SciELO - Scientific Electronic Library Online

 
vol.65 número1Estratigrafía y estructura de las nacientes del río Borbollón, alto río Diamante, provincia de MendozaCaracterísticas estructurales del sector sur de la faja plegada y corrida de Malargüe (35°-36°S): distribución del acortamiento e influencia de estructuras previas índice de autoresíndice de materiabúsqueda de artículos
Home Pagelista alfabética de revistas  

Servicios Personalizados

Articulo

Indicadores

  • No hay articulos citadosCitado por SciELO

Links relacionados

  • En proceso de indezaciónCitado por Google
  • No hay articulos similaresSimilares en SciELO
  • En proceso de indezaciónSimilares en Google

Bookmark


Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión On-line ISSN 1851-8249

Rev. Asoc. Geol. Argent. v.65 n.1 Buenos Aires oct. 2009

 

ARTÍCULOS

La estructura de la faja corrida y plegada de Malargüe en la zona del río Diamante (34°30'-34°50' l.s.) y su relación con la Cordillera Frontal, provincia de Mendoza

Martín M. Turienzo

CONICET-INGEOSUR, Universidad Nacional del Sur, Bahía Blanca. E-mail: turienzo@uns.edu.ar

RESUMEN

La faja corrida y plegada de Malargüe es un cinturón orogénico de piel gruesa desarrollado principalmente en el Mioceno- Plioceno durante la orogenia andina, en la provincia de Mendoza. En base a un detallado mapeo de campo, información sísmica y de perforaciones, se realizaron tres secciones estructurales balanceadas resultando un acortamiento promedio de 14, 2 km (24%) para las rocas del basamento y de la cubierta. Regionalmente, la estructura está conformada por dos importantes ascensos del basamento entre los cuales queda configurada una zona donde predomina la deformación en la cubierta sedimentaria. En la zona occidental se desarrollan tres grandes cuñas de basamento asociadas a corrimientos producidos por la compresión andina las cuales se insertan en la cubierta sedimentaria (a lo largo del yeso de las Formaciones Tábanos y Auquilco), lo cual muestra la estrecha relación espacial y temporal entre la deformación del basamento y la cubierta. En la región con deformación de piel fina, la abundancia de lutitas y evaporitas en el sector occidental favorece el plegamiento mientras que las unidades más competentes presentes hacia el este forman imbricaciones y estructuras duplex (corrimientos Mesón y Sosneado). En el sector oriental, la falta de niveles de despegue dentro de la cubierta dificulta el desarrollo de cuñas de basamento y en cambio tiene lugar una importante deformación mediante retrocorrimientos. Con la continuidad de la compresión, la falla Carrizalito alcanzó la superficie colocando las rocas pre-jurásicas sobre los sedimentos sinorogénicos terciarios en la zona norte y central, mientras que hacia el sur las estructuras de basamento permanecen en el subsuelo.

Palabras clave: Estructuras de basamento; Tectónica andina; Cordillera Principal; Secciones balanceadas; Faja corrida y plegada de Malargüe.

ABSTRACT: The structure of the Malargüe fold-and-thrust belt at the Rio Diamante area (34°30'-34°50' S.L.) and its relationship with the Cordillera Frontal, Mendoza province. The Malargüe fold-and-thrust belt is a thick-skinned one developed mainly in Miocene-Pliocene times during the Andean orogeny, in Mendoza province. Based on detailed field mapping, seismic and well information, three balanced structural cross-sections were made resulting an average shortening of 14, 2 km (24%) for basement and cover rocks. Regionally, two basement uplifts occur surrounding a central region where thin-skinned deformation prevails. At the west, three large basement wedges are observed related to thrust faults developed during Andean compression which propagated into the sedimentary cover (along the gypsum of Tábanos and Auquilco Formations). This suggests a close spatial and temporal relationship between basement and cover deformation. In the thin-skinned region, the abundance of shales and salt horizons at the western sector promoted folding while the more competent units placed at the eastern zone are deformed into duplex and imbricate thrusts (Mesón and Sosneado thrusts). In the eastern region, lack of detachment levels in the cover rocks made difficult the development of basement wedges and instead important backthrusting occurred. Further compression propagates the Carrizalito fault upwards overthrusting pre-Jurassic rocks on Tertiary synorogenic sediments in the north and central areas, while in the southern area basement structures remain in the subsurface.

Keywords: Basement structures; Andean tectonics; Cordillera Principal; Balanced cross-sections; Malargüe fold and thrust belt.

