tesis-n1476-Mozetic

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Tesis de Posgrado
El triásico de los aledaños al ValleEl triásico de los aledaños al Valle
del Río Bermejo, Provincias de Ladel Río Bermejo, Provincias de La
Rioja y San JuanRioja y San Juan
Mozetic, Antonio
1975
Tesis presentada para obtener el grado de Doctor en Ciencias
Geológicas de la Universidad de Buenos Aires
Este documento forma parte de la colección de tesis doctorales y de maestría de la Biblioteca
Central Dr. Luis Federico Leloir, disponible en digital.bl.fcen.uba.ar. Su utilización debe ser
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Cita tipo APA:
Mozetic, Antonio. (1975). El triásico de los aledaños al Valle del Río Bermejo, Provincias de La
Rioja y San Juan. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de Buenos Aires.
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Mozetic, Antonio. "El triásico de los aledaños al Valle del Río Bermejo, Provincias de La Rioja y
San Juan". Tesis de Doctor. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de Buenos
Aires. 1975. http://digital.bl.fcen.uba.ar/Download/Tesis/Tesis_1476_Mozetic.pdf
http://digital.bl.fcen.uba.ar
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EL TRIASICÜ DE LOS ALEDAÑÜS
AL VALLE DEL RIO BERMEJO
PROVINCIAS DE LA RIOJA Y SAN JUAN
por
Antonio Mozetic
I N U I C E
RESUMEN
INTRODUCCION
A - Objetivos del trabajo
B - Ubicación
C - Método de trabajo
D- Investigaciones anteriores
E - Agradecimientos
GEOGRAFIA
A - Drografía
B - Hidrografía
C - Vegetación y suelos
GEOLOGIA
A- Estratigrafía
I - Generalidades
II - CuadroEstratigráfico
III - Descripción de las Formaciones Geológicas
l. Pracámbrico o Paleozoico Inferior
i - Complejo de Alto Metamorfismo
ii - Calizas Cristalinas
iii - Rocas Igneas
iv - Complejo de Bajo Metamorfismo
2. Paleozoico
a) Cárnbrico
1 - Formación Villicúm
11 - Formación La Laja
b) Ordovícico
i - Formación San Juan
ii - Formaciones Cerro Viejo y Los Azules
111 - Formación Albardón '
c) Silürico
1 - Grupo Tucumico
1a - Formación La Chilca
ib - Formación Los Espejos
11 - Formación Rinconada
LDquUIDUUGJNH
HHHH
SEC
¡.aN
HHHHmnaluN
HHbb
HH U'Ib
¡.0Oi
NHHN100
NNbb
NNN01515
d) Devónico
i - Formación Talacasto
ii - Formación Punta Negra
a) Carbónico
i - Formación Guandacol
ii —Formación Tupa
f) Pémico
i - Formación Patquia
3. Masozoico
a) Triásico
Cuencade Ischigualasto-Ischichuca
i - Formación Talampaya
11 - Grupo Tarjados
iia - Formación Tuscal
11h - Formación Agua Escondida
iii- Grupo Agua de la Peña
iiia - FonmaciónChañares
iiib - FormaciónBaldecitos
iiic - FormaciónLos Rastros
iiid - FormaciónIschigualasto
iiie - Formación Los Colorados
Marayes y extremo sur de la Sierra da La Huerta
iv - Grupo Marayas
iva - Formación Esquina Colorada
ivb - Formación Chacras
ivc - Formación del Barro
Flanco occidental de la Sierra de Valle Fertil
Norte de la Sierra de Villicün y Cerro Morada
v - Formación Agua Amarga
La Ciénaga de Vallecito
vi- Formación Banda
b) Cretácico
i - Formación La Cruz
ii - Formación Cerro Bajada
iii - RocasHipabisales Básicas
iv - Formación Quebrada del Médano
88885588-88888'03
88%
4. Canozoico
a) Terciérico
i _
ii ­
iii ­
iv ­
V­
vi ­
vii ­
Fórmación
Formación
Formación
Formación
Formación
Formación
Formación
b) Cuartárico
B - ESTRUCTURA
C - HISTORIA GEÜLÜSICA
Conclusiones
Lista Bibliográfica
Tunel
Partillar
Niquivil
Huachipampa
Chuscha
Uspiñaco
Mugotes
104
104
104
110
lll
112
113
114
114
116
118
123
130
LISTA BE ADJUNTOS
1o MapaGeológico de les aleuaños al valle del río
Bermejo. Provincias ¿e La Rioja y San Juan. 11700.096
2. MapaGeológico de la comarca Ischigualasto­
Talampaya. 1:100.0LC
3 .Mapa Geológica de la parte occidental del
vaJIe del rio Bermejo. 1:100.000
h .Mapa Geólógico de la comarca Las Chacras­
Maraycs. 1: 50.000
5 .Perfil columnar Rio Chadares 1: 2.590
6 . " " Agua Escondida 1: 2 . soo
7. " cerro Moradode Baldecitos 1: 2.569
8 . “ Quebrada de la Peña l: 2.500
9 . Aguada de la Chilca 1: 5.COQ
10 . Águada Saladita l: 2.500
ll . Quebrada los Casibares l. ?.50’
12 . Quebrada del Gritón l: 5.000
13 . Marayes l: 5 CSO
1h . La Cienaga 1: 2.500
15 . cerro Morado de Mogna 1, 2,509
16 . Villicún Norte l: 2.500
l? .Perfiles transversales de la Cienaga y Co.
Morado de Mogna. ‘ 1: 5.000
18 .Perfiles transversales de la quebrada del
Gritón y Marayes. 1: 10.000
15
16
17
18
19
20
21
22
23
2h
25
26
111)
.Cerro Overo , afloramientos de 1a Formación Chañares en
las 1aderas,por debajo de las coladas basálticas.
.Formación Chañares en el curso inferior de 1a quebrada
de la Peña.
.Laminación entrecruzada en areniscas de la Formación
Los Rastros,en el rio Chañares.
.Tronco y hojas fósiles de Cladophlebis mesozoica Kurtz.
.Vista de la Formación Ischigualasto al oeste del mogote
de Agua Escondida.
.Contacto entre las Formaciones del Permo-Carbónico y el
miembro inferior de 1a Formación Agua Amarga,en el cerro
Morado.
.Miembro superior de la Formación Agua Amarga,en el extremo
norte de la Sierra de Villicún.
.Contacto entre la Formación Chacras y el basamento,en el
corte de 1a ruta nacional No. 20 al sue de Marayes.
.Formación Cerro Rajado,en 1a quebrada de los Jachaleros.
.Vista panorámica del Anticlinal del cerro Moradode Mogna.
.Mogote de Agua Escondida,
.Falla inversa que afecta sedimentibas de 1a Formación
Niquivil,en el flanco oriental de la Sierra del Morado.
LISTA
lo
2.
3.
7.
8.
10o
11.
12°
13
1h.
gg FIGURAS
Mapa de ubicación
Cuadroestratigráfico
Intraplegamientos en las bancos basales del Carbónico
en la aguada de la Chilca.
Vista parcial de los bancos rítmicos en el Carbónico
en la aguada de la Chilca.
Permo-carbónico en el núcleo del anticlinal del cerro
Morado de Mogna.
-Bancos con laminación entrecruzada en la Formación
Talampaya.
Puerta de Talampaya.
Laminación diagonal en las areniscas de la Formación
Banda, a1 sur de 1a Cienaga de Vallecito.
Conglomeradobasal de la Formación Tuscal,al sur de la
Puerta de Talampaya.
Contacto entre las Formaciones Tuscal y Agua Escondida,
a1 norte de los Camposde Gualo.
Vista panorámica de las'Formaciones Chañares y Los Rastros,
al norte del rio Chañares.
Detalle de las concreciones fosilíferas de la Formación
Chañares.
Aflaramientos de la Formación Chañares en la que brada
de Ischichuca. Por encima se observan ios bancos carbonosos
de la Formación Los Rastros.
Cerro Moradode Baldecitos.Por debajo de los basaltos de
la Formación Baldecitos afloran los bancos tobáceos de la
. l NFormac1on Chanares.
RESUMEN
Se describe 1a estratigeafía del Triásico y demásentidades
aflorantes en la comarca,que comprendedos grandes cordones
serranos, los que marginan el valle del río Bermejo. Por el
este y sur lo marginan las Sierras Morada, de Valle Fertil,
de la Huerta y de Pie de Palo, y por el oeste las Sierras
de Mogna, del Morado y de Villicún.
El sector oriental del área esta integrado principalmente
por rocas del basamento, metamórficas e ígneas, sobre las que
se apoyan sedimentitas continentales que van en edad desde
el Carbónico ( Formación Guandacol y Tupe), Pérmico (Formación
Patquia), Triásico(Formación Talampaya y Grupos Tarjados,
Agua de 1a Peña y Marayes), Cretácico(Formaciones Cerro Rajado,
Quebrada del Médanoy La Cruz), Terciárico y Cuartárico.
En el sector occidental de la comarca se encuentra un extenso
afloramientodel Terciárico, constituido por areniscas, arcilitas
y conglomerados, plegados en anticlinales alargados cuyo núcleo
aflora en el cerro Moradoal sudoeste de Mogna.Este núcleo esta
integrado por sedimentitas de Ordovicico (Formación San Juan),
Permo-Carbónico y Triásico (Formación Agua Amarga). Al sur
afloran ampliamente las calizas de la Formación San Juan que
conforman el grueso de la Sierra de Villicún, sobre las que se
apoyan en la ladera oriental, las lutitas del Caradociano y
las areniscas y conglomerados del Ashgiliano (Formación Albardón)
y sobre estas la Formación Rinconada (Silúrico).
Al norte en Huacovuelven a aflorar las calizas ordovícicas
sobre las que se apoyan los sedimentos continentales del
Carbónico, entre los que se intercala un nivel marino. A
continuación afloran areniscas rojas y blancas de la Formación
Patquia, y sobre estas las areniscas con laminación entrecruzada'
gigante del Triásico inferior (FormaciónBanda). En discordancia
se apoyan las brechas y tobas de la Formación Túnel, que
representan el comienzode la deposición Terciárica en el
Mioceno Alto.
Másal oeste se depositaron secciones más completas de sedimentitas
marinas durante el Silúrico y el Devónico inferior y medio.
Sobre estas Formacionesse depositaron los acarreos cuartáricos
de conos de deyección y terrazas, que se extendieron al pie de
los cordpnes elevados, y rellenos aluviales en las grandes
depresiones.
Por su estructura,los cordones del sector oriental pertenecen
al tipo de bloques inclinados debido a fallas meridianas, de
gran rechazo, con la cubierta sedimentaria plegada, y a
estructuras de tipo de solevantamientos en el sector occidental.
Todas las Formaciones arriba mencionadas fueron afectadas por
diversos movimientosdiastróficos.
