos et al. 2002), existe un arco magmático activo desarrollado sobre el sector chileno de la Cordillera Principal, y la deformación en el antepaís se limita al incipiente levantamiento del bloque de San Rafael (Ramos 1999). Se ha propuesto que en tiempos miocenos, la subducción en este segmento era subhorizontal (Kay 2002, Ramos y Folguera 2005), lo que estaría evidenciado por la presencia de un volcanismo con afinidad de arco en las sierras Chorreada (Bermúdez et al. 1993) y de Chachahuén (Kay 2002), a más de 500 km de la trinchera oceánica. Según Kay (2002), Ramos y Folguera (2005) y Ramos y Kay (2006), el posterior empinamiento de la placa habría provocado un período de extensión en el retroarco acompañado de la efusión de los basaltos plio-cuaternarios de la provincia basáltica andino cuyana (Bermúdez et al. 1993), debido a la fusión del manto hidratado (Folguera et al. 2009). Posteriormente se habría restablecido el régimen compresional que rige en la actualidad.

ESTRATIGRAFÍA DEL AREA DE ESTUDIO

El registro estratigráfico del área de estudio puede dividirse en tres secciones. La primera corresponde a una sucesión sedimentaria mesozoica, la segunda a los productos de la actividad ígnea terciaria y la tercera a los depósitos cuaternarios (Fig. 2). La sucesión mesozoica abarca el Jurásico medio a Cretácico inferior, y se encuentra integrada por unidades típicas del sector surmendocino de la cuenca Neuquina: las Formaciones Tres Esquinas, La Manga, Auquilco, Tordillo, Vaca Muerta y Agrio. Durante el Terciario, el arco volcánico andino se estableció en la región. Debido a éste la sucesión mesozoica se encuentra intruida por diques, filones capa y un cuerpo plutónico de composición granítica, y cubierta por brechas volcánicas y piroclásticas emitidas por los centros volcánicos Listado, Bayo y Paredón. Los depósitos cuaternarios corresponden a depósitos glaciarios, depósitos glacifluviales aterrazados, depósitos de remoción en masa, y depósitos coluviales y aluviales recientes.