INTRODUCCIÓN

La faja corrida y plegada de Malargüe (Kozlowski et al. 1993) es un cinturón orogénico de piel gruesa desarrollado durante la orogenia andina en el sudoeste de la provincia de Mendoza. Esta faja de deformación cenozoica representa a la provincia geológica Cordillera Principal y junto con la Cordillera Frontal (Fig. 1a) conforman los Andes del sur mendocino, ascendidos como resultado de la interacción entre las placas de Nazca y Sudamericana. Las tareas de campo llevadas a cabo en el presente trabajo se realizaron en la región cordillerana del río Diamante, ubicada unos 100 kilómetros al oeste de la ciudad de San Rafael y aproximadamente 90 kilómetros al norte de la localidad de Malargüe, en la provincia de Mendoza (Fig. 1b). La zona de estudio se extiende en sentido latitudinal desde el río Negro hasta el arroyo La Manga y desde las nacientes del arroyo Tordillo hasta cercanías del paso La Jaula en sentido longitudinal. El relevamiento detallado efectuado en esta región de los Andes permitió el reconocimiento de todas las unidades aflorantes, incluyendo rocas de basamento pre-jurásico que conforman el extremo austral de la Cordillera Frontal, sedimentos Jurásico-Cretácicos que rellenaron el sector sur-mendocino de la Cuenca Neuquina y rocas sedimentarias e ígneas cenozoicas principalmente depositadas en asociación con el levantamiento andino. La geología de la región, particularmente la estratigrafía, ha sido objeto de numerosos estudios entre los que se destacan los trabajos de Gerth (1931), Groeber (1947), Yrigoyen (1953), Volkheimer (1978) y Sruoga et al. (2000). En cuanto a la estructura y evolución tectónica en la región del río Diamante, existen diversas contribuciones realizadas tanto en el ámbito de la industria petrolera (Kozlowski 1984, Kozlowski et al. 1989, 1993, Baldi et al. 1984, Bogetti y Aguerre 1993, Cazau 1993, Manceda y Figueroa 1995) como académico (Nullo et al. 1987, Nullo y Stephens 1993, Baldauf et al. 1992, Baldauf 1997, Combina et al. 1993, Combina 1996, Ramos 2002, Combina y Nullo 2005, Broens y Pereira 2005, Giambiagi et al. 2005, Kim et al. 2005, Turienzo y Dimieri 2005 a, b, c, 2006, 2008, Turienzo et al. 2006, Turienzo 2008, Fuentes y Ramos 2008). Una mención especial merecen las observaciones realizadas por el geólogo alemán Enrique Gerth entre los años 1910 y 1913, publicadas recién en 1931, en la zona entre el río Grande y el río Diamante al sur de Mendoza. En la mencionada contribución, Gerth (1931) analiza y describe con gran claridad y profundidad el comportamiento tectónico y estructural de la región. Dicho autor interpretó la progresión de la deformación hacia el antepaís y reconoció la importancia de los principales eventos diastróficos en base a discordancias observadas en los estratos sinorogénicos terciarios. Destacó la vergencia hacia el este de las estructuras principales aunque reconoció, según sus propias palabras, "plegamiento hacia atrás de vez en cuando". Resaltó la importancia del fallamiento y la complejidad del plegamiento, dada por la interacción entre estructuras de basamento a las que llamó de primer orden, primarias o de "hondura" y aquellas de segundo orden o secundarias, desarrolladas en la cubierta sedimentaria principalmente delante y/o entre las anteriores. Este estilo estructural que relaciona la deformación del basamento y la cubierta, descripto fielmente por Gerth a comienzos del siglo XX, fue posteriormente reafirmado por estudios detallados (algunos sustentados con información de subsuelo) en diversos sitios de la Cordillera Neuquina (Kozlowski et al. 1996) y la Cordillera Principal Mendocina (Dimieri 1992, Manceda et al. 1992, Kozlowski et al. 1993, Rojas y Radic 2002, Turienzo y Dimieri 2005c, Turienzo 2008) e incluyendo esta contribución.


Figura 1: a) Localización de la faja corrida y plegada de Malargüe y la Cordillera Frontal, en la zona del río Diamante. b) Ubicación y accesos al área de estudio.

En el presente trabajo se puso particular énfasis en el mapeo de las estructuras tectónicas presentes en la zona de estudio, tanto las que afectan al basamento como a la cubierta sedimentaria, a fin de obtener un riguroso control de los pliegues y fallas allí presentes. Esta información geológica de superficie junto con los datos de subsuelo existentes, líneas sísmicas 2D y perforaciones, permitieron la confección de tres secciones estructurales balanceadas en base a las cuales se calcularon los respectivos acortamientos tectónicos. El objetivo de esta contribución es describir las principales estructuras que tienen lugar en este sector de la faja corrida y plegada de Malargüe y presentar una interpretación, viable desde el punto de vista geométrico, que ilustre estilo estructural que caracteriza a este segmento andino. Se analizan las diferencias entre las estructuras desarrolladas en el sector occidental respecto al oriental en función de los cambios litológicos observados en las rocas sedimentarias mesozoicas. Finalmente, la disposición tridimensional de las secciones permite reconocer las variaciones a lo largo del rumbo de las estructuras que afectan al basamento y a la cubierta sedimentaria.

MARCO GEOLÓGICO

La geología de los Andes mendocinos es el resultado de diversos eventos tectónicos, tanto compresivos como extensionales, a los que se asocian importantes procesos deformacionales, magmáticos y sedimentarios, que se sucedieron desde el Paleozoico hasta la actualidad (Ramos 1993, 1999). Las rocas presentes en la zona del río Diamante serán descriptas brevemente en base a observaciones de campo propias, destacando la composición general y principalmente el aspecto de las unidades en el terreno ya que el reconocimiento visual es una herramienta esencial para dilucidar las estructuras. Para un mayor detalle de la estratigrafía del área se sugiere la lectura de las diversas hojas geológicas (Groeber 1947, Volkheimer 1978, Sruoga et al. 2000). En la figura 2 se muestra un cuadro estratigráfico en el que se resume la denominación, composición y edad de las unidades que afloran en la región, así como también una síntesis de los principales eventos tectónicos en este sector de los Andes. Las estructuras y unidades fueron relevadas en sucesivas campañas a lo largo de 5 años de estudios, lo cual permitió la confección de un mapa geológico a escala 1: 50.000 (Turienzo 2008), que en la presente contribución se muestra de manera simplificada (Fig. 3).