¿[amamantarer
A. Objetivos de}. tl’ïlh'íjg
Este trabajo es presentado al departamento de Ciencias Geológicas para
obtener el Título de Doctor de la Universidad de Buenos Aires.
La realización del estudio que aquí se expone, tiene por finalidad contqi
huir al conocimiento del Triásico en los aledaños al valle del rio Bermejo,tr2
bajo que se encargó del punto de vista regional realizando un levantamiento qe
tallado de todos los afloramientos de sedimentitas triásica.
Ubicación
El área se encuentra ubicada en la parte centro oriental de la provincia
de San Juan y la porción sudoccidental de la provincia de La Rioja. Sus lími­
tes son al norte y a1 sur los paralelos 29° 30' y 31° 40' y al este y oeste
.los meridianos 67° 15' y 68° 45‘.
Método de trabajo
Para la realización de este trabajo se contó con los pares estereoscópi­
cos de le comarca del valle del rio Bermejo y aledaños, con los que se confec­
cionaron mapasfotogeológicos de detalle de los sectores donde afloran amplia­
mente 1as sedimentitas. Para la serrania de Mognay del Moradose confeccionó
un mapaFotogeológico a escala 1:25.000 que fue posteriormente reducido a esos
la 1:100.00Üy finalmente ajustado a las bases topográficas inéditas de la Din
rección Nacional de Geologia y Mineria a escala l:lOÓ.OÜO. La comarca de Iscni
gualasto-Ischichuca se confeccionó un mapaa escala 1:50.060 qua Fue posteriq:
mente reducido a escala l:lOÜ.ÜOOy ajustado a las hojas topográficas de la Qi
rección Nacional de Geologia y Mineria. Para la comarca de Las Chacras-Nbrayes
se contó con la base topográfica del levantamiento sstereofotogramótrico del
Sector sudeste de la Sierra de la Huerta, Planchetas l, 2 y 3, escala 1:20.000,
de la Diroocján General de Miras Sobra esta bano se
ajustó el mare. otogeolügico :7“ a tnn;le y posteriormente ¿Wredujo a osoem
la 1:h0.UÜÜo
Lne trabnjuo de camposv llevaïnn e cabo entre los meses da Julio y diciem
bre du 1970, completandouo en nuera v ¿rosto de 1972 totalizanüo ocho meses de cam
, J v . ‘n
paña. En este lapso se llevó a ocho el correspondiente cotejo de campoy 'os loboI.
rosa
E1 tnauajo de campoconsistió en el cotejo de los mapas Fotngeoldgicos, la mg
dición de perfiles y recolección de muestras de todas las secciones representativas
del Triésico en la comarca, se midió también un perfil on un afloramiento de sedimeg
titas carbGnicassobre la ladera occidental de la Sírrïu de Valle Fertil, en lo agqg
da de la Chiles. Se midieron también perfiles con el fin de determinar espesores de
las unidades afloñuntes on la comarca.
E1 trabajo de gabinetc consistió en la confeccifin de trece perfiles columnarüs
con desuripoífin de muestküs; ouardu fue nauuuu;muse realizaron descripciones de cor.J
tes delgados y muestras a grano suelto. Sa cvnsultfi le bibliografia publicada relaw
cionada con la comaroa estudiada.
Investiggciones anterfiurgï
Stelzner (1885) fue el primer geólogo que realizó estudios en la zona on
1872, quien sobre la base del hallazgo oa plantas fósiles en Maraye (3an Juan),
las que fueron determinadas po Geinitz (1876) como roticas, oonSLOGróde le mismo
edad muchossedimentos continentalus, aflorantes en el .rea, que posteriormente
sn demostraron pertenecientes al Carbúniva.
Brackebush (1891) en su mapa del Interior de la República, en ol que di»
ferenoia dentro del gruoo mesozoico 8 terrenos réticos, capas y filones do mulám
fido y diabasn y Psamitas y yeso (rático).
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gos'o
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- Mapfi.‘ I‘ \ J \\
\ fi .:<.
1) A .N
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AREA ESTUDIADA
ESLÍ- ,_A‘ P ‘LOb
íMAPA DE UBICACION
E.
Posteriormente Bubenbender(1897, 1902) se refiere e las sedimentitas
paleozoicss de le comarca y observa los aglomeradoe porfidicos en el Flsnco occ;
dental del enticlinal oe Agua Hedionda y en (1911) resume los conocimientos geo­
lógicos relativos a la parte meridional de le provincia de La Rioja. En diana
publicación crea el término Estratos de Paganzo, al que asigna todas las sedimeg
tites anteriores al Hético. Ademásrefiere al Rático las entidades inferiores
del Tríásico y asigna las superiores a1 Jurásico y Cretáceo superior andino.
Posteriormente Stappenbeck (1910) y Keidel (1921) se refieren al sector
occidental, en sus clásicas monografíasde la Precordillera.
Recién en 1946, Bracaooini se refiere extensamente a los depósitos triá
sicos de la comarca de Huacoy su extensión en el borde oriental de la Precordi
llera.
Fronguelli (1948) realiza una exposición detallada de los depósitos triÉ
sioos de la cuenca Isohignalasto-Iechichuce y Groeber y Stipanicic (1953) reali­
zan una recopilación de los afloramientos réticos en la comarca.
A estas investigaciones siguieron abundantes trabajos que por lo numero­
sos son referidos los Capitulos siguientes.
Agradecimientos
k
Se quiere dejar un sincero agradecimiento al extintO'doctor H. J.
Harrington quien dirigió este trabajo desde las etapas iniciales y acompañóal
autor al campo, en dos Oportunidades para intercambiar ideas en el área de tra­
bajo.
Al doctor J.C.M. Turner, Quien dirigió el trabajo COnposterioridad el
fallecimiento del doctor Harrington, y por sus valiosas sugerencias críticas y
A mi hermano Marcos Megatic quien tan eficientemente colaboró en las
tareas de campo, y asimismo al Departamento de Exploración de Shell C.A.P.S.A.
que du una u otra forma colaboró en la confección del mismo. Al señor Batallini
por la confección de los cortes microscópicos.
La doctora M. Bnnetti de Stipanicic colaboró con la identificación de
le flora fósil.
Finalmente quiero dejar un expreso agradecimiento a la empresa Shell
C.A.P.S.A., la que proporcionó los medios necesarios para la realización del
trabajo.
GEÜash”.
A. Dronraf-‘Ia
. .U-nLI-sn-n-mn.
Dos cum-¡30:3montañosos a] urgedos en sentido longitudinal maxgirfin al 'J...'.I.le
del rio Hermnjopor el este y el oeste.
El cordón oriental está constituido de norte a sur por las Sierras Morada,
Valle Pórtil y La Huerta, quo Formanun cordón continuo que se prolonga, fuera
de 1a comarca en las Sierras de Villa Unión al norte y Las Himanas, Gigante y
Guayaguásal sur. Por el sur se encuentra la Sierra de Pie de Palo, que junto con
las Sierwns del borde oriental, pertenecen a la provincia geológicaSierras Pam­
peanas. El sector montañosooccidental está integrado, de norte a sur por las
Sierras de 1a Batea, de Yanso, de Magna, del Moradoy Villicón. La cadena occi­
dental pertenece a la provincia geológica Precordillera.
El cordón Sierras Morada-valle Fértil-La Huerta, posee perfil asimétrica
con pendiente suave hacia el este y acentuada hacia el oeste, correspondiendo
a las caídas al valle del río Bermejo. Esta annmalïa morfológica está íntimamente
relacionada con la estructura del cordón, ya que es un bloque elevado a cGch­
cuencia de la orogenia andica. La elevación originó un drenaje de tipo consecuag
te integrado por cursos transversales a su eje. En cuanto a diseños de drenaje,
es frecuente en todo el ambiente el de tipc‘angular_y_rgctangular, determinado por
la regulación estructural que ejerce una nutrida red de diaclasas.
Las máximasalturas alcanzan a 2.800 m en la Sierra de la Huerta y 2.350 m
en 1a Sierra de valle Fértil.
A
Nohay continuidad geológica ni morfológica entre las anteriores y la Sierra
Morada, ya que esta última está constituida por sedimentitas del Paleozoico y
del Triósico de variada resistencia a 1a erosión, dando comoresultado un relie­
ve irregular en el que alternan bajos comola hoyada de Ischigualasto o Valle de
La Luna y barrancas abruptas, como1a de Los Colorados. Se observan en la actua
lidad los efectos de una intensa erosión eólica que origina un paisaje de destrug
ción, del tipo "huaiquerïa".
. . . _, H .._- __..¿.¡_
5-0 ¿“Jura “¿mari quie .12: b.u.!.ï':"u..‘.“muda (:1. ..: al. bano “¿L-1.1.4 LA.
lor (HJPSCFSCüfffi'ü'”ïïtfifi (Lu: hn¿ïn1 hoc1¿;¿u.­1.800 m. Cn la Üitïï‘ni Mamada.
bos r‘lancns, se encuenth ana-us;Ï'..'u.':.'«nantes de ria: subr-zsungntc
_ I l _—__/—-——"
"n «12-;-Su Galas-t.L
‘ - _r” r1(;l.lu‘vad: s
/—‘__-d— .
truc‘tur‘a antjsllru-ú, como e]. rx.
(town njcmgïlrzs 12’s:.“1’30: c'vztracrzuanutss 05M". .1 .2 ¿1:117't1x13,
(tienden hacia el asta y al descahncar en. cÏ: FÏC da La F'Feña,
'-‘mbnrar film)»Oi;
r; t­A'128., del Lenin, que du.)
de carácter an‘üasdente, inviertan su rumbohacia el 05511.5:-rare de
mente en el ríe (la- ojo.
Las Sierras de Yansu y La.Eat-¿2acn el limita accidentes] del valle del río
Bumeer alcanzan altums máximas.":2 ".520 y 3.18E-rn, mszcctivcmen‘ta. La;crcsifn ha
modelado en las calizas del Ürduvícim, un relieve de Forms-3redondmdas. Sus Jacky»­
.Lras poseen pendientes c-csn'tuadas, omaúaciendo 59.22ressgu a causas; tectónicas.
su a'Ltu'ra máxima darth la ¡212155157.
. aan (¡eno Morada de 1.483 :r. depuso al descubierta su núcleo de caliza ordovir ¿na
Las Sierras de lau-ra. —de] (¿nado alcanzan
altum.
Las sedimentitas temiarias que integ-ïm matas sierras fueron cerda-¡Ém-ndas
en forma difemncial, alternando así 'lÏ'ÏÏ'ÏVJÜCÉLSalta:-; con bajas alargadas longitudi­
nalmente, siguiendo el rumboda la estructura.
En algunos de esos bajas se ha instalada un intemsante drenaje da tipo sup­
’ dunde hace unasecuente como el dal rio Jamal en el paraje dcz'ïominadol-Iuachipampe.,
canta racia el norte al ajustarse e. le. vstmutum anticliinl.