Depósitos mesozoicos
La Formación Tres Esquinas (Stipanicic 1969) presenta una distribución areal muy restringida en la zona de estudio. Sólo aflora en un gran anticlinal desarrollado al oeste del arroyo Bayo. Los afloramientos en la margen norte del río Borbollón corresponden a una sucesión de pelitas negras laminadas, en bancos centimétricos, muy silicificadas, con motas de color claro. Su base se encuentra cubierta, y el espesor aflorante es de aproximadamente 30 metros. Atribuimos estos afloramientos a la Formación Tres Esquinas debido a su posición estratigráfica y litología. Su depositación habría tenido lugar en un ambiente marino, en posiciones de plataforma externa o de centro de cuenca (Legarreta y Uliana 1999). Si bien la Formación Tres Esquinas abarca el Sinemuriano a Calloviano temprano (Legarreta y Uliana 1999), los afloramientos del área de estudio representan sólo la sección superior de esta unidad. Se correlacionarían por su proximidad geográfica con los afloramientos de la equivalente Formación Nieves Negras descriptos por Charrier et al. (2002) en la vertiente occidental de la cordillera, de edad calloviana temprana indicada por la presencia de Eurycephalites sp. cf. E. vergarensis de la Zona Estándar Vergarensis (Riccardi et al. 1991). La Formación La Manga (Stipanicic 1965) presenta una distribución semejante a la de la Formación Tres Esquinas, aflorando en el anticlinal al oeste del arroyo Bayo. Se trata de una sucesión de unos 60 m de espesor, integrada por calizas masivas de color gris con intercalaciones minoritarias de pelitas negras, que se dispone en forma concordante sobre la Formación Tres Esquinas. Se encontraron restos fósiles mal preservados como moldes de amonites y bivalvos. Su ambiente depositacional corresponde a una rampa carbonática, caracterizada como de energía alta a moderada (Varadé et al. 1998). Es asignada al Calloviano debido a su contenido fosilífero con representantes de las Zonas de Plicatilis y Cordatum (Peltoceras) determinado en las localidades de Arroyo La Manga, Vega de la Veranada y Sierra de Reyes (Stipanicic 1965, Stipanicic et al. 1976). La Formación Auquilco (Stipanicic 1965) constituye una de las unidades mesozoicas mejor desarrolladas en el ámbito de la Cordillera Principal mendocina. Se encuentra ampliamente distribuida en la zona de estudio, mostrando un alto grado de perturbación tectónica por su comportamiento dúctil lo que dificulta la determinación de su espesor. Se la encuentra en franjas submeridianales que marcan las estructuras principales y como diapiros de yeso en los sectores donde tuvo mayor deformación frente a la compresión. Junto con las demás unidades jurásicas forma parte del anticlinal del arroyo Bayo. Su litología corresponde a yeso y anhidrita laminados en bancos de espesores centimétricos de colores gris y blanco (facies de "varve evaporítico" según Legarreta y Uliana 1999), depositados en una cuenca restringida de índole hipersalina. Marca un evento regional de desecación de la cuenca. Se le asigna una edad oxfordiana superior (Stipanicic 1965).
La Formación Tordillo (Stipanicic 1969) se encuentra distribuida homogéneamente en la zona de estudio, siendo una de las unidades con mayor representación areal. Sobreyace en forma paraconcordante a la Formación Auquilco. Conforma una sucesión predominantemente arenosa de 1.060 metros de espesor, medidos en la margen sur del río Borbollón. Se compone mayoritariamente de areniscas medias a finas de color morado con estructuras de corriente, intercaladas con areniscas gruesas y pelitas del mismo color y areniscas de color amarillo. Hacia el tope de la sucesión se encuentran areniscas finas de color negro, que predominan sobre las areniscas moradas inmediatamente por debajo del pasaje abrupto a las pelitas negras de la Formación Vaca Muerta. El ambiente de depositación de esta unidad en el área de estudio se interpreta como un sistema fluvial entrelazado distal. Un análisis de procedencia de las areniscas de esta unidad demostró que la Formación Tordillo recibió el aporte clástico desde ambos márgenes de la cuenca (Mescua et al. 2008). Debido a la ausencia de fósiles, se asigna una edad kimeridgiana a esta unidad sobre la base de sus relaciones estratigráficas.
La Formación Vaca Muerta (Weaver 1931) se encuentra ampliamente representada en la zona de estudio, con una distribución semejante a la de la Formación Tordillo, a la que cubre en forma concordante. Su sección basal se encuentra integrada por pelitas negras laminadas con concreciones discoidales de hasta 1 m de diámetro. Son escasas las intercalaciones de calizas, que gradualmente pasan a predominar en la sección superior de la unidad. El espesor total registrado es de 460 m. Estos depósitos representan la facies interna de Legarreta et al. (1993), y documentan el retorno a un contexto deposicional de cuenca marina con fondo euxínico (Legarreta y Uliana 1999). El material fósil recolectado fue determinado por la Dra. Beatriz Aguirre-Urreta (amonites) y el Dr. Darío Lazo (bivalvos). Se reconocieron:
- Bivalvos de la Familia Buchidae.
- Amonites:
Choicensisphinctes choicensis. Tithoniano inferior: Zona de Virgatosphinctes mendozanus. Especímenes de la Familia Perisphinctidae. Pseudolissoceras zitteli. Tithoniano inferior a medio: Zona de Pseudolissoceras zitteli.
Aulacosphinctes sp. Tithoniano medio: Zona de Aulacosphinctes proximus?
Substeuroceras koeneni. Tithoniano superior: Zona de Substeuroceras koeneni.
La edad de la Formación Vaca Muerta determinada sobre la base de su contenido fosilífero es tithoniana a berriasiana.
La Formación Agrio (Weaver 1931) se encuentra en el sector central de la zona de estudio y en la zona del límite internacional. Se dispone en forma concordante sobre la Formación Vaca Muerta. Está compuesta por calizas de color gris claro, masivo, intercaladas con pelitas gris oscuras. El espesor parcial registrado en la margen sur del río Borbollón es de 35 metros. En el Cordón del Límite presenta un espesor de varios cientos de metros, aunque no puede descartarse que se encuentre engrosada por repeticiones tectónicas. Su contenido fosilífero consiste en impresiones de amonites indeterminados y bivalvos (Ostrea sp.). Según Legarreta et al. (1993), la asociación de calizas micríticas y pelitas oscuras encontrada en esta unidad indica un ambiente de depositación marino de aguas calmas y profundas, variando desde plataforma profunda hasta talud. La edad de la Formación Agrio ha sido acotada en base a su contenido fosilífero entre el Valanginiano superior y el Barremiano inferior en el sector más oriental de la cuenca (Aguirre- Urreta y Rawson 1997).