Figura 2: Cuadro estratigráfico de las unidades aflorantes y los principales eventos tectónicos de la región.


Figura 3: Mapa geológico y estructural de la región del río Diamante (simplificado de Turienzo 2008). Las líneas A, B y C corresponden a las secciones interpretadas (Figs. 8 y 9) y los círculos blancos son los pozos de YPF considerados en las reconstrucciones.

Basamento pre-jurásico
Las rocas más antiguas corresponden a la Formación Las Lagunitas, de supuesta edad Devónica (Volkheimer 1978), compuestas por sedimentitas marinas con muy bajo grado de metamorfismo que afloran en el faldeo este y sudeste del Cordón del Carrizalito (Fig. 3). Recientes hallazgos de graptolites permiten reasignar esta unidad al Ordovícico superior (Tickyj et al. 2009). En general son areniscas cuarcíticas finas, verdosas y grisáceas, en las cuales se conservan algunas estructuras primarias, y pizarras micáceas, negras a marrón-doradas, con un marcado clivaje. Estos materiales fueron intruidos por la tonalita El Carrizalito, constituida por diversos cuerpos granodioríticos a tonalíticos con numerosos enclaves microgranulares máficos, que conforma gran parte del Cordón del Carrizalito. Dessanti y Caminos (1967) determinaron una edad de 334 ± 16 Ma (K/Ar) por lo cual el emplazamiento de estos cuerpos correspondería al ciclo Carbónico del magmatismo Gondwánico, el cual tendría lugar con anterioridad a la fase orogénica sanrafaélica (Llambías et al. 1993). Con posterioridad se produjo la intrusión de granitos y diques riolíticos y la efusión de rocas volcánicas durante el ciclo Choiyoi del magmatismo gondwánico (Pérmico- Triásico). Los afloramientos graníticos, de un color naranja intenso, se encuentran a lo largo del valle del río Diamante (Fig. 3) y anteriormente fueron denominados Granito La Estrechura (Volkheimer 1978). Los materiales extrusivos, principalmente coladas riolíticas y rocas piroclásticas, afloran en el sector norte del área mapeada y fueron previamente incluidos en la Asociación Volcánica La Totora (Volkheimer 1978). Todas estas unidades constituyeron el zócalo sobre el cual luego se desarrolló la cuenca Neuquina. Estudios de meso y microescala de las rocas plutónicas, que representan la mayor parte del basamento en esta región, muestran que éstas tuvieron un comportamiento netamente frágil durante la deformación andina (Turienzo et al. 2006).