» La altum ná4|La Sierra de Pie de Palo es de foma a;mximadamántm ulipti .c
xima.se alcanza en el portaaualo de. 10-3Arrows son 3,165 m. El relieve 5-3canasta­
riza por sus Poma suaves, debido u la gran resistencia que ofrecen a la erosión
las rocas metanórñcns del Precámbrúcuque intsznmn esta Siam.
El dmraje presenta en general un :iiqeño nadia] característico, con Fuertes
inflexiunes en el recorrido de los cun;th seco: dzbído a la presenua de una red dr:
Frectunns, originfindose diseños de tipo angular y rectangular.
be Hidroorafïe
W
El valle del rin Bennejo es recorrido por el rio epónimoque nace el norte
de la comarca, en Las Juntas, mediante le unión de los rios Vinchina y Guandecol.
Desdealli Fluye hacia el sudsudeste, paralelamente al eje de las Sierras Moreday
de Valle Fértil, recostada contre ollas. Al pasar entre los Sierras de Pie de Palo y
de Le Huerta, gira hacia el sur. Gran parte de su recorrido se haceentretnrrences,
reportadas en sedimentos Fines de la llanura aluvial.
Los principales efluentes que recibe en su margenderecha son los rios Hueco
y Zanjón, denominación que toma el rio Jachal al abandonar le Sierra de Magna. Otros
cursos menores son los ríos Pozuelos, de los Cheñares, Uspiñaco y Colorado que se
pierden en barreales y salinas sin alcanzar a desaguar en el Bermejo.
Por su margen izquierda recibe gran cantidad de pequeños cursos que bajan de
las Sierras Morada-ValleFértil-de le Huerta, comoel de le quebrada de los Jachellg
ros, rio de la Chilce, de la Peña, las Tres Quabredes, de las Chaczes, del Barro.
c- Vegetación y suelos
De acuerdo con las condiciones impuestas por un clima desértico, se encuen­
tre en le comarcauna vegetación xeróFile, en general baja y espinosa. Pertenece e le
formación del Monte, según le clasificación de Hauman(1947).
Está caracterizada por le presencia de árboles comoel algarrobo blanco, a1­
garrobo negro, tintiteco y garabeto; arbustos como:retano, jerilla, chañer, brea,
algarrobillo, pinchague, pete, Jallampa y mategusanos, ademásde algunas variedades
de cectáceas. En los alrededores de las vertientes crecen chilca y pichana y en el eau
ce del rio Bermejo son Frecuentes le chilca amarga y el temarindo.
En los barreales y suelos salinas se encuentre la tipica vegetación halófila,
comojume, sampe, vidriera y pichanilla.
10
El desarrollo de los sucias r: pcbm y está limitado a pequeñas extuminr'zas
dentro de los valle; y sobre 21.1.05: el sector sanz-ano y en el de pie dessierra,
donde la pendiente y la acción rie 1m,-ríos es.r:otab].3, los suelos son pedrssgasm.o
padregosos amnosos.
Fuera de este sectur hay ¡rm’carialezsdepositadas en foma horizantel o aut-¡ho­
rizontal, de grano Fina. En rigor Formansueles parties, que si biun a veces salcbms,
puedenresultar aptos para cultivos.
9c5_0..L.9_r-r¿f1
A- ESTHATIGRAFIA
I —fiíïïlfiLidaoes
La región que comprendeel presente estudio abarca
parte de dos provincias geológicas,elborde occidental de la extenso
provincia de las Sierras Pampeunasen el este y la Precordillera en
el oeste.
Se pueden distinguir cuatro grandes ciclos sedimentarios
en la comarca. Del primero,de edad precámbrice,sus rocas sirvieron de base
a la sedimentación cambro-devónica.
Durante al Cámbricose instala en le parte oeste una
cuenca da rumbonurtensur. Calizas oámbricas y ordovícicas de agtaa poco
profundas Fueron depositadas en el sector parcialmente coincidente con
la mitad oriental de la Prenordíllera.
Una suave discordancia separa el Ordovicico del Silürico,
pero prevalecieron las mismas condiciones depositéndoae sedimentos en
aguas menosprofundas en la mitad oriental de la Precordillera.fiste ciclo
Finaliza con la fase Acádica,luego de la cual la linea de costa se encuentra
más al oeste.
El tercer ciclo comprendeprácticamente solo depósitos
continentales,carbónicos a triásicos en la región. Unintenso vulcanismo
durante el fin del Pérmico y el Triásico creó una barrera de andesitus y
tobas en la Cordillera Frontal, lo que separó mas‘efectivamente 1a sedimenta­
ción continental y marina.
Un largo periodo de poca deposición/erosión ( Jurásico­
Cretácico - Terciarico inferior) separa el tercero del cuarto ciclo.
Durante el Miocenola sedimentación continental se reanuda
como una conseCuencia de los movimientos Andicos,como resultado se acunularon
grandes espesores de sedimentos.
11- Cuadroastratigráris: (Figura No. 2)
III- Descripcion de 1"J FormuniúnueGoológicas
l-PHEUAMÚHICO o PALEÜZOICO INFEHIÜH
Las rocas pertenecientes al basamentoaflorante en las Sierras
de Valle Ferti1,Pie de Pa]o,de la Huerta,de las Himanesy cerrillos de
Barboza y Valdivia,Forman parte del sector occidental de las Sierras
Pampeanas de Tucumán .Catmarca , La Rioja y San Juen,oegún lo definiera
Caminos (1972).
En el curso de] presenta trabajo,sin entrar en mayordetalle se
diferenciuron las siguientes unidades litológicas.
i-Complejode Alto Hotemorfismo
Consiste predominantemente de rocas de alto grado de metamorfismo,
principalmente migmatitas,anfibolites y mas raramente gneises.
Intercalaciones cuorzosas son frecuentes en amplios sectores
de la Sierra de Pie de Palo,probablemente debido a procesos lit-par-lit
(minera TEA,1967),que en las fotografias aéreas SB presentan comomanchas
claras dentro de este complejo.
Los afloramientos mas septentrionales lo constituyen unos esquistos
micáceos granatíferos que se encuentran al sur de la desembocadura de 1a
quebrada de la Chilca,donde mediante una falla fueron puestos en contacto
con aedimentitas de edad triéeica.
Sobre el Flanca uccnuentoi de la Sierra de Valle Fertil predomina
la facies metamórfioade alto grado: gneistsy anfibolitas.Los gneises en
esta comarca presentan un bandeamiento muyacentuado. Mirré(]969) expresa
que el metamorfismocorresponde a 1a facies anfibolita granulita.
ii- Calizao Cristalinas
Afloramientos de estas rosas son frecuentes en 1a parte oriental
de la Sierra de Pie de Palo,cerrito Pan de Azucar (km 12 del camino entre
Marayes y Has Chacras),8icrra de la Huerta y en la ladera occidental de
la Sierra de Valle Fartil.a] sur de la localidad de Chuouna.
iii» 52595anous
Say?“ Hirré (1963),ol Flo-neooriental do 1a Sierra de'Vallu Fertil
esta CULLLitUiÜOpor granodioritus hiotiticn-hornblendíFurCS.Tamhiun se
componede granitos porfidobláétioos migmatíticos do grano grueso,y biotítioos
con veninas de aplita (mmm-1,1971).
A su vez la parte oriuntal de la Sierra de Pie deïPalo'presenta
con frecuencia pórFidos graníticos.
Todo el conjunto de afloramientos de basamento se ve afectado
por pugmatitas con grandes cristales de Feldespoto rosado y mosoovita.
Estes pegmatitas Fueron divididas por Mirré(1969) en dos grupos:
a) Diques no zonales,con plagioolasa comofeldespato y contactos transi­
cionales con las rocas de caja.
b) uiques zonales de contactos netos,con mioroclino comofeldospato
dominante.
Dataciones radimétricas de distintas rocas de este conjunto dieron
edades que van del Devónico al Triásico (Stiponicic y Linares, 1959)
Cuerpos de rocas básicas,noritas, fueron tambien descriptas por
Mirré (1969). Diferenciaciones ultrabáéioas de las mismashan dado origen
a hurzburgitas olivínicas y perknites.
Las rocas eruptivas volcánicas ácidos estan representadas por la
riolita de la quebraddaBlanca y la del mogotePlateado(¿ardini,197l).
iv- Complejo de Pajo Metamnrfismo .
Este complejo que aflora en la parte occidental y austral de la
Sierra de Pie de P alo,constituye la entidad que‘fuera denominadapor
Borrello (en Caminos,1972) Eïopo Caucete,estando integrado de abajo hacia
arriba por los esquistos de la Puntilla Negra,la FormaciónAngaogzcalízas
y dolomias de color gris azulaoo a negro,1a Cuarcita Quemadozcuarcítas
micáceas gris verdosas,laminaoas con las caracteristicas sedimentarias
presurvadas,y la FonnaciónPie de Palo constituida por areniscas y usnuistos
calcáreos de aproximadnnonte 2.UUDm dc eeocsor. En la parte austral de
la Sierra de Pie do Polu,en la quebrada de Morales aflora una sucesión
potente de areniscas calccroas gris azuladas,Friablee,que gradan a calizas
arenoaae,que fueron incluidas dentro de esta última Formación.
2- PALEÜZOICÜ
a) Cámbrico
Estos sedimentos no fueron objeto de estudios estratigráfidos durante
este trabajo y con ese fin fueron considerados comouna sola unidad.
1- Formación Villicúm (Borrello,1967)
El conocimiento del Cámoricoinferior se debe a Borrello (1963].
al encontrar un fósil que indica esta edad en una localidad en el
extremo sudoccidental de la Sierra de Villicün. Posteriormente ,el
mismoinvestigador (1964) cita le perooencia del Cámbricoinferior
en la quebrada de la Espera sobre la ladera occidental de la Sierra
Chica de Zonda.
Esta Formación consta de una sucesión carbonética que difiere
ligeramente entre ambas localiaddes. En la Sierra Chica de Zonda
consta de calizas de tono azulado con intercalaciones delgadas de
lutitas verdoso amarillentes,con un espesor aflorante de aproxima­
damente 100 m,cuyo base esta suprimida por una falla que inclina hacia
el naciente en el pie occidental de la Sierra Chica de Zonday de
Villicün,cuyo rumbo es aproximadamente NNEb-SSÜ.En cambio,en el
extremo sudoccidental de la Sirra de Villicún,esta compuestapor
calizas dolomíticas de color amarillento a pardo amarillento,con
un espesor de aproximadamente 200-256metros. ,
En ambas localidades los bancos presentan un intenso plegamiento e
inclinan fuertemente hacia el surhsureste. Sobre los mismosse
ii­
15
apoyan las calizas de la Fonnación L a üaja.