Magmatismo cenozoico
En el sector limítrofe de las nacientes del río Borbollón se encuentra un cuerpo plutónico intruyendo a la sucesión mesozoica, que ha sido denominado Granito Borbollón (Mescua 2006). Corresponde a una roca de color rosado claro con textura granosa fina. Al microscopio se observó que se encuentra compuesta por feldespato potásico, plagioclasa, cuarzo, y biotita. Presenta xenolitos aparentemente dioríticos de pocos centímetros de diámetro. Sobre la base de sus relaciones estratigráficas, puede establecerse que el Granito Borbollón es posterior a la Formación Agrio, a la cual intruye. Varios autores (Kurtz et al. 1997, Maksaev et al. 2003) han reconocido y datado cuerpos plutónicos similares en la vertiente occidental de la cordillera, obteniendo edades que varían entre los 21 y los 8,4 Ma. Por otro lado, en la región del paso de Nieves Negras (33°50'S), se ha datado un intrusivo en 3,4 Ma (Granito Arroyo Colina, Ramos et al. 1997). Por correlación con estos eventos magmáticos, la edad del Granito Borbollón puede ser estimada como pliocena.
Diques y filones capa andesíticos son muy abundantes en la región estudiada; frecuentemente intruyendo a la sucesión mesozoica. Debido a la falta de dataciones y la ausencia de relaciones estratigráficas que delimiten con precisión el momento de intrusión se ha preferido no asignarlas a una unidad formal. Corresponden a una roca de color gris, en ocasiones alterada a colores castaños, con textura porfírica. Se observan a simple vista abundantes fenocristales de plagioclasa de hasta unos pocos milímetros. Al microscopio se observó una textura porfírica seriada, con fenocristales de plagioclasa (labradorita-andesina), hornblenda, biotita y feldespato potásico. La pasta se compone de los mismos minerales; en una de las muestras se observó además una pequeña cantidad de cuarzo. Como en el caso del Granito Borbollón, la edad de estos cuerpos intrusivos queda acotada por sus relaciones estratigráficas. Son posteriores a la Formación Agrio, a la cual intruyen. Parte de estos cuerpos son afectados por la estructuración del área, ocurrida probablemente en el Mioceno medio a superior. Otros parecen haber aprovechado las estructuras para su intrusión por lo que serían sin-tectónicos. Se les asigna en consecuencia una edad miocena.
En los centros efusivos del área de estudio, ubicados en las cumbres de los cerros Listado-Bayo y Paredón, puede observarse una roca volcánica estratificada, muy alterada. Entre los arroyos Bayo y de la Línea se encuentra un manto ígneo de disposición subhorizontal, proveniente del centro volcánico de los cerros Listado y Bayo, que fluyó hacia el sur y el este cubriendo el relieve previo hasta una cota de 3.800 m en la margen norte del río Borbollón. La sección basal de este manto está compuesta por piroclastitas de color amarillo claro. Por sobre éstas se encuentra una brecha volcánica de unos 150 m de espesor, compuesta por grandes bloques subredondeados de andesita color castaño de entre 0,3 y 2 m, unidos por una matriz también andesítica. Las volcanitas del cerro Listado fueron asignadas por Kittl (1944) al Plioceno. Tanto los centros volcánicos, así como la unidad coetánea de brechas volcánicas y piroclásticas, se encuentran parcialmente desmantelados por la acción erosiva de los glaciares. Su actividad fue, por lo tanto, anterior al retiro de los glaciares en el área de estudio. Teniendo en cuenta además la disposición horizontal de las brechas volcánicas y piroclásticas, la actividad de estos centros volcánicos puede definirse como postectónica. Ramos et al. (1997) presentaron una datación K/Ar de 3,5 Ma de una riolita postectónica en la región del paso de Nieves Negras, que podría correlacionarse con las encontradas en el área de estudio. Por lo tanto se asigna una edad pliocena a estas volcanitas, de manera coincidente con la propuesta de Kittl (1944).