Sedimentos mesozoicos de la cuenca Neuquina
A fines del Triásico y comienzos del Jurásico comienza la acumulación de sedimentos en el ámbito de las provincias de Neuquén y Mendoza iniciándose así el desarrollo de la cuenca Neuquina. Existe un consenso generalizado acerca de que esta cuenca se formó en un sector de retroarco, al este de un arco volcánico, en un ambiente extensional de intraplaca al igual que gran parte de la cuencas de rift triásicas del oeste argentino (Charrier 1979, Ramos 1993). Vicente (2006) estudió la distribución regional y composición de los sedimentos y postuló un modelo paleogeográfico en el que las aguas del océano Pacífico pasaron a través del arco volcánico por dos sectores e invadieron así el rift triásico-jurásico en el centro-oeste de la Argentina. En el área del río Diamante los niveles estratigráficos más bajos observados en el terreno corresponden al Grupo Cuyo, que aflora en el sector sudoeste desde el arroyo Tordillo hasta la zona del arroyo La Manga (Fig. 3) y adquiere aún más relevancia hacia el sur en el valle del río Atuel. Esta unidad se inicia con gruesos bancos conglomerádicos e intercalaciones arenosas, de color amarillento-anaranjado, correspondientes a la Formación El Freno (Hettangiano). De acuerdo a Manceda y Figueroa (1995) la depositación de esta formación se produjo como una secuencia de sinrift en diversos hemigrábenes asimétricos que controlarían importantes cambios de espesor. Sin embargo, en la zona del río Atuel, Spalletti et al. (2005) concluyen que esta unidad posee una potencia más bien uniforme, del orden de los 300 metros. En el relevamiento de campo llevado a cabo en la región del río Diamante se ha observado un espesor similar a este último, que disminuye gradualmente hacia el norte y el este, sin variaciones bruscas. De forma transicional se disponen areniscas finas con fósiles marinos asignables a la Formación Puesto Araya (Sinemuriano-Toarciano) y pelitas oscuras de la Formación Tres Esquinas (Sinemuriano-Bajociano). Esta secuencia es coronada por niveles evaporíticos de la Formación Tábanos (Calloviano medio) que representan una restricción en el ambiente marino. Esta somerización continuó durante el lapso Calloviano superior- Oxfordiano donde se acumularon areniscas finas, amarillentas, con grandes estructuras primarias (dunas), de la Formación Lotena, la cual da nombre al grupo homónimo. Escasamente representadas se observan las calizas gris-azuladas de la Formación La Manga y el yeso de la Formación Auquilco. La acumulación del Grupo Lotena también estuvo restringida a sectores internos de la cuenca, acuñándose hacia los bordes hasta desaparecer totalmente, tal como se registra en el pozo YPF.APe.x-1 ubicado al este del yacimiento Vega Grande (Fig. 3) donde inmediatamente sobre el basamento yacen las sedimentitas de la Formación Tordillo (Kimmeridgiano). Esta última se halla integrada por potentes niveles de conglomerados rojizos los cuales dan inicio a la depositación del Grupo Mendoza. Fuera del área de estudio, basaltos y andesitas de edad jurásica superior que se hallan intercalados entre los estratos de la Formación Tordillo representan las primeras evidencias de un magmatismo de arco en el lado argentino siendo los sedimentos contemporáneos depositados en una cuenca de retroarco con la subsidencia controlada por el enfriamiento térmico de la corteza (Ramos 1993). En ese estadio se produce la mayor inundación en la cuenca Neuquina representada por la gran expansión areal de las pelitas oscuras de la Formación Vaca Muerta (Tithoniano- Berriasiano), una de las más importantes rocas generadoras de hidrocarburos. Un destacado y continuo banco calcáreo, blanco-amarillento, con abundantes restos fósiles marinos, corresponde a la Formación Chachao (Valanginiano). Sobre ésta comienza una espesa secuencia de pelitas oscuras y calizas grisazuladas de la Formación Agrio (Hauteriviano- Barremiano). Se debe resaltar que el Grupo Mendoza en la región aquí estudiada aflora en dos sectores bien delimitados, uno occidental y otro oriental (Fig. 3), con un marcado cambio de espesor y de facies al pasar de un ambiente marino de cierta profundidad a una zona de borde de plataforma y litoral. Los afloramientos occidentales, desde el cerro Amarillo hasta el sur del arroyo las Yeseras, presentan más de 600 metros de conglomerados seguidos por un espesor similar de pelitas oscuras. Las exposiciones que se encuentran al este, bordeando el valle del río Diamante hasta Lomas Bayas, corresponden a una sección condensada donde unos pocos niveles conglomerádicos son cubiertos por escasos sedimentos finos amarillentos y mayormente bancos carbonáticos fosilíferos que en conjunto totalizan aproximadamente 150 metros. Esta notable variación lateral de los depósitos del Grupo Mendoza en el sector mendocino de la cuenca Neuquina fue particularmente estudiada en la región del río Diamante por Tunik et al. (2005). Los estratos de la Formación Agrio son cubiertos por la Formación Huitrín (Barremiano-Aptiano), integrada por niveles carbonáticos en su base y yeso en la parte superior. Estas rocas formadas en un medio marino muy restringido representan la última conexión con las aguas del Pacífico. Al igual que las unidades del grupo anterior, esta formación presenta variaciones de litología. Mientras en el sector occidental predominan las rocas evaporíticas, con algunos niveles calcáreos subordinados, en el sector oriental solo se encuentran bancos de calizas. Como se verá más adelante, estos cambios de composición en las distintas formaciones descriptas juegan un rol fundamental ya que ejercen un fuerte control en el tipo de estructuras que se desarrollan en la cubierta sedimentaria. La Formación Huitrín forma parte del Grupo Rayoso junto con la formación homónima, esta última compuesta por sedimentos rojizos que dificultan su diferenciación con la suprayacente Formación Diamante. Los estratos arenosos y conglomerádicos de color rojo de la Formación Diamante, depositados entre el Cenomaniano y el Campaniano (Volkheimer 1978), fueron acumulados en un ambiente netamente continental y son el equivalente mendocino del Grupo Neuquén. La presencia en estas rocas de clastos calcáreos posiblemente provenientes de las secuencias marinas mesozoicas (Kim et al. 2005) así como también discordancias internas interpretadas como sedimentos sinorogénicos sugieren una posible actividad compresiva, que habría tenido lugar a partir de los 110 Ma (Orts y Ramos 2006). En tal contexto, los depósitos cretácico tardío-paleocenos del Grupo Malargüe se habrían acumulado en una cuenca de antepaís vinculada a la carga tectónica y/o al propio peso del arco volcánico (Ramos 1993). Las rocas de esta unidad se hallan expuestas principalmente al sur del arroyo Las Aucas (Fig. 3) y son en general sedimentos finos, fluvio-lacustres, de coloración rojiza a verde. Dentro de esta secuencia predominantemente continental se destaca la Formación Roca (Maastritchtiano - Daniano), compuesta por una serie de bancos calcáreos, amarillentos, con fósiles marinos, relacionada con una ingresión del océano Atlántico.