Las calizas de esta Formación corresponden a un ambiente marino
de aguas poco profundas.
Egsiles edad I correlación
La fauna de trilooites que contiene esta Formaciónentre los
que se encuentran los géneros Ulenellus,Fremontella,Laudonia y
Rriomma,corresponde a la zona de Ülcnellus,lo que indica una edad
cúmbrica inferior para esta Formación.
Hasta 1a Fecha no se conocen otros sedimentos de edad similar en
otros sectores de la Precordillera.
Formación La Laja (Borrello,1962)
Los clásicos afloramientos del Cámbricomedio de la Sierra Chica de
Zonda conocidos por Stelzner (1885),cuyos fósiles estudió Kayser
(1875),y posteriormente estudiados por Harrington y Leanza (1943)
y Leanza L947),Fueron denominados por Borrelic (1962) Galiza La Laja.
Posteriormente,Borrello y Pernas (1965) describieron otras dos locali
dades fosiliferas del Cámbricomedio para la Sierra Chica de Zonda
y extendieron su conocimiento a la Sierra de Villicún,donde en la
'quebrada del Retamoreconocieron restos Fósiles de Kootenia 5p..
Esta Formaciónesta integrada por calizas gris oscuras,estratificadas
en bancos macizos,iniensamente replegados al igual que los de 1a
Formacióninfrayacente correspondiente al Cámbricoinferior.
E1 contacto con la Formación Villicúm es poco claro debido a1 intenso
plegamiento que presentan ambas Formaciones: Sobre esta Formación
se asientan los bancos macizos de las calizas de 1a Formación San
Juan en relación poco clara. La diferencia en 1a intensidad de los
plegamientos entre las calizas cámbricas y las ordovicicas induJo
a Bracaccini {1946)a inferir una relación de discordancia entre
ambas.
Durante el presente trabajo se reconoció la extensión de esta
Formación hasta el extremo norte de 1a Sierra de Villicún,
constituyendose en un afloramiento continuo a todo lo largo
de la ladera occidental de la Sierra de Villicún. E1 extremo
norte de la Sierra consta de calizas gris OSCurasa negras
estratificedas en bancos macizos ,intensamente plegados. En
esta localidad las calizas estan cubiertas discordantomente
por sedimentitas deedadtriásica,plegadas en estrechos anticlinales
y sintlinales. Aflora en el nucleo de los primeras el Cámbrico
medio.
Borrello (1962) cita para esta Formación un espesor aproximado
de 400 metros.
Fósilesjedad y correlación
Los fósiles contenidos en esta Formación pertenecen a las zonas de
Bathyuriscus-Elrathina y Glossopleura-Kootenia que indican una
edad cambrica media.
b) Ürdovíqigg
1- Formación San Juan (Kobayashi.1937) ‘
Las calizas que constiyuten esta Formaciónafloran en una extensa
Faja que abarca la mitad oriental de la Preoordillera desde el
oeste de Guandacol hasta el sur de la provincia de Mendoza.
Forma1a parte principal de las Sierrras de la Batea, Yanso,
de Perico, Cerro del Fuerte, Sierra de AguaNegra, Talacasto,
Villicún y Chica de Zanda y un un afloramiento más reducido
en extensión en el núcleo del anticlinal del cerro Moradoal
sudoeste de Mogna, dentro de la comarca que abarca el presente
estudio. Los afloramientos más orientales de la mismaestán
dados por el cerro Moradoy la Sierra de Villicün y más hacia
c1 norte sobre la mismalínea norte-sur fue encontrada en el
Subsuelo por dos perforaciones, la primera al Oeste de la
localidad de Mogna (Sierra del Morado x-1) a 1.167 rn .
b.b.D. y la segunda al Oeste de Punta del Agua (Las SalinasA-X-l).
Los sedimentos que integran esta entidad corresponden a carbonaw
tos. Son calizas gris a gris azulado,en bancos macizos,
acompañadas de dolomi as y bancos y nódulos de pedernal negro,
litología que llega a predominar en los afloramientos del Cerro
Pedernal al sur de la provincia de San Juan. En PTinCiDiÜ
ha sido dividida en dos secciones, una inferior estratificada en
bancos macizos y otra superior lajosa. Las calizas correspon;
den a subesparitas oligofosilíferas dolomiticas y nodulares.
Marchese (1972) para las calizas de la quebrada de Talacasto se­
ñala una predominancia de componentes ortoquimicos {micro subes­
paritas, subesoaritas micríticas y esparíticas) en la sección
inferior y una mayorproporción de aloquïmicos (Intraclastos
pisolitas y restos orgánicos) en la sección superior.
En el núcleo del anticlinal de cerro Morado de Mognala Forma­
ción San Juan se presenta comouna alternancia de bancos de
caliza gris, dolomi a pardo amarillento y pedernal negro.
Generalmente la base de esta Formación no aflora por encontrarse
falladus ,conexcepción de las Sierras Chica de Zonday-de Villicún
donde se asienta sobre las calizas cámbricas en relación poco
clara.La posicion genEFUJHCHtBsubvertical de los bancos ha
contribuido a la formacion de extensas planchas. Hacia el Oeste
de 1a depresión de Matagusanos las mismas inclinan generalmente
hacia e] poniente,mientra5 que en las Sierras Chicas de Zonda,
de Villicün y el cerro Moradoinclinan hacia el este.
El espesor aflorante de las mismases dificil de precisar por
el intenso grado de plegamiento, como‘porejemplo,en el perfil
de la quebrada de Talacasto donde lo encontramos plegada en
apretados pliegues volcados, habiéndose estimado un espesor
minimo de 500 metros.
Sobre estas calizas se apoyan en concordancia lutitas gris oscu­
ras de la Formación Cerro Viejo an el Flanco occidental del an­
tiolinal de AguaHedionda y también en el Flanco oriental de
la Sierra de Villicún, mientras que en los afloramientos más
septentrionales se asientan concordantemente sobre las mismas
las lutites de la Formación Gualcamayu.
Para el resto de la region la sobreponen discordantemente
rocas que abarcan en edad desde el Silúrico hasta el Pleisto­
ceno, comoen el caso de le ladera occidental de la Sierra de
Perico, donde está cubierta por conglomeradosde edad¡gleisto­
cena o
Marchese (1972) interpreta un ambiente de deposición de tipo
.litoral,“intertida1",para las calizas de esta Formaciónen la
localidad de Talacasto,ambiente que predominó en todo el ambito
dondeafloran etas calizas.
Fósiles,ndad y cnrrolacfiñn
Los fósiles encontrados en esta Formación provienen en su
mayoria de la parte norte de la Hoja 17 b Guandacolïcomprendiendo las
las sigientes formas:
PorterFieldia jachalonses Harrington y Laanza
Mendolespis aalagastansis " "
Nunillañnus gualcamavcnsis
Proetiella tellecheai (Buscani)
Remopleuridioidea przundinas Harrington y Leanza
Ürthis praoordillerac Harrington y Leanza
Carolinitcs macrcphthalna " "
1aclurites avellanedae Kayser
" sarmientoi Kayser.
La edad de las mismas,fijada sobre la base de trilobites.ha sido
considerada comollanvirniana por Harrington (en Harrington y
Leanza,1957).
Hecientemente,en al "Primer Cangrcso Argentino de Paleontología
y Bioestratigrafiá " ,Hünicken (comunicación verbal),mencionó la
la posibilidad de que estas calizas sean masantiguas ,sobre la
base da estudios sobre conodontes realidades en Italia.
ii- Formaciones C25 g Viejo y Los Azules ( Harrington ,en Harrington
y Leanza,l957)
En el limite oriental de la Precordillera sanjuanina,mas precisamente
sobre el ala occidental del anticlinal asimétrica de Agua
Medionda,se adosn a las calizas llanv rninnas un conjunto
de lutitas arenosus y areniscas gris oscuras a negras, muy
conspicuas en el terruno por el color amarillento a que se
alteran. Estas sedimentitas se presenten aflorando en una
angosta Faja que aflon al sur del rio Huacoy se vuelven
a acuñar unos 10 km más al sur.
El descubr miento de estos afloramientos se debe a Borrello
y Gareca (1951),quienes dividen el conjunto en dos secciones
mencionandola prescencia de graptolitos caradocianos para
la sección superior. Posteriormente estas dos secciones son
denominadasLutitas Cerro Viejo y Lutitas Los Azules para
la inferior y superior respectivamente,por Harrington (en
Harrington y Leanza,1957).
TEfirmaoiónCerro Viejo: se asienta en concordancia sobre
las calizas de la FormaciónSan Juan y consta de lutitas
arenosas gradadndahacia arriba a areniscas amarillentas
portadoras de graptolitos en los cinco metros infferiores.
El espesor de la misma es de 30 metros.
Formación Los Azules: inmediatamente sobre la Formación
anterior siguen lutitas gris oscuras,azuladas en partes,que
rematanen un banco de caliza gris amarillentae de tres metros
de espesor sobre el que se asienta discordantemente el Carbónico.
Los niveles azulados contienen graptolitos y trilobites. El espesor
de esta Formación es de 35 metros.
El espesor total del conjunto lutitico es de 65 metros.
A unos 100 kmal sur de estos afloramientos, sobre el flanco
oriental de la Sierrn de Villicún, se han podido reconocer en
posición concordante sobre la sección lajosa da las calizas de
la FormaciónSan Juan portadoras de Prootiella Tellecheei
(Rusconi),un conjuntode lutitas amarillentas en la base y gris
oscmras a negras hacia el tecno. Estas lutitas similares en cuento
a 1a posición estratigráfica y a la litología. a las lutitas de la
Formación Los Azules, son portadoras de una Fauna de graptolitos
actualmente en estudio.
En esta localidad las mismas estan cubiertas por una camadamaciza
de conglomerado que constituye la base de la Formación Albardón
( Ashgiliano). Aflorun en el sector central de la Sierra de
Villicún en una Extensión de unos 10 km, con rumbo norte-sur
e inclinan fuertemente al este.
Sedimentos similares fueron descriptos por Cuerda (1965) para
una localidad a1 oeste de Tucunuco, sobre el flanco occidental
del cerro la Chilca. Ednstan de lutitas negras hasta negro azuladas
con intercalaciones delgadas de bancos calcáreos , con un espesor
total de 100 metros. En el techo se intercala un banco conglomera­
dico de 1,5 a 2 metros de espesor, formado por clastos de pedernal
de forma ovoidal de hasta sieta centimetros de diametro mayor. La
prescencia de Dicelloqrantus aFF. diVaricatus var. salooiensig
( Elles Y Wood),permite atribuir estos áedimentos al Caradociano.