ESTRUCTURA

Marco estructural regional: la transición entre las fajas plegadas y corridas de Malargüe y Aconcagua
La zona de estudio se encuentra en el extremo norte de la faja plegada y corrida de Malargüe, en un sector que ya forma parte de la transición a la faja plegada y corrida del Aconcagua.
La faja plegada y corrida de Malargüe (Kozlowski et al. 1993) abarca el segmento austral de la Cordillera Principal en la provincia de Mendoza. Ha sido interpretada tradicionalmente como una faja de piel gruesa (Kozlowski et al. 1993, Manceda y Figueroa 1995), caracterizada por la participación en la deformación de bloques del basamento correspondiente al Grupo Choiyoi, como puede observarse al sur del río Salado (35°S). Allí el basamento está involucrado en la deformación en toda la faja plegada y corrida.
Por el contrario, a la latitud del área de estudio pueden reconocerse tres sectores con diferente comportamiento estructural (Kozlowski et al. 1993, Ramos 2002). Los sectores externo y medio se encuentran al este del área de estudio. Conforman una faja de deformación epidérmica con despegue dentro de la sucesión mesozoica (Kozlowski et al. 1993, Ramos 2002, Broens y Pereira 2005). El sector interno, que incluye el área de estudio, se extiende al oeste del puesto El Chacayal (69°46' LO). Las estructuras son amplias allí y se encuentran limitadas por fallas inversas; son frecuentes las estructuras transversales. Esto sugiere una activa participación del basamento en la deformación, a pesar la ausencia de afloramientos del basamento de las secuencias jurásicas (Kozlowski et al. 1993). Posteriormente fue interpretado como una zona de inversión tectónica (Ramos 2002), relacionada a la inversión de las fallas directas del episodio extensional que tuvo lugar durante el Jurásico.
La edad de la deformación de la faja plegada y corrida de Malargüe fue establecida, al sudeste del área de estudio, a partir de la relación entre las estructuras y la edad de los depósitos sinorogénicos y dataciones de volcanitas sin-tectónicas y postectónicas (Baldauf 1997, Giambiagi et al. 2005c). Se determinó que los corrimientos de piel fina del sector oriental se generaron entre 15 y 7 Ma y la reactivación de fallas de basamento en el sector occidental ocurrió entre 14 y 7 Ma (Giambiagi et al. 2005b).
En cuanto a la faja plegada y corrida del Aconcagua, cabe mencionar que si bien fue tradicionalmente interpretada como un clásico ejemplo de faja plegada y corrida de piel fina (Ramos 1988, Kozlowski et al. 1993, Cegarra y Ramos 1996), en los últimos años se ha encontrado en su sector austral evidencia creciente de la participación de basamento y de la influencia de estructuras pre-existentes (Godoy 1993, 1998, Ramos et al. 1997, Giambiagi et al. 2003, 2005b). De manera semejante a lo descripto para el extremo norte de la faja plegada y corrida de Malargüe, Giambiagi et al. (2003) identifican a la latitud de 33°35' S un dominio occidental con deformación de piel gruesa, mientras que inmediatamente al este del límite internacional argentino-chileno el estilo de la deformación cambia a piel fina. Por lo tanto, puede observarse un sector transicional entre las fajas plegadas y corridas Aconcagua de piel fina, al norte, y Malargüe de piel gruesa, al sur, dentro del cual se encuentra el área de estudio. La transición presenta características mixtas, con deformación de piel fina al este y de piel gruesa al oeste.