Rocas cenozoicas andinas
Una importante actividad ígnea y sedimentaria tuvo lugar en la Cordillera Principal, fundamentalmente durante el Terciario, en estrecha relación con la tectónica andina. Numerosos cuerpos subvolcánicos, diques y filones capas, de composición general andesítica, fueron agrupados por Nullo et al. (2002) en dos ciclos eruptivos: Molles (Oligoceno superior- Mioceno) y Huincán (Mioceno-Plioceno). En la región del río Diamante se destacan los stocks andesíticos que forman los cerros Laguna Amarga, La Brea y Mala Dormida (Fig. 3), que fueron estudiados y datados por Baldauf et al. (1992) y corresponden al ciclo eruptivo Huincán (Baldauf 1997, Nullo et al. 2002). El importante levantamiento de los Andes a partir del Mioceno medio es registrado por la acumulación de sedimentos sintectónicos cuyas mejores exposiciones se localizan en la Cuchilla de la Tristeza y el arroyo Las Aucas (Fig.3). Las Formaciones Agua de la Piedra (Mioceno mediosuperior) y Loma Fiera/Río Diamante (Mioceno superior-Plioceno), compuestas en su mayoría por areniscas, conglomerados y aglomerados volcánicos, fueron estudiadas por Kozlowski (1984), Combina et al. (1993), Combina (1996), Combina y Nullo (2005), entre otros. En la zona de estudio, la Formación Agua de la Piedra es afectada por diversos corrimientos y de esta forma localmente presenta altos valores de buzamiento. En contraparte, los sedimentos más jóvenes cubren en discordancia a la unidad anterior y en general se presentan menos afectados por la tectónica. La continuidad de la actividad magmática a fines del Terciario y durante el Cuaternario produjo la efusión de coladas andesíticas y basálticas, ampliamente representadas en la región de trabajo (Fig. 3).

ESTRUCTURA

La región cordillerana del río Diamante es un sitio excepcional para el estudio de las estructuras tectónicas desarrolladas en este sector de los Andes. La presencia de estructuras que involucran tanto al basamento como a la cubierta sedimentaria, notablemente expuestas a lo largo del valle del río, permite estudiar la vinculación que existe entre la deformación de piel fina y piel gruesa. En líneas generales la estructura de la región está conformada por dos grandes alzamientos de basamento que tienen lugar en el sector occidental y oriental de la zona de estudio, entre los cuales se dispone un sector central, de orientación aproximada NNO, donde las estructuras se desarrollaron en la cubierta sedimentaria (Fig. 3). En este último sector, los mencionados cambios litológicos que presentan las Formaciones Vaca Muerta, Agrio y Huitrín, dan lugar a una zona occidental con predominio del plegamiento y una zona oriental donde prevalece el fallamiento. La descripción de las estructuras que se realiza a continuación se basa fundamentalmente en la expresión que las mismas tienen en el terreno, por lo cual su caracterización y localización está circunscripta al mapa geológico de la figura 3. De este modo se pretende diferenciar las estructuras mapeadas, que en esta región de los Andes presentan notables exposiciones, de la reconstrucción estructural que se detallará con posterioridad y que está sujeta a las interpretaciones del autor.

Sector occidental
En el sector sudoeste del área de estudio se hallan expuestas las unidades inferiores de la pila estratigráfica (Grupo Cuyo), a elevadas cotas topográficas, lo cual pone de manifiesto el importante ascenso del basamento. Las rocas sedimentarias Jurásicas allí presentes se encuentran afectadas por una serie de estructuras de plegamiento con rumbo N a NNE, y conjuntamente con las estructuras de basamento sobre las que se disponen conforman un anticlinorio de más de 10 kilómetros de ancho en la región sur que se hunde y pierde relevancia hacia el norte (Fig. 3).
En el extremo occidental de la sección B, al sur del cerro Malo, se observan dos pares anticlinal-sinclinal que afectan a las rocas de las Formaciones Tres Esquinas y Tábanos, estas últimas bien preservadas en los núcleos de los sinclinales (Figura 4 en Turienzo y Dimieri 2005c). Estas estructuras se presentan como pliegues suaves, con una vergencia no muy definida hacia el este, y no se han observado evidencias de fallamiento. Hacia el sur, en el arroyo Blanco, las capas de las Formaciones El Freno y Puesto Araya se hallan subverticales a invertidas y afectadas por una falla buzante al oeste lo cual confirma su vergencia oriental.
Continuando hacia el este a lo largo de la sección B, en el valle del arroyo Tordillo, las rocas del Grupo Cuyo se hallan afectadas por dos anticlinales de rumbo N-S (Fig. 3). La geometría de ambos pliegues es similar, con un limbo frontal corto y empinado y un limbo trasero de mayor longitud y suavemente buzante (Fig. 4), conformando dos anticlinales asimétricos con vergencia hacia el oeste, asociados a retrocorrimientos. Las charnelas son relativamente angulosas, con limbos rectos, que asemejan una geometría de tipo kink. Los buzamientos medidos en el pliegue más occidental son de aproximadamente 5° a 10° en el flanco posterior y de alrededor de 40° en las capas frontales mientras que el pliegue oriental posee buzamientos aproximados de 10°- 15° y 25°-30° en sus limbos trasero y frontal respectivamente. El eje de los anticlinales del arroyo Tordillo inclina hacia el norte con muy bajo ángulo y un poco más al sur, en la zona del arroyo Frío (Fig. 3), sólo se reconoce con claridad un anticlinal con vergencia al oeste. En este último sector, al sudoeste del cerro Tres Lagunas, los estratos del Grupo Cuyo que buzan con bajo ángulo hacia el este cambian bruscamente de buzamiento y se disponen en posición invertida conformando un anticlinal volcado hacia el este. Todas las estructuras descriptas forman un anticlinorio cuyo hundimiento hacia el norte se pone de manifiesto por la desaparición de las rocas de los Grupos Cuyo y Lotena a la latitud del cerro Malo (Fig. 3). En el sector austral, a lo largo de la sección C, estas unidades continúan aflorando unos kilómetros más hacia el este conformando un sinclinal y un amplio anticlinal con hundimiento hacia el norte tal como se aprecia en la zona de Las Yeseras, al sudeste del cerro Tres Lagunas.