Fósiles , edad y correlación
Las dos unidades son portadoras de Fósiles. Para la Formación
Cerro Viejo, Harrington ( en Harrington y Leanza,1957) cita
Glosuoqraotusciliatus, Gliotogruptus toretiusculus, Isnnraotus
gibberulus subsp. y Trigonograptus Spc' asociación faunistica
que indica una edad llandeillana para estos bancos. La Formación
iii­
Los Azules contiene Nnmngraptusgrnsilis (hall) y Porterfieldia
jachnlensis de edad caradnciana.__—
Furque (1972) homologa la Formación Los Azules con la Formacigg
Lutitas Las Plantas que aflora con 300 m en la comarca
al oeste de la localidad de Guandacol, en la cual el contenido
de trilobites y graotolitos indica una edad caradociana. El mis­
mo insinúa que las lutitas de la Formación Cerro Viejo son reem­
plazadas lateralmente hacia el norte por conglomeradosque él
denomina Formación Conqlomerado las Vacas (Furque,1963), pero¡a
la luz de los nuevos descubrimiEntos de una sucesión completa del
Drdovícico en la Sierra de Villicún y además teniendo en cuenta
que recientemente Furque (1972) reconoció a la Formeciónlgualcamazo
sobrepuesta normalmente a las calizas de la Formación San Juan,
seria conveniente revisra de edad de la Formación Gualcamayo,
ya que esta podria ser un equivalente lateral de la Formación
Cerro Viejo,lo que indicaria una edad llandeillana para la misma.
Formación Alhardón
Esta Formaciónque representa la parte más alta de la su0esión
ordovicica en la Precordillera, se encuentra aflorando en el flancooriental de la Sierra de Villicün sobre las lutitas anteriormente
descriptas.
&
El contacto con las mismas, en las nacientes de la quebrada del
Molle, se encuentra oculto por los derrumbes que se acumulan al
pie del paredón que conforman los conglomerados basales de esta
Éormación, en cambio más al norte siguiendo la misma faja de
afloramientos se puede observar un contacto perfectamente con­
cordante entre las mismas.
La de esta Fmïzmción 1.aconstituye un conglomerado
polimictico do color gris verdoso, Formadopor clastos
bien redondeados de calizas cuarcitas y areniscas,de
2 alO cm de diametro |.de aspecto macizo ,bien consolidado,
con un espesor de ll metros. Sobre este conglomerado sigue una
alternancia de lutitas y areniscas de tipo Wackesde grano
Fino,verde grisaceas, que culmina con un delgado banco
conglomeradico similar al basal, encima del cual se apoya
un conjunto de limolitas verde grisaceas, las que en su parte
superior son portadoras de una bien conservada fauna de braquicpodos
y trilobites. Culmina la sucesión con un conspicuo banco de color
pardo amarillento con nódulos Ferruginosos
El techo de esta Formación lo constituye la Formacción
Rinconada y el contacto con la misma pareca ser por medio
de una falla.
El espesor medido es de 85 metros
Fósiles, edad y correlación
El contenido fosilifero de esta FormaciónFue estudiado por
Levy y Nullo (1974) y Baldis YBlasco (1974), quienes reconocieron la
las siguientes Formas:
Dalmanitina [Dalmanitina) garrigoui Baldis y Blasco
Calymenella (thomalonotus) villicumensis Baldis y Blasco‘
Villicundella mozetici Levy y Nullo
Arenorthis cuyana Levy y Nullo
Bagnorthis garrigoui Levy y Nullo
Fascifera punctata Levy y Nulmo
Kjaerina [Neokjaerina ) fñorentina Levy y Nullo
C
i­
1 - a)
1 - b)
La porscencia de esta asociación Faunistica permite asigar
una edad ashgiliona a esta Formación
Grupo Tucunuco (Cuerda, 1965)
Las rocas pertenecientes a este Grupoafloran en la mitad
oriental de la Precordillere desde el río dáchal hasta poco másel sur
del río San Juan y también en la mitad austral de la Sierra del Fuerte
sobre 1a ladera occidental de la misma, eeuñándose hacia el norte.Cuerda (1965)
propone su distinción en dos formaciones en la localidad tipo,en el cerro de
la Chilce al oeste de Tucunuco.
Formación La Chilce (Cuerda, 1955)
Constituye la parte inferior del Silúrico. Se asienta en relación
de discordancia sobre la Formación San Juan y localmente concordante
sobre las lutites caradocianas. En casi todo el ámbito oriental
de la Precordillera sanjuanina la sucesión se inicia con un conglo»
morado basal de reducido espesor constituido por rodados de padernal
negro. Está integrada por areniscas gris verdoses de grano mediana
e grueso, bien estratificadas, lutitas gris verdosas y cuarcites gris
blenquecinas. El espesor es de 115 m en la localidad típO.
El contenido fosilífero de esta Formaciónes muyescaso destacándose
x
la presencia de Chondrites sp. y ataquiopodos indeterminados.
Formación Los Espejos (Cuerda, 1965)
En pase gradual se dispone sobre las sedimentitae anteriormente
descriptas. Se enouentre su área de efloramiento tipo en la misma
localidad (Cerro Le Chilca).
Esta representada por orenisune calcureas y lutitae verde oscuras
a amarillentas con estratificación muyregular. En la porte
Superior se intorcalen bancos calcareos de 0,5 m de espesor
que llegan a constituir verdaderas c0quinas en el techo de la
misma. El contacto superior con la Formación Talacasto es
transicional según Cuerda (1968),eunque podria eistir una
discordancia de tipo regional en la base del Devónicainfereor.
El espesor total del conjunto-es 433 men la localidad tipo.
La prescencia de ondulitas y coquinas en la parte superior de
esta entidad, indica una deposición en aguas marinas poco
profundas y de relativa estabilidad.
Fósiles edad y correlación
Los niveles calcareos de esta Formación contfienen Australina
jachalensis Clarke y Chonetes fuertensis Kayser, encontrandose
ademásen los niveles de pequina Clarkeio antisiensis (D'Orb.).
Cuerda (1965) cita pqra niveles medios de la misma Monograptus
aff. vomerinus incipiens Weod.Fosil atribuido al Ludloviano.
En la quebrada del rio San Juan , sobre el punto más alto
del camino (portozuelode Tambolar, km 74) que une San Juan
con Calingasta aflora un conjunto de sedimentitas apoyadas
discordantemente sobre la Formación San Juan que Heim 952)
denominara Formación Tambolar. Estas sedimentitas contienen
en los niVeles superiores de c0quina z
Clarkeia antisiensgj ( D'Ürb.)
ggggphodonta fascifer Kayser
"Chonetes fuertensis"Keyser
“ honetes stagoenbecki'Castellaro
EEEEnnmaargentina ( Ïhomas)
En esta localidad el espesor del Silúrico es de 100 metros.
i i- ¡MÏLación Rinconada (Pmos ,1954)
Koidel (1938) describio’una sucesión sedimentaris en el pie
oriental de la Sierra Chica de Zonda como"mezcla tectónica",
opinión que Fue posterionnente compartida por Braoeccini (1943
Y 1954) y Heim (1948).
Amos(1954) menciona la distribución de esta Fprmación en
asomosdispersos en el pie oriental de 1a Precordillers dedde la
Sierra de Villicún hasta el cerro Salinas, a lo largo de 120
kilometros. Posteriormente es reconocida en el cerro de la Cal
provincia de Mehdoza y el cordón de Bonilla°
El contacto inferior en le pie de la Sierra de Villioún , con la
Formación Albardón es por falla ..El techo de la misma lo constitu
tuyen conglomerados de la formación Jejenes ( Csrbónico) en la
Sierra Chica Be Zonda y conglomerados rojos de la Formación
Agua Amargaen la Sierra de V illieün.
La característica principal de la mismalo constituye un
conjunto de lutitas y limolitas de color verde botella, pobre­
mente estratificadas y en algunos casos arrugadas, con intercalaciones
de areniscas finas, macizes, dentro del que se encuentran grandes
bloques deslizedos de conglomerados y calizas que por su meyor
resistencia a la erosidn constituyen le parte superior de las
lomadas.
Nose puede precrar un espesor para est; Formación debido a la
Intensa deformación que presente.
El ambiente de deposición de los elementos de esta Formación
Fue un ambiente marino de alta energia muypróximo a dorsales
que le proporcionaron los grandes bloques.
Fósiles ,Lüad y oarrelación
La cuan ua esta Fonnación es muydiscutida,sosteniendo para la
misma Amosy 80ucot (1963),una edad devónica sobre la base de un
bracuicpodo (Lentocoelia nunezi) enCOntradeen estas sedimentitas.
Durante este trabajo, dentro del presente conjunto se han encontrado
Fósiles en los afloramientos de la Sierra de Villicún,1os que
actualmente se encuentran en estudio . En principio se han podido
reconocer Atgzgina acutiglicata Kayser , Fosil que indica una edad
silúrica para estas sedimentitas ,ya que estos fósiles fueron
encontrados cerca de la base y en la parte media superior de 1a misma.
d) Devónicn
Las sedimentitas marinas correspondientes a este sistema afloran
unicamente en borde occidental,por lo tanto so descriptas someramente.
10 Formación Talcasto ( Padula et gl..1967)
Se trata de lutitas y calcipelitas gris verdosas a verdn claras
con alternancia de areniscas Finas y concreciones calcareas fusi­
liferas; en la parte superior predominanlutitas verdosas y
moradas.
La localidad tipo está en la quebrada de ïalacasto .
El espesor disminuye hacia el sur desde 800men el rio Jachal
hasta 150 m en el rio San Juan.
Fósiles ,edad y correlación
El contenido Faunístico de esta Formación es abundante ,
destacándose : Australocoelia tourteloti Boucotct Gill.
Austra1525p1rifcr antartiïus ( M. 5: Sh., Hemalonotus,Trimerus, Metncryphaeus
n i a x — I o f aSchellw1enalla sullivani ( M. et Sh.). Esta asoc1a01en indica una edad
devónica inferior.
ii) Formación Punta Negra ( Brecaccini,1950)
La localidad tipo de esta Formación se encuentra sobre el rio San Juan
donde alcanza un espesor de 850 metros.
Esta constituida por areniscas ,arcosas y subgrauvacas verde oscuras,
que gradan a lutitascon escasos conglomeradospolimicticos intercalados,
que conforman una tipica sucesión rítmica. Marcas de Fondo comoturboglifos,
marcas de carga y ondulos se presentan con Frecuencia.
El contacto inferior es concordante con la FormaciónTalacasto, mientras
que el techo es una discordancia sobre la que se-apoyan sedimentitas
carbónicas. i
El ambiente de deposición de esta Formación es marino de energia alta
puesto en evidencia por las caracteristicas de ritmicidad y sedimentación gradada
gradada de sus bancos, indice claro de un aporte probablemente debido a
corrientes de turbidez.
Fósiles , edad y correlación
Su contenido fosilifero es escaso ,con pocos restos de vegetales z
Haplostigma 8p., Ciclostigma 5p., Sporogonites y Eu 'pteridos.