Límite oriental de la zona de estudio: la falla Río Borbollón
La zona de estudio se encuentra en su totalidad dentro del sector interno de la faja plegada y corrida de Malargüe. El límite oriental de este sector a la latitud del área de estudio corresponde a la falla llamada Río Borbollón por Zubiri (2002), que atraviesa el Cordón del Eje, inmediatamente al este del límite oriental de la zona de estudio. Esta falla es interpretada como la continuación hacia el norte de la falla de Malargüe, que levanta el Grupo Choiyoi involucrándolo en la deformación en el sur de Mendoza (Fuentes y Ramos 2008). Kim et al. (2005) proponen continuar hacia el norte la falla de Malargüe hasta la latitud del río Negro (34° 30' S). La falla Río Borbollón coincide además con el lineamiento Borbollón-La Manga, propuesto por Giambiagi et al. (2005b, 2008) como la falla maestra del depocentro Atuel del rift jurásico temprano. De esta manera, el cambio de estilo estructural en la deformación cenozoica al este de la falla se explicaría por la ausencia de depósitos y estructuras relacionadas con el rift. A la latitud de la zona de estudio, el cambio en estilo estructural a ambos lados de esta falla puede reconocerse debido a que al este se encuentran expuestas unidades que suprayacen a la Formación Vaca Muerta, afectadas por estructuras epidérmicas (Zubiri 2002, Broens y Pereira 2005), mientras que al oeste afloran depósitos más antiguos en estructuras amplias que sugieren la participación de bloques del basamento en profundidad. Asimismo puede observarse una mayor elevación topográfica del sector interno respecto a los sectores medio y externo.

Interpretación estructural de la comarca
La figura 3 muestra las principales estructuras relevadas en el área de estudio. Dentro de estas estructuras pueden reconocerse dos tipos. Por un lado se encuentran estructuras cuyas caracteristicas sugieren una participación del basamento en la deformación. Por otro lado se encuentran estructuras que muestran un nivel de despegue dentro de la sucesión sedimentaria mesozoica.
Un ejemplo del primer tipo es el anticlinal del arroyo Bayo. Esta estructura corresponde a un suave pliegue de gran longitud de onda (~5km), con eje de rumbo NNE. En el núcleo del anticlinal se encuentran las rocas más antiguas de la zona de estudio (Formaciones Tres Esquinas y La Manga). Tanto su flanco este como el oeste se encuentran interrumpidos por corrimientos con despegue en el yeso de la Formación Auquilco al norte del río Borbollón. Entre el Borbollón y el Barroso, su flanco este alcanza inclinaciones máximas de 25°, mientras que el flanco oeste presenta inclinaciones de entre 20° y 30°. La presencia en su núcleo de rocas pre-Auquilco impide pensar que el anticlinal del arroyo Bayo sea un pliegue por despegue a partir de esta formación, como fueron interpretadas las estructuras encontradas al sur y sudeste del área del estudio (Zubiri 2002, Fuentes y Ramos 2008). Por lo mencionado, se infiere que la falla Arroyo Bayo, ubicada al este del anticlinal, es una falla directa del rift jurásico que fue reactivada durante la orogenia andina como falla inversa.
El flanco occidental del anticlinal del arroyo Bayo al norte del Río Borbollón se encuentra afectado por la falla Los Baños. Este corrimiento con despegue en la Formación Auquilco se desarrolla a lo largo del valle glaciario que ocupa el arroyo Listado, continuando hacia el norte con rumbo NNE. Hacia el sur, la falla desaparece al llegar al río Borbollón en Los Baños, donde los fluidos que circulan por la zona de falla salen a la superficie formando un manantial de aguas termales con abundante precipitación de carbonato de calcio. En el arroyo Listado la falla pone en contacto a las Formaciones Auquilco y Tordillo con las unidades jurásicas que forman el anticlinal del arroyo Bayo, mientras que al norte, en territorio chileno, monta la Formación Tordillo sobre la Formación Vaca Muerta. La falla Los Baños demuestra que la deformación de piel fina también tuvo lugar en el sector interno de la faja plegada y corrida, donde la deformación de piel gruesa fue el proceso principal en la estructuración ándica.
La falla de alto ángulo Arroyo de los Caballos (Figs. 4 a, b), ubicada al oeste de las anteriores estructuras, también es interpretada en este trabajo como una falla normal jurásica invertida. Cruza toda la zona de estudio en sentido norte, montando la Formación Auquilco sobre las Formaciones Tordillo, Vaca Muerta y Agrio. Nuevamente como en el caso de la falla Arroyo Bayo, la fluencia plástica del yeso genera diapiros y hace que la Formación Tordillo se encuentre en contacto con el labio bajo en gran parte de la traza de falla. Al este de la falla se observa un sinclinal de arrastre que afecta en superficie a las formaciones Vaca Muerta y Agrio (Fig. 4 a).
Entre las nacientes del río Borbollón y las del arroyo de la Línea, la falla del arroyo de los Caballos se encuentra interrumpida por dos corrimientos de rumbo NE (Fig. 4 c). De estos dos corrimientos, el que se encuentra al sur presenta un nivel de despegue dentro de las pelitas de la Formación Vaca Muerta, mostrando en el sector occidental una relación youngerover- older al montar esta formación sobre la Formación Tordillo. Asociado a este corrimiento se encuentra un sinclinal en el labio bajo. El corrimiento ubicado al norte tiene un despegue ubicado a mayor profundidad, en el yeso de la Formación Auquilco. Estas estructuras son interpretadas como corrimientos fuera de secuencia debido a su relación de corte con la falla del arroyo de los Caballos.
Un nuevo corrimiento fuera de secuencia, éste con rumbo norte, se encuentra al pie del Cordón del Límite (Fig. 4 d). Levanta a la Formación Vaca Muerta y al Granito Borbollón, que intruye la sucesión mesozoica, sobre las Formaciones Tordillo y Vaca Muerta. En el sector sur de la zona de estudio y en la vertiente chilena de la cordillera, puede observarse que esta deformación involucra un nivel de despegue más profundo ubicado en la Formación Auquilco.