Figura 4: Pliegues asimétricos con vergencia al oeste (asociados a retrocorrimientos) afectando a los sedimentos del Grupo Cuyo, desarrollados en las estructuras de basamento elevadas en el sector occidental.

Sector central: zona de plegamiento
El comienzo de esta zona con deformación en la cubierta sedimentaria está marcado por el desarrollo de un notable sinclinal que se extiende desde el norte del río Negro hasta el faldeo oriental del cerro Tres Lagunas (Fig. 3). La mayor expresión de este pliegue se observa en la zona del arroyo Las Playas, a lo largo de la sección A, donde esta estructura fue denominada sinclinal Las Playas (Kim et al. 2005). En dicho sector alcanza un ancho máximo de aproximadamente 5 km y alberga en su núcleo a los sedimentos del Grupo Malargüe. El flanco occidental de esta estructura está conformado por una completa secuencia de estratos que abarca desde el Grupo Mendoza hasta el Grupo Malargüe, con buzamiento general de mediano a alto ángulo hacia el este. El limbo oriental del sinclinal está bien representado por los estratos de la Formación Diamante con buzamientos de 40° a 50° al oeste. Siguiendo el hundimiento general hacia el norte de las estructuras mayores, este sinclinal se desarrolla en unidades más antiguas en el sector austral (Fig. 3).
Al este del sinclinal, una serie de pliegues con diferente grado de desarrollo a lo largo de su rumbo, conforman quizás las estructuras más conspicuas de esta zona de plegamiento en la cubierta sedimentaria. En la pared norte del valle del río Negro (Fig. 3), se observan claramente dos anticlinales volcados hacia el este, con las evaporitas del Grupo Rayoso (Formación Huitrín) en su núcleo y los estratos rojizos de la Formación Diamante en sus flancos, separados por un estrecho sinclinal también con vergencia hacia el este (para seguir su evolución a lo largo del rumbo, estos dos anticlinales fueron distinguidos en el mapa de la figura 3 con las letras W y E que corresponden al anticlinal occidental y oriental respectivamente). En el sector ubicado al norte de la sección A, el anticlinal oriental (E) se halla corrido hacia el este sobre estratos del Grupo Malargüe al ser cortado en su limbo frontal por la misma falla que generó el pliegue. A lo largo de la sección A, el anticlinal occidental (W) también se halla corrido hacia el este, cabalgando sobre el sinclinal y parte del anticlinal oriental. Esta falla con notable expresión superficial es denominada corrimiento Río Blanco (Fig. 3). Al sudoeste de Los Toscales este corrimiento dispone los estratos del Grupo Mendoza, que forman el núcleo del anticlinal occidental a lo largo de la sección B, sobre los estratos de la Formación Diamante que presentan un alto buzamiento hacia el este dando lugar al limbo occidental del denominado sinclinal Los Toscales (Fig. 3). La acción de esta falla también se observa en la zona del Portezuelo de las Minas, ubicado entre los cerros Tres Lagunas y Mesón de Adentro, aunque afectando solo a los sedimentos del Grupo Mendoza (Formación Tordillo corrida sobre Vaca Muerta). Más al sur, en la zona del arroyo Las Yeseras (sección C), la estructuración profunda que elevó las rocas de los Grupos Cuyo y Lotena conllevó a la erosión del Grupo Mendoza y unidades suprayacentes por lo cual el anticlinal occidental (W) no se reconoce en superficie.
Cerca de la confluencia de los arroyos Las Yeseras y La Matancilla, donde sobre la sección C se localiza el pozo YPF.A M.x-1, se observa un estrecho sinclinal desarrollado en los estratos de la Formación Diamante (Fig. 3). Esta estructura es la prolongación del sinclinal Los Toscales hacia el sur, que a su vez se corresponde con el sinclinal ubicado entre los anticlinales occidental y oriental en la zona del río Negro. Igual continuidad presenta el anticlinal oriental (E), que se extiende desde la pared norte del río Negro hasta el sur del cerro Mesón de Adentro afectando siempre a las rocas de las Formaciones Huitrín y Diamante, lo cual demuestra la horizontalidad de su eje. Este anticlinal se encuentra magníficamente expuesto en un corte natural a lo largo de la quebrada de la Vega de los Patos (sección B), al este de Los Toscales (Fig. 3), donde se aprecia con claridad que esta estructura posee vergencia hacia el este (Fig. 5). El flanco trasero de este pliegue presenta buzamientos desde 35° a 55° al oeste mientras que el flanco frontal se encuentra más empinado, con buzamientos entre 55° y 80° al este. En la zona del yacimiento Vega Grande, inmediatamente al este del anticlinal descripto con anterioridad, tiene lugar un par sinclinal-anticlinal que afecta los estratos de la Formación Diamante (Fig. 3). Estas estructuras se aprecian sólo a lo largo de la sección B y su continuación a lo largo del rumbo es incierta, pudiéndose reconocer únicamente la prolongación del sinclinal hacia el norte, al este del corrimiento Río Blanco, donde aloja en su núcleo a los sedimentos del Grupo Malargüe (Fig. 3).


Figura 5: Anticlinal observado en la quebrada de Vega de los Patos, correspondiente al anticlinal oriental (E) desarrollado en la zona de plegamiento del sector central.