La edad se la ha fijado en el Devónico medio y tal vez alcance los
niveles más bajos del superior.
u)
¿l Carbóniso se pra unLa en una asociación nctumante continental
on los ULürFusFumpoanas, minnt*n: unn en 15 parte oriental de la Freuordillg
ra incluye intercalaciones marinas en el sector septontrianal.
Fronguelli (19445afilamóEstrato de Guandacol a la parte infbrior
del conjunto aflorante en le localidad tipo ool cerro Guundacoly Estratos
dal Topo a lo parta superior en la q'ebrada anónima. Furque (1963) denomina
Formaoián Volcán y Formación Panacán a las dos partes en que se divido el
Carbónizo en al ánbito de la Hoja Guanohool. .Másrecientemente, Scalaorini
Ortiz (1972] simplifica las denominaciones y reconoce a la Formación Gunnda­
uol y formación Topo cn la Hoja Cuondacol.
i —Eg:g¿¿¿ág_8uandncol(Frunguelli, lSaaa)
Sa presunta an la loca1.dad tipo son la siguienta litologia de abajo
hacia arriba.
Conglomeradobasal polimiotico de grano aoguloso a subanguloso, com­
puasto mayormentepor clustos del basamento saguido de areniscas
verdneas, oaloáreas con intercalaciones da limolitas y arcillitas
verda oscuras, con conreciones oalcáreas. ‘
En la quebrada Los Blanquitos donde presenta su majo; desarrollo según
Cuerda (1965a,pág. GB)se componede la siguiente litologia:
a. 260 m. Areniscas Foldaspáticas y lutitas vorde oscuras.
b. 16“ m. Lutitas pizarreñus y bancos de aranisca Fina. Las lutitas
‘contienen restos vegetales carbonizados en deficiente estado de
conservación.
c. 1.090 m. Arnniscau dq color verda oscuro hasta castaño, Finas a
medianas, macizas, con escasos rodados angulosos y subangulosos
distribuidos en todo el conjunto que hacia arriba constituyen
lentes de conglomerados.
Estos depósitos disminuyen bruscamente de espesor hacia el nordeste.
Para la comarca que abarca Ja Hoja l7b, Guandacol, Scalabrini Ortiz
(1972) se refiere a un espesor de 460 m de sedimentitas correspon­
dientes a esta Formación que en la parte basal consiste de 180 m
de conglomerados Formadospor clastos de areniscas verdosas, cuar­
citas y limolitas.
ii) Formación TuEe (Frenguelli, lgaaa)
Esté representada mejor en le localidad tipo de la quebrada de Tops
sobre el Flanco oriental de la Sierra de Maz, donde alcanza 650 m
de espesor.
Según Cuerda (1965) le sucesión se componede la siguiente
manera:
330 m areniscas, gris pálido a rosado, medianas a gruesas,
con estratificación entrecruzeda.
160 m de areniscas gris claras, medianas, lutitas laminadae.
arenosas y areniscas gruesas con laminación entrecruzada. Finalmente bancos
conglomerádicos lenticulares de 1-2 m de espesor formados por clastos de
basamento de 1-4 cm de diámetro. En los niveles inferiores de esta sección
se intercalan tres bancos de arcillas negras con restos de plantas.
160 m de areniscas gris claras e verdosas, finas a medianas.
feldcspáticas y moscoviticas y estratos lutilicos intercelades de hasta dos
metros GBczoosor.
En los dominios de lo hoja Guandacol con un espesor de 310
potros (Swv}nbrini Ortiz, 1972), En la quebrada del rio Volcán, está conan
tituídu por areniscas gris blanquncinas de grano grueso y pelitas gris
negruzcas y verde oscuras con abundante flora e invertebrados marinos.
Esta Fonnaoión incluye un nivel marino bien identificable en la comarca
de le Hoja Guandacol que contiene una fauna de braquiopcdos marinos con:
Syringothzris keideli Harrington
Strantorhynchus ineouiornatqg Leanza
Proouctus rioigpos Leangg
Scalabrini Ortiz (1972) concluye una edad carbónico superior
a westfoliana para esta Formación.
Al sur de la Sierra de Mazen el núcleo del cerro Bola aflo­
ran sudimentitas carbónicas en las que se llevaron a cebo estudios sedimeg
tolúgic05, Teruggi QEEl. (1969), quienes describen rasgos comoturboglifos,
intraplcgamientos, marcas de cava y calco; de surco, los que indican una
deposición rápida. Por otra parte Scalebrini Ortiz (1972) interpreta los
conglomerados basales de la Formación Guandacol como depósitos de pieda­
&
monte y las sedimentitas suprayacentee e estos comodepósitos sedimentarios
de una vasta llanura aluvial intarmontena en ambientes subácueos tales como
canales y pantanos.
Los afloramientos de la Faja oriental se presenten en una serie de usemos
aislados empezandopor la ladera oriental de la Sierra de Meay el núcleo
del branquianticlinal del cerro Bola. A1sur del cerro Bola se interrumpen
los aflnramientus cartúnicos hasta un poquito al norte del puesto El Cardón
an el borda oriental del valle del rio Bermejo, donde adosado ul basamento
hay un afloramiento da lutitas pizarrosas de color gris, Fractura astillosa
que pone de manifiesto un Fuerte toctonismo, Estas lutitas son asignadas
al Carbónico con reservas. Pocos kilómetros más al sur en la desembocadura
de la quebrada da La Paña se presentan afloramientos de areniscas vardosas,
medianas a finas alternando con lutitas verde y hasta moradasan partes gris
oscuras a negras, carbonosas, de edad carbónica. Dispersos en estos sedi­
mentos sa encuentran clastos redondeadas de pegmatitas, granitos, gnoisas y
cuarcitas verdes sin llegar a constituir niveles conglomerádicos.
Estos afloramientos constituyen al extremo septentrional de una faja conti­
nua de sadimentitas carbónicas Que se adosan discorduntementa sobre la lade­
ra oriental del cerro Caballo Anca, Faja que abarca hasta las nacientes de
la quebrada del Peñón. En el tramo superior da esta quebrada se encuentra\ =———-—s
aflorando una sección carbónica de 350 m de espesor medido, el contacto
basal de la misma con al basamento as por Falla.
El perfil comienzacon 150 m da lutitas y limolitas gris y verde, bien 1a­
minadas, alternan con areniscas verde amarillentes, gruesas, grano redundag
do, bien estratificadas. Siguen 100 m de lutitas 'y limo'litas gris a negras.
con Generaciones calcáreas y delgadas intercalaciones de bancos de arenisca.
La sección culmina con 100 m da areniscas macizos, gris vardosas, de grano
grueso, micáceas, con escasas intercalaciones de limolitas gris verdosas,
micéceas.
Sobre este sección se adOSanon forma discordanta los gruesos conglomerados
da la Formación Talampaya due hacia la quebrada da La Peña son reemplazados
por areniscas.
Investigaciones palinolúqiuas llevadas e cabo en muestras de los bancos
lutíticos indican una edad carbúnicu para esta sección (AZCUy,comunica­
ción verbal).
En la desembocadurade la quebrada del Peñón aflora una sección pelítica
del Carbónico que inclina 25° hacia el SÜcuyo techo se oculta bajo el
acarreo modernodel valle del río Bermejo. En la parte superior de esta
sección se intercala una camada conglomerádica de dos metros de espesor
formadopor clestos redondeadas de granitos, pegmatitas y gneises.
Siguiendo hacia el sur 1a ladera occidental de la Sierra de Valle Fártil
se presentan adosados al basamento y parcialmente cubiertos por sedimentos
eluviaiesiaterrazados, asomosesporádicas ds sedimentitas oarbónicas, como
en la Quebrada de la Sierra, quebrada de Moreda. El más interesante de
mencionar está en las Tres Guebradas donde afloran sedimentitns carbónicas
en Facies más grusa. Se apoyen discordantemente sobre el basamento por
medio de un paraconglomerado basal de un metro de espesor, formadopor clag
tos redondeados de dos centímetros, seguidos de limolitas verde oliva y
gris verdosoroscuras con concrecionss calcéreas de 10 cm; sobre éstas sigue
un conjunto de areniscas amarillento verdosas, gruesas, arcósicas, con la­
minación entrecruzada y conglomerados formados por clastos redondeadas de
granitos, pegmatitas y gneises.
E1 espesor aproximado de esta sucesión es de 530 m, el techo está oculto
por conos aluviales.
Unos 25 kmal sur de la desembocadura de la quebrada del Peñón estas sedi­
mentitas alcanzan un gran desarrollo, el afloramiento constituye el más
austral de esta cordón ¡ríüntui .nhre la ladera ocnidental de lo Sierra
do Valle Fúrtil, a la lntitud La la quebrada de los Jechaleros en un parejo
denominadaAgua de la Chílra_(Porfil 5), geográficamente ubicufios sobre le
mismalatitud que Usno, Sierra de Valle Fértil de por medio. Esta sección
aflora con un espesor medido de 2.050 m, le base está en contacto de falle
con el basamento y el techo de la mismase pierde hacia el oeste cubierto
por sedimentos aluviales aterruzados. Los bancos se encuentran en posición
subvarticel inclinando hacia el oeste.
El conjunto consite en una alternancia muyregular que comienza con 160 m
de lutitas negras de Fractura astillosa (véase adj. No. 9), con intercalg
ciones delgadas de bancos de 10 cm de espesor de areniscas conglomerédioas
de color rosado intreplegados (véase Figura 3).
La característica de este conjunto es la presencia de cuatro niveles con­
glomerádicoe distribuidos regularmente, cunstituidos por clestos redondea­
dos de granitos, gneises, cuaroitas, pegmatitas y subordinados de cuarzo
y caliza de 5 e 30 cm de diámetro. El origen de estos conglomerados es nen
tamente fluvial.
El resto del conjunto está compuestopor interCalaciones de areniscas rose
do parduscas y amarillentas, gruesos a medianas ¿bn lutotes y limolites
gris verdoses, micáceas, aumenta la proporción de lutitas hacia ol techo
de lo sección aflorante.
._/‘
Al oeste del valle del río Bermejo, en la quebrada dal río Hueco, sobre
la Ciénaga del Vallecito aflora une sección completa de sedimentitas atni
huido al Peleuzoico superior.
En esLu localidad se adcsnn directamente sobre las calizas do la Forman
ción San Juan y progreeiv mente sobre la misma Faja hacia el Sur lc hacen
sobre las lutitas de la Formación[as Azules y sedimentos siluro-davónicos.
Bracaccini (1945) describa para el flanco occidental del anticlinal de
Agua Hedionda una arenisca conglomerádica basal compuesta por clastos de
rocas matanórficas, granitos y subordinados calizas, que solamente 600 m
más al norte está constituido por bloques de calizas cementadas por la
mismaarenisca conglomerádica color amarillo ocre, a los que siguen 20-25 m
de areniscas similares a las anteriores. Sobre el conglomeradose apoya
el conjunto de "esquistos arenosos verdes" y "areniscas macizas, rosadas".