Sección estructural
La figura 5 presenta una sección estructural balanceada de la faja plegada y corrida de Malargüe a la latitud de la zona de estudio (34°15' LS). La sección fue construida a partir de datos de superficie, ya que no se cuenta con información de subsuelo para el área de estudio. Está basada en el relevamiento de campo del sector interno, y en el mapeo realizado por Broens y Pereira (2005) para los sectores medio y externo. Se utilizaron los principios de construcción indicados por Dahlstrom (1969) y Marshak y Woodward (1989). En el sector de piel fina se utilizaron los modelos cinemáticos de Suppe (1983), Suppe y Medwedeff (1990) y Suppe et al. (2004).
Se utilizaron dos niveles de despegue para la deformación de piel fina. En el sector interno el despegue tuvo lugar en las evaporitas de la Formación Auquilco, mientras que en el sector externo el despegue se habría desarrollado en las pelitas negras de la Formación Vaca Muerta. De acuerdo al modelo presentado, la deformación de piel fina tendría lugar en una primera etapa, seguida por la reactivación de las fallas normales mesozoicas en el sector interno.
La traza de la sección es equivalente a la de una de las secciones presentadas por Kozlowski et al. (1993). La principal diferencia entre ambas se encuentra en el sector interno de la faja plegada y corrida. Nuestro modelo involucra el basamento a partir de la reactivación compresiva de las fallas extensionales jurásicas de alto ángulo, mientras que el de Kozlowski et al. (1993) lo hacía mediante corrimientos de bajo ángulo.
El acortamiento mínimo obtenido para la cobertura es de 16,5 km, correspondiente al 31%. Este valor es semejante al obtenido por otros autores en secciones cercanas al área de estudio (Kozlowski et al. 1993, Turienzo y Dimieri 2008), y coherente con la tendencia de disminución del acortamiento de norte a sur a lo largo de la faja plegada y corrida de Malargüe. De acuerdo al modelo estructural que presentamos, el basamento presenta un acortamiento estimado de sólo 2 km, equivalente al 7%.