Sector central: zona de corrimientos
Inmediatamente al este de las estructuras de la zona de plegamiento se desarrolla una vasta región caracterizada por corrimientos que producen imbricaciones y en parte duplicaciones de las unidades sedimentarias. Estos corrimientos se extienden desde la región del cerro Laguna Amarga, donde poseen una orientación aproximada N-S, hasta el norte del cerro Mala Dormida donde presentan un arrumbamiento noroeste, paralelo al curso del río Diamante (Fig. 3). La primera y más occidental de estas estructuras corresponde al denominado corrimiento Mesón (Kozlowski 1984, Kozlowski et al. 1989), el cual a lo largo de la sección C cabalga al Grupo Malargüe sobre los sedimentos terciarios de la Formación Agua de la Piedra (Fig. 6a). En el bloque colgante de este corrimiento, los estratos de la Formación Roca alcanzan buzamientos de 45°-50° al oeste, valor que disminuye gradualmente hasta alcanzar unos 30° en las suprayacentes Formaciones Pircala y Coihueco. Los niveles conglomerádicos de la Formación Agua de la Piedra ubicados al este y debajo del corrimiento Mesón, presentan un buzamiento general de 10° a 15° hacia el oeste. Entre esta estructura de corrimiento y el anticlinal oriental (E) de la zona de plegamiento, desarrollado al sur del cerro Mesón de Adentro, queda conformado un amplio sinclinal denominado Cuchilla de la Tristeza, en el cual afloran principalmente los sedimentos sinorogénicos terciarios de las Formaciones Agua de la Piedra y Loma Fiera (Fig. 3). Este sinclinal, que al sur de la sección C alcanza unos 5 kilómetros de amplitud, pierde relevancia hacia el norte donde se lo reconoce en base a unos afloramientos saltuarios del Grupo Malargüe, al este de Vega Grande. Hacia el norte, el corrimiento Mesón también presenta expresión superficial pero involucrando a los estratos de la Formación Diamante, que solo ocasionalmente llegan a montar al Grupo Malargüe, como se aprecia al oeste del cerro Mala Dormida en la línea de la sección A (Fig. 3). Unos pocos kilómetros más hacia el este se localizan una gran cantidad de imbricaciones y estructuras duplex que en conjunto constituyen el llamado corrimiento Sosneado (Nullo et al. 1987, Nullo y Stephens 1993). A lo largo de la sección A, en la zona del cerro Mala Dormida, se puede observar a las Formaciones Agrio y Huitrín repetidas por medio de varios corrimientos conformando escamas que se interdigitan lateralmente hacia el noroeste (Fig. 3). Hacia el sudeste, esta estructuración afecta principalmente a la Formación Huitrín que en esta región se presenta en su facies calcárea. Los notables bancos carbonáticos que integran esta unidad se hallan despegados de los sedimentos más finos infra y suprayacentes dando lugar a estructuras duplex, magníficamente expuestas (Fig. 6b). En forma general los bancos buzan suavemente hacia el sudoeste, alrededor de 15° a 20°, aunque localmente sobre las zonas de rampa alcanzan buzamientos mayores a 40°. En algunos casos, las repeticiones tectónicas de los niveles de la Formación Huitrín forman pequeños anticlinales por flexión en falla. En la región más austral, donde se ubica la sección C, el corrimiento Sosneado es responsable de la elevación de los estratos del Grupo Malargüe que buzan entre 15° y 25° hacia el oeste en la zona del arroyo Del Salto (Fig. 3). Los sedimentos terciarios ubicados en el yaciente de este corrimiento, que afloran al NNE del cerro Laguna Amarga, presentan un buzamiento de 10° a 20° al este.


Figura 6: Estructuras correspondientes a la zona de corrimientos del sector central. a) Estratos cretácicos del Grupo Malargüe corridos sobre sedimentos terciarios de la Formación Agua de la Piedra por acción del corrimiento Mesón, en la sección sur. b) Estructuras duplex en los estratos calcáreos de la Formación Huitrín relacionadas al corrimiento Sosneado, al sudeste del cerro Mala Dormida.