A todo este conjunto que alcanza 330 m de espesor, Scalabrini Ürtiz.(1972)
lo homologa con la Formación Guandacol, mientras que solamente al conjunto
de areniscas blanco-amarillentas que le suceden, de 210 m de espesor, lo
homologa con la Formación Tupe.
Sobre estos ssdimentos sigue el conjunto de areniscas y arcilitas pardo­
rojizas de 165 m de espesor, seguido de 65 m de arcillas y areniscas pardo
rojizo oscuro, culminando con areniscas conglomerádicas rosadas (Bracacoini,
1945). Finalmente, Braoaccini (1945) atribuye al Carbónico las margas
A
rojo sangre, sobre las que se apoyan en aparente concordancia los bancos
rojas de la Formación Patquia.
Bracaccini menciona Rhacooteris ovata en el conjunto de arenisoas blanco
amerillentas y Borrello y Gareca (1951) mencionan el hallazgo de un nivel
marino de 50 m con gxringpthyris, Chonagggy Pleurggomaria para el tercio
superior de la sección carbónica unos cinco kilómetros al sur del rio Huaco.
Los sedimentos carbónicos continúan cn su fucios continental por ul este
de la Pra: rdillera.
En el núuïïo del anticlina] del cerro Moradoal Sudoeste de Mognuaflora
un conjunto de eedimentitas de 330 m de espesor (véase odj. No. 7 )
de color gris verdoso, castaño rojizo. Este conjunto su apoya en discur­
dancia angular (50°) sobre las calizas subverticales de la Formación
San Juan, (véase adj.l7 ) por medio de un conglomerado basal de 25 m de
espesor constituido por claetos ángulosos de pedernal negro y castaño de
0,5 a lG cm de diámetro, le Fracción que predomina está entre 2MBun. La
matriz us una arenisca mediana blanco amarillenta, que contieno liwoníta.
Sobre este conglomerado siguen AOm de limolites gris verdosas y castaño
rojizas alternando con areniscas tobáceas gris blanquecinas y delgadas
intercalaciones lentiCUlares de conglomeradosoligomícticos de clastos
angulosos de pedernal. Siguen 40 m de areniscas gris verdosas y castaño
rojizo con una delgada interpelación de un banco de ópalo rojo de 10 cm,
sobre ést1s se apoyan 40 m de limolitas castaño bien estratificadas, luego
areniscas gris blanquecina y pardo grisácea y limolita castaño rojiza de
45 m. Los 145 m superiores de este conjunto constan de bancos macizos de
A
areniscas castaño oscuras con intercalaciones de bancos de arenisce blan­
quecina (véase Fig. No 5 ), que pasan en el tercio superior a arenis­
cas rojas y pardo blonquecinas de la FormaciónPatquia sin poderse trazar
un límite preciso.
Todo este conjunto de sedimentitas presenta una gran semejanza con.le
parte superior de los sedimentos anteriormente descriptos para la quebrada
del rio Huaca donde tampoco se puede trazar un limite preciso entre la
Formacion Patnuia y los sedimentos típicamente carbónícos.
Sobrcpnn discordantcmenre u cotos los cenglomorados dni miemhra inferior
de la “wrnución Agua fimerga (u roo Fig. N° 20 ), ocho que se pone du
manifiesto el observar que lee conglomerados de le Forme ión Agua Amarga
se apoyan sobre diferentes términos de las sedimentitas anteriormente dei
cripta: sobre ambosflancos del anticlinel Fallado del cerro Morado. En
el flanco occidental no se observe la base del Cerbónico ya que la falla
inversd que coincide con le línea axil del antíclinal enfrente las calizas
del blonde oriental contra las sedimentitas carbónicas
Las palenccrrientes en estes sedimentitas indican un aporte del este, hecho
hecho que coincide con-las pruebas-de los estudios sísmicos llevados a
cebo por Shell C.A.P.S.A., que indican un acuñamiento de estos bancos hacia
el este a la longitud de la Sierra de Pie de Pelo, mientras que hacia el
sur están ausentes en el extremo norte de la Sierra de Villicún, situación
que se repite el norte donde el pozo Sierra del Morado, penetra directameg
te las calizas de la Formación San Juan debajo del miembrosuperior de le
Formación Agua Amargo.
F)PérmicoM
i-Forwsnivz Patcuía (Frengualli, 1944)
Los bancos rojos típicos de esta Formación ¿Floran en el si
tremo norte de la cadena montañosa oriental, más precisamente en la ladera
oriental de le Sierra de Mazy en el braquianticlinal del cerro Bola, misa
tras que en el sector occidental afloran ampliamente, generalmente acompa­
ñando a las sedimentitas carbónicas.
Cuerda (1965) describe 1.700 m de areniscas y lutitas rojas
correspondientes a esta Formación, cuyo techo está cubierto por acarruo
moderno, para la ladera oriental de la Sierra de Mez.
En el cerro Bola se midieron 430 m de areniscas, conglomera­
dos y arcillas rojas y blenquecinas, pertenecientes a 1a formación PatQUía.
Hacia el oeste del valle del río Bermejo, aflora una estrecha
faja de sedimentitas adosadas al Carbónico, en ambosflancos del enticlinal
de Agua Hedionda. Los afloramientos mejor expuestos se encuentran en Ja
quebrada del rio Hueco, donde según el perfil de Bracaccini (1946) alcanzan
475 m de espesor, estando compuesta por areniscas y arcillas castañas y
verdosas en le base y rojas hacia arriba con un thnco conglomerádico silíceo
de 10 m, intercalado en la parte media.
En el sector septentrional de la Precordillere, Furque (1963)denomina Formación Ojo de Agua a un conjunto de sedimentitas cuyo exponente
principal son areniscas finas de color rojo con estratificación cutrunruzava.
Eáta Faja de eflurumientas se prolonga hacia el sur de dánhal,
dentro (11?.".5 mitad oriental de Preserdillera hasta le latitud de ‘I’Lmunucn.
En ul curro Bola 93333 sedimentitns se hallan cubiertas por
los bacaltcs amigdaloideos qua se intercalen en le Eggïfigión Talamggïg.
Mientras que en el rio Hueco la subreponen les areniscas entrecruzadas da
le FormaciónBanda, el igual que a lo largo del frente de la Precordillere.
Fósiles, Edady Correlación
No se conocen Fósiles en sedimentos de este Formación, auna
que el pase gradual de las sedimentitas cerbónicas y el hecho de estar sobre
puestas por sedimentos de edad triáeica inferior, induce e pensar una edad
pérmica para le misma.
Frenguelli (1946), sobre le base de fósiles encontrados por
él, en bancos similares en el Colorado, el oeste de la Sierra Brave, en la
provincia de La Rioja opine que la Formación Patquia es de edad pérmica.
Pdsteriormente el mismoautor (1949) sobre le bese de Fósiles encontrados en
el arroyo del Total, principalmente Üarekeria dichotoma (Feistm.) Saw. et
Sahni, asigne edad pérmica inferior e los bancos. ¡
3- :»'-'—-:<‘,-.;zc\.;eCC;-..._..r--—w.­
. ¡I .
a) 'Ï:‘1=,H;'- 5.:;.w...1......“ una
nos mcvimientos post varfzcicos estructurarcu varias depreu
47siones aisladas unas de o ras an la. que se depcsitaron las
sedimentitas triásicas. Las distintas cuencas serán tratadas
separadamente.
CUENCAISCHIGUALASTO-ISCHICHUCA(Frenguelli, 19ü8)
El conjunto de sedimentitas correspnndientes a esta cuen­
ca fue estudiado por primera vez por Eodcnbender (1911) quien
g\distinguió tres secciones, una "Rética", una "Jurásica" y por
último sobre éstas una correspondiente al "Cretácco superior
andino".
.Prungue] i (19h8), se refirió por primera vez con amplio
tud a las sedimentitas de esta cuenca, trabajo que fue comple­
tado por Heim(l9h9), uien describe un perfil completo en la
aguada de la Peña. Frenguelli v Ramaccioni (en Frenguelli, IQLh)
distinguiepon las Slguientcs unidades:
Estratcs de Gualo,
n " Ischigualasto
u H Los Rastros
H " Ischichuca
Posteriormente Groeber y Stipanicic (en Groeber 1953),
por sugerencia de De La Mota completaron el‘cuadyo de este autor,
destacan que los estratos que afloran en el Mogotede Gualo co­
rresponden a la base de la serie sedimentaria y recomiendan la
denominación de Estrat s de Los Colorados en lugar de Gualo.
Ortiz (1968), demuestra que los Estratos de Ischichuca
corresponden a niveles medios de la Formación Los Rastros.
Posteriormente Romery Jansen (1966), sobre la base de la su­
cesión aflorante a1 oriente de los camposde Talampaya pro­
ponenuna división distinta:
Formación Los Colorados
Grupo Agua de la
Ischigualasto peña<Bossi, 1972)
Los Rastros
Chañares
“ Tarjadcs
Talampaya
El hallazgo de vertebrados en los Estratos de Ischigua­
lasto dados a conocer inicialmente por Cabrera L19h3), fue
seguido por amplios trabajos en este Formación, extendiéndose
a las Formaciones Chañares, Tarjados y Los Colorados.
En el presente trabajo se sigue la división propuesta
por Romer y Jensen (1966), con modificaciones, como ser Grupo
Tarjados, y se agrega 1a Formación Baldecitos, compuesta por
coladas basálticas, que yacen cobre la Formación Chañares en
el sector sudeste de la cuenca. El esquemapropuesto es el
siguiente:
Formación Los Colorados
Ischigualasto
Grupo Agua de la Peña " Los Rostros
" BaldecitOS's__
Chañares
discordancia
Gru o Tar-ados Formación Agua Escondidap J " Tuscal
discordancia
Formación Talampaya
discordancia
Formación Patquia (Pérmico)
i...
—___.
Ii‘or'mas‘í-Ï'n Tal{.‘..:"'_'>:‘nt (former- y J angel), 1966).-u.—
ñ:iz::n para. esta F01"zación se1.:} local ix’}¿(f
\
I
encuentra.
en la Pnnsa de Talnmpavo nl este de los campo; de Talam­
paya, que dan origen al nombre,¿donde 1a erosion ha la»
brado una estrecha garganta de escarpadas paredes en las
que se observan tueos de órganos resultantes de la ero»
sión de las areniscas homogéneasy friables de est» Foru
mación (Véase Fig. 7), coronadas por los conglomerados y
areniSCas de la Formación Tuscal {Grupo Tarjados), las
que se disponen discordentemcnte sobre las anteriores.