DISCUSIÓN

Durante buena parte del Mesozoico, la región de estudio estuvo sometida a una tectónica extensional, que habría tenido lugar hasta el Jurásico tardío (Mescua et al. 2008). Posteriormente, desde el Cretácico superior se observa el comienzo de una etapa de tectónica compresiva en varios sectores de los Andes (Mpodozis y Ramos 1989), incluyendo la zona de estudio según Broens y Pereira (2005). La principal fase de deformación ándica habría tenido lugar a partir del Mioceno inferior o medio. Al sudeste del área de estudio fue datada entre 15 y 7 Ma (Baldauf 1997, Giambiagi et al. 2005 b, c). Esta edad de la deformación se encuentra evidenciada por una tasa de denudación elevada durante el Mioceno medio y superior en la zona del arco magmático al oeste del área de estudio, registrada en varios plutones (La Obra, Cruz de Piedra, etc.), lo que refleja el alzamiento tectónico de estos cuerpos plutónicos durante ese período (Kurtz et al. 1997, Maksaev et al. 2003). La primera etapa de deformación ándica a la latitud del área de estudio habría correspondido al avance hacia el antepaís de corrimientos de piel fina, con dos niveles de despegue. En el sector occidental este despegue corresponde a las evaporitas de la Formación Auquilco, como lo demuestra la falla Los Baños. El despegue se trasladaría secuencia arriba hasta la Formación Vaca Muerta en el sector oriental. La pérdida de los niveles de despegue por acuñamiento de las formaciones habría tenido un papel importante en el desarrollo de la faja plegada y corrida, como fue sugerido por Broens y Pereira (2005). Esto puede observarse en su sector frontal, donde el acuñamiento de la Formación Vaca Muerta marca la terminación de las estructuras de piel fina. La terminación hacia el este del despegue en la Formación Auquilco podría estar relacionada a un episodio extensional kimeridgiano (Mescua et al. 2008), que habría permitido la conservación de grandes espesores de evaporitas en el sector central de la cuenca mientras que en las áreas más elevadas se habría erosionado, al menos parcialmente.
La deformación ándica tuvo en el sector interno de la faja plegada y corrida de Malargüe características de piel gruesa, involucrando al basamento pre-Jurásico en la deformación (Kozlowski et al. 1993). Tradicionalmente se ha interpretado que el basamento se deformó mediante la inversión de fallas normales mesozoicas (Manceda y Figueroa 1995, Ramos 2002, Broens y Pereira 2005, Fuentes y Ramos 2008). Para el sector de transición a la faja plegada y corrida del Aconcagua, se ha presentado otro modelo involucrando el basamento mediante corrimientos ándicos de bajo ángulo (Kozlowski et al. 1993, Turienzo y Dimieri, 2008). Este modelo permite relacionar el importante acortamiento de la cobertura en el sector oriental de piel fina con el acortamiento generado por las cuñas de basamento del sector interno. En el modelo de inversión tectónica, en cambio, esto no es posible, ya que la inversión de fallas de alto ángulo no es un método efectivo para generar acortamiento, sino que predomina el levantamiento. Sin embargo, la coincidencia espacial entre las zonas que sufrieron extensión durante el Mesozoico y las actuales zonas de piel gruesa sugiere algún vínculo entre ambos procesos. La orientación NNW y N de las fallas normales mesozoicas (Giambiagi et al. 2003, 2005b) en relación al vector de convergencia andina, que varió de ENE a E-O desde el Mioceno (Somoza 1998), y al campo de esfuerzos actual con el esfuerzo principal compresivo también E-O (Guzmán et al., 2007), hace que éstas sean zonas de debilidad con orientación favorable para su reactivación. Por otro lado, las fallas que involucran al basamento suelen presentar alto ángulo (por ejemplo la falla Arroyo de los Caballos, fig. 4 b). Por estos argumentos interpretamos que la inversión tectónica de las fallas extensionales mesozoicas puede haber sido el principal mecanismo de estructuración ándica del basamento. De esta manera, de acuerdo con el modelo aquí presentado, la deformación de la cobertura ocurre en una primera etapa, desacoplada de la del basamento, y su acortamiento se traslada hacia el oeste, fuera de la zona de estudio. La reactivación de las fallas de basamento ocurriría en una segunda etapa de deformación, con menor acortamiento, y sería responsable del levantamiento del sector interno a su presente elevación topográfica y de la exposición en superficie de unidades más antiguas que las expuestas en el sector oriental. Tres estructuras corresponderían a fallas normales invertidas: la falla Borbollón, de orientación NNW, corresponde al lineamiento Borbollón- La Manga, falla principal del depocentro extensional Atuel de la cuenca Neuquina (Giambiagi et al. 2005b). Las fallas Arroyo Bayo y Arroyo de los Caballos, de orientaciones NNE a N, serían semejantes a las fallas reconocidas por Giambiagi et al. (2003) en el sector occidental de la faja plegada y corrida del Aconcagua a los 33°40'S.
En dos sectores de la faja plegada y corrida de Malargüe a la latitud de la zona de estudio se reconoció deformación fuera de secuencia. Por un lado, en el sector frontal Broens y Pereira (2005) reconocieron estructuras fuera de secuencia asociadas a la presencia del bloque de basamento que actualmente integra la Cordillera Frontal, que habría actuado como un sticking point impidiendo el avance de la faja plegada y corrida. En el sector interno, en este trabajo presentamos una serie de corrimientos fuera de secuencia. Estos corrimientos podrían integrar una faja longitudinal de deformación fuera de secuencia que continuaría hacia el sur en el corrimiento El Fierro (Godoy et al. 1999), y hacia el norte en los corrimientos reconocidos a la latitud de 33°40'S por Giambiagi et al. (2003). En este caso, su origen estaría relacionado a algún proceso regional, probablemente relativo al mecanismo de avance de la faja plegada y corrida por cuña crítica de Coulomb (Davis et al. 1983, Dahlen 1984). Más estudios son necesarios para establecer con precisión la edad y el origen de estos episodios de deformación fuera de secuencia. En cuanto a los eventos magmáticos mayores ocurridos en el área de estudio, la intrusión del Granito Borbollón podría estar asociada a la etapa principal de deformación o bien a la última deformación fuera de secuencia de la región interna. Mientras que las volcanitas del cerro Listado corresponderían a un episodio post-orogénico, datado más al norte en 3,5 Ma, que podría estar asociado al empinamiento de la placa a estas latitudes según el modelo tectónico de Kay (2002) y Ramos y Folguera (2005).