Sector oriental
Sin duda uno de los elementos morfoestructurales más importantes de la zona de estudio es el Cordón del Carrizalito, el cual representa la culminación austral de la Cordillera Frontal. Esta serranía conforma un gran anticlinorio, donde afloran las rocas del basamento pre-jurásico, que se hunde hacia el sur en la región del río Diamante (Fig. 3). Dicha estructura posee más de 10 kilómetros de ancho en la zona norte (sección A), valor que disminuye notablemente hacia el sur consistentemente con su hundimiento, razón por la cual en la zona de la sección C el sector oriental solo es apreciable mediante información de subsuelo. Como ha sido destacado desde los trabajos pioneros en este sector de los Andes, la gran estructura de la Cordillera Frontal posee una vergencia hacia el este y se halla corrida hacia el antepaís mediante fallas inversas que la limitan en su borde oriental, con un rumbo aproximado N-S. Se debe destacar sin embargo que solo localmente estas fallas alcanzan la superficie, observándose en otros sitios una transición gradual entre las rocas del substrato y la cobertura. En la zona de estudio, las rocas del basamento se hallan sobrecorridas hacia el este por la denominada falla Carrizalito (Baldi et al. 1984, Kozlowski et al. 1989, Nullo et al. 1993), la cual conforma el frente de corrimiento aflorante de la cordillera a estas latitudes. En la sección A, al este del Cordón del Carrizalito (Fig. 3), los estratos cretácicos de la Formación Diamante adosados al bloque de basamento ascendido por dicha falla buzan 75° al oeste y poseen estructuras primarias que indican que se encuentran en posición invertida. Inmediatamente al este de la falla, los sedimentos terciarios de la Formación Río Diamante buzan 25° hacia el este-sudeste. En el valle del río Diamante (sección B), aproximadamente 1 km al norte de la unión de éste con el arroyo Las Aucas (Fig. 3), los granitos del Grupo Choiyoi y los estratos del Grupo Mendoza se hallan montados sobre las capas de la Formación Agua de la Piedra por la falla Carrizalito (Fig. 7a). Los sedimentos mesozoicos, que sobre el zócalo pre-jurásico en el bloque colgante buzan 6° a 10° al SE, se encuentran en posición subvertical a invertida y notablemente adelgazados justo delante de la falla. Los estratos terciarios ubicados en el bloque yaciente buzan unos 60° hacia el sudeste, y en esa dirección ocurre una disminución gradual de su inclinación. En base a la orientación de los estratos sedimentarios que forman la estructura de plegamiento descripta, se infiere que al sur del río Diamante la falla Carrizalito posee una orientación aproximada NE-SO (Fig. 3). Esto permite considerarla en dicho sector como una rampa oblicua respecto al frente de levantamiento de la Cordillera Frontal, cuya orientación general es submeridiana. Esta estructura oblicua es la responsable del repentino alzamiento del basamento observado en la región central y norte respecto a la porción sur del área de estudio, donde no afloran las rocas del substrato. A lo largo del valle del río Diamante (Fig. 3), se observa el flanco trasero o sudoccidental del anticlinorio del Cordón del Carrizalito, con un buzamiento de aproximadamente 15° al SO medido en los niveles inferiores del Grupo Mendoza que yacen sobre el zócalo en la zona del cerro Mala Dormida (sección A).


Figura 7: Estructuras involucrando al basamento en el sector oriental. a) Falla Carrizalito montando al basamento y los estratos mesozoicos sobre los sedimentos terciarios en la sección central. b) Anticlinal Lomas Bayas, con vergencia al noroeste e involucrando al basamento, relacionado a un retrocorrimiento que se desprende de la falla Carrizalito. La inclinación del contacto entre el zócalo y la cubierta que se observa hacia la zona del cerro Mala Dormida se interpreta como la parte trasera de un segundo pliegue vinculado a otra estructura retrovergente.

Dentro del anticlinorio de basamento que conforma el Cordón del Carrizalito, la estructura más destacada es el anticlinal Lomas Bayas, expuesto de un modo completo en la pared austral del cañón del río Diamante, inmediatamente al norte de la línea de la sección B (Fig. 3). Se trata de un anticlinal asimétrico con vergencia hacia el oeste, por lo cual se asocia a un retrocorrimiento que se desprende de la falla Carrizalito, que involucra en su formación a las rocas del basamento prejurásico y a los estratos del Grupo Mendoza (Fig. 7b). El limbo frontal del anticlinal Lomas Bayas tiene un buzamiento casi constante de 30°-35° al oeste, mientras que el flanco trasero, de mayor longitud, posee buzamientos menores hacia el sudeste que oscilan entre los 6° y los 12°. A partir de los datos de buzamiento medidos en ambos flancos y utilizando la red estereográfica equiareal de Schmidt-Lambert, se obtuvo que el eje de dicho anticlinal inclina 11° hacia el SSO (Turienzo y Dimieri 2005 a y b). Hacia el noroeste, y antes del cerro Mala Dormida (Fig. 3), la interfase basamentocubierta inclina con bajo ángulo (aproximadamente entre 10° y 14°) hacia el sudeste (Fig. 7b). Ya se ha destacado que los pliegues asociados a retrocorrimientos, como por ejemplo los de la zona del arroyo Tordillo (Fig. 4), poseen un limbo posterior largo suavemente tendido y un limbo frontal corto más empinado y frecuentemente conforman un sistema de dos o más anticlinales retrovergentes. La similitud en la geometría de dichos pliegues con la de las estructuras del sector del río Diamante permite inferir al noroeste de Lomas Bayas, entre las secciones A y B (Fig. 3), la existencia de un segundo anticlinal asociado a un retrocorrimiento que se desprende de la falla Carrizalito.

SECCIONES BALANCEADAS

Respetando con la mayor fidelidad posible los datos de campo descriptos anteriormente y con apoyo de todas las líneas sísmicas 2D existentes y numerosos datos de perforaciones (Fig. 3), se confeccionaron tres secciones estructurales balanceadas (A-A', B-B' y C-C'), de 45 km cada una y orientación este-oeste. El pozo YPF.PLJ.es-1, ubicado en el extremo oriental de la sección B (Fig. 3), permite conocer el nivel al que se encuentra el contacto entre el basamento y la cubierta sedimentaria en el antepaís. Desde allí, el tope del basamento se prolongó hacia el interior de la cuenca con una pendiente regional de entre 4° y 5°, suficiente para explicar el acuñamiento progresivo de las unidades sedimentarias hacia el antepaís, no habiéndose notado ni en la sísmica ni en afloramientos rasgos que permitan la localización certera de fallas normales que controlen de