CONCLUSIONES

La realización de un relevamiento geológico a escala de detalle de un sector de la Cordillera de los Andes que no contaba con estudios previos detallados permitió determinar el registro estratigráfico de la zona de estudio, que comprende una sucesión sedimentaria mesozoica, intrusivos y volcanitas terciarios y depósitos cuaternarios. Se reconocieron por primera vez en la zona de estudio las Formaciones Tres Esquinas y La Manga, extendiendo el registro estratigráfico del área hasta el Jurásico medio. En el sector del límite internacional se reconoció además un intrusivo granítico previamente desconocido, que denominamos granito Borbollón.
El relevamiento de las estructuras superficiales del área de estudio permitió reconocer una deformación mixta de piel fina y piel gruesa. La deformación de piel fina afectó toda la faja plegada y corrida de Malargüe, mientras que la deformación de piel gruesa se encuentra restringida al sector interno, en el que según el modelo aquí presentado habría tenido lugar la inversión tectónica de fallas extensionales jurásicas. En el sector occidental del área de estudio se observaron una serie de corrimientos fuera de secuencia, que podrían formar parte de una faja de deformación fuera de secuencia de escala regional. A partir de nuestro relevamiento geológico del sector interno y de la información presentada por Broens y Pereira (2005) para el sector medio y externo de la faja plegada y corrida de Malargüe, construimos una sección estructural balanceada regional a la latitud de 34°10'S. Nos basamos en una interpretación de la evolución estructural según la cual durante el Mioceno habría tenido lugar un primer episodio de deformación con características de piel fina, seguido de la reactivación de las fallas normales mesozoicas del sector interno con desplazamiento inverso. El último episodio de estructuración de la faja plegada y corrida estaría dado una deformación fuera de secuencia de piel fina, que habría ocurrido en el Mioceno tardío. Las volcanitas pliocenas no se encuentran afectadas por la deformación. El acortamiento mínimo estimado para la cobertura es de 16,5 km (31%), mientras que para el basamento estimamos un acortamiento de 2 km (7%).

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo fue realizado con fondos del proyecto PICT 14144 adjudicado a Víctor Ramos. Agradecemos las correcciones y sugerencias de los árbitros Matías Ghiglione y Martín Turienzo, que ayudaron a mejorar el trabajo.

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