(TONn-AUx'ÏMM"de esta F0rwac1ón‘se prolonganLos afloramientos hacia
el norte on'Ja Sierra de Tavjados, no habiéndose podido
observar ia base la las mismas en este sector de la
cuenca. Hacia el su? vuelyen a apaFCCbPen el mogote de
Agua Escondida donde se encventran inclinanado hacia el
cloeste, disponiéïdsse los bancos subhorizontales hacia
este y sur de este punto, hacia donde presentan una amm
plia distribución y se extienden hasta poco al norte del
n +3rio de la Aguadita, donde ocultan debajo del acarrea
moderno.
Este sector de la cuenca se componede areniscas entrem
cruzadas finamente estratificndas (véase Eig.17) de color
rojo pálido, de grano fino a mediano, con rodados diquï:
sos generalmente redondeadas, de riolitas, cuarcitas, que
no exceden los 10 cm. en tamaño en el norte, mientras que
en la comarca del mogote de Agua Escondida alcanzan los;
30 cm.
Eagle el OCStede la localidad tipo, en la parte central
del braguia ,linal del cerro Bolo, se encuentran los
elementos de Ja Formación Tulampaya, sobre la Formación
Patquía. En 1a bese de este conjunto de areniscas, se
intercala un cuerpo baráltico de 80 m. de espesor. Este
basaltc fue objeto de estudios por Andreis (1969), quien
concluye que e] mismo pertenece a una colada, ya que pre­
sente fenómenos de contacto térmico en la base, los que
están ausentes en el techo. Consiste en un basalto alveow
lar, olivínico con textura porfídica, principalmente de­
bida a la presencia de fenocristalcs de olivinas en una
pasta formada por microlitos de plagioclasa y granos pe­
queños de piroxcno. La plagioclasa es labradorita, los
.alveolos se encuentran rellenos por calcita, clorita,
montmorillonita, analcima, albita, cuarzo y calcedonia
(Andreis, 1969). En el techo de este cuerpo se encuentra
un conglomerado lenticular de un metro de potencia com"
puesto de grandes bloques de basalto olivinico alveolar.
Una datación de estos uasaltos por el método Aruk da una
edad de 193 i k m.a. (González y Toselli, l97h), es de­
cir Triásico superior, dato que no concuerda con la po­
sición estratigréfica de estos basaltos, ya que la edad
de la FormaciónTalampayaes triásica inferior.
La sección comienza con el basalto olÏVínico anteriormente
mencionado de 80 m. adosado discordantemente sobre ía For­
mación Patquía, sobre el que mediando una arenisca rosada
de 25 m. se encuentra otro basalto de iguales caracterís­
ticas pero de 20 m. de espesor sobre los que se apoya una
sucesión homogéneacc areniscas rosaGas, medianas o finas,
con “Animación entresruzada prescItando rn basalto :migm
diluideo intercalado el tercio superior. La sección se
torna más gruesa hacia arriba rematandc en bancos conglome­
1.3- . .5. :v e .,. ... o - A .*-.,. . ‘ ' ,,J_ nruuicos CdataflObosclios, formados por ciastos ¡coondeacos
de porfiritas, basaltos, cuarzo, cuarcitas y fragmentos
de rocas metamrficas de 0,5-10 cm. El espesor total me­
dido para este conjunto cs/de 750 metros.'uhMg“&
Las rocas de esta Formación constituyen la parte más elevan
da del cerro Boia que alcanza una altura de 2.19%“ s.n.m.
donde se encuentran cn disposicón braquianticlinal preser­
vadas en el flanco oriental de éste. A1 norte del tramo de;
la ruta nacional N° no que une Guandacol con Villa unión
se ha reconocido esta Formación, muymal expuesta, debido
al carácter friable de las areniscas, que al igual que en
el cerro Bola presunta'unacucrpo basáltico de 80 me en 1a
base y una intercalación delgada en el tercio superior.
Hacia el techo abundan rodados de basalto dispersos en las
areniscas de color rosado. El espesor de la mismaen esta
localidad es de ¿no metros.
Esta entidad se encuentra también representada en 1a base
de la serie triásica del valle de Ischigualasto, desde laquebrada de la Peña hasta las nacientes de la quebrada del
Peñón, se encuentra mejor expuesta eÉ'el surco erosivo de
la quebrada de 1a Peña, donde tiene un espesor de 330 m.
Se apoya directamente sobre las sedimentitas carbónicas de
las Formaciones Guandacol y Tupe, en relación de discordan­
cia angular que alcanza 15°.
En el perfil de la quebrada de la Peña, se componede are­
niscas castaño claras laminación entrecruiada en bancos
medianos, con intermelaciones conglomerádicas en todo el
conjunto (véase adj. N08). Estos conglomerados están for­
madospor clastos redondeados de cuarcitas, granitos,
gneises y porfiritas de 10-20 C.. de diámetro que en casos
excepcionales alcanzan H0.mm.El banco conglomerádico mas
importante lo constituye un banco ubicado en el techo de
esta sección de color castaño rojizo de 20m. formado por
rodados bien redondeadas de cuarzo y cuarcitas de 2nlo cm.
Sobre este banco se apoyan limolitas grisáceas pertenecien­
tes a la Formación Chañares.
Si seguimos esta faja de afloramientos hacia el sudeste nos
encontramos en el tramo superior de la quebrada del Peñón
con conglomerados gruesos en los que participan clastos
angulosos de gneis, micacitas y rodados redondeados de gra­
nitos, gneises y cuarcitas de 20 cm. Las areniscas partici­
pan en menor proporción en esta sección, la que es reempla­
zada lateralmente por areniscas hacia la quebrada de la Peña.
El techo de esta Formación lo constituyen las limolitas ver—
dosas y blanquecinas de la Formación Chañares, en este sec­
tor de la cuenca y brechas tobáceas de la misma Formación
en el cerro Bola, mientras que en el sector oriental de la
cuenca yace discordantemente sobre ¿553 la.Formación Tuscal
que localmente presenta un conglomerado basal en la región
del río Chañares (véase Fig.9) de dos metros de espesor com­
puesto po: rodados redondüaocs de cuarzo. El contraste
entre las dos Foinasjoncs es muymarcado.
Fósiles, cfled y correlación
No se conocen restos fós les en esta Formación con excep­
ción de huellas de tipo ghgggggggigg halladas por Bossi
en las cabeceras del rio Talampaya(Stipanicic y Bonapar­
te, 1972). Es generalmente aceptada una edad triásica
inferior para esa Formación. _a
_\ “Xyo‘v-ï“ g '
Según Romery Jensen (1966) esta entidad podria correspon­
derse con las areniscas pardo claras, finas, con laminación
entrecruzada descriptas por Furque (1963) para 1a parte
superior de la FermaCjón Ojo de Agua en la Hoja Guandacol.
Recientemente; Parker (1974) observó que esfas árehiscas
con laminaeión entrecruzada, pertenecen a 1a facies sedi­
mentaria de la Formación del spero, y se pueden relacio­
nar con la Formación Talampaya.
Segúnlas observaciones realizadas durante el presente tra­
bajo la Formación Talampeya se puede correlacionar con la
Egïgggiággfigegé como la definieran Azcuy y Morelli (1970)
para la comarca PaganzonAmaná.
En el borde occidental del V3410del rio Bermejo se podria
correlacionar con la FormaciónTúnel de litologia similar
e igual posición estratigráfica que la facies sedimentaria
de la Formación del Aspero.
11“ Bruno Tarjadcs (Nov. Nom.)
Esto ïrupo de sedimentmtas descriptas originalmente como
Fornhoíón Tar ados por RO”DPy JCÉSUH(1956) sc 615V” al
Rango ce Grupo Tarjados sobre 1a baso de observaciones
realizadas durante el presente trabajo.
Romery Jensen (1966) identifican para la comarca de los
Camposde Guelo, dos miembros netamente distintos dentro
de esta entidad, una inferior roja y otra superior de co­
lor predominantemente lanco. Los mismos reconocen esta
división únicamente en el sector sur de la comarca por
ellos descripta. Sin embargo, se ha podido mapear sin
inconvenientes las dos unidades con todas sus caracteris»
ticas en todo el ámbito oriental de la cuenca Ischiguam
lasto-Tscnichuca'(Frcnguelli, 19LG)y, por lo tanto, se
propone la denominación de Formación Tuscal y Formación
¿53¿_Escondidapara la unidad inferior y superior res­
pcctivamente.
iia- Eggueción Tusggí (Nov. nom.)
Se propone este nombre que deriva del río El Tuscal,
que nace en la Puerta de Talampaya, para las arenis»
cas rojas entrecruzadas que se asientan disoordancia
por medio sobre las areniscas rojo pálido de la Forma­
ción Talampaya. ‘
Los afloramientos típicos se encuentran en el arroyo
Liebres Amargas sobre la márgen norte de 1a misma, don­
de los bancos se presentan plegados en una estrecha
estructura snticljnal acompañandoa los bancos de la
Formación Talamnaya.
Los afloramientos de esta entidad se encuentran dis­
tribuidos al norte y al sur de los Camposde Talampaw
ya. Los más septentrionales se encuentran a1 norte de
la Puerta de Talampaya sobre las cumbres de 1a Sierra
de Tarjados donde lod bancos basales de esta Formación
se encuentran en posición subhorizontal cubriendo para
cialmente a las de 1a Formación Talampayav Una sección
4h”.“ . .completa de ésta afïora ampllamente entre el río Talam­
paya al norte y el arroyo Liebres Amargas, inclinando
6° hacia el sur. En el borde oeste de estos afloramien­
tos los bancos se encuentran plegados en una estructura
anticllnal apretada de rumbonoroeste-sudeste que baza
hacia el sudeste.
Los afloramientos más australes de este sector de la
cuenca se encuentran en los Camposde Gualo a1 pie de
la barranca que los limita por el norte. En la parto
central asomaun aislado cerrillo constituido por esta
Formación. La sección completa se la encuentra también
en el perfil de arroyo Agua Escondida.
La base generalmente está constituida por un conglomeu
rado basal polimíctico (véase Fig.9), gris claro, com­
puesto por rodados redondeados de caarcitas micacitas y
cuarzo de 1-20 cm. de diámetro. La matriz consiste en
(¡9
arnnisca mediana gris clara, cemento carbonático. El
es csor del conglomerado varia entre 1,5-2 metros,
ET resto de la sección sc componede arcnis as rojas
L.G- grano grueso, suuredondo a redondeado, con lamina­
cíón cruzada festoneada, en la parto superior se enw
cuentran rodados de cuarzo y cuarcita de 2-5 cm. de
diámetro.
La base es discordante con la Formación Talampaya mien­
tras hacia arriba pasa gradualmentea las areniscas
blanquecinas de la Formación Agua Escondida. Hay un
pase transicional entre ambas, consistente en una fran­
ja bicolor de poco espesor.
El espesor de 1a misma es muy constante en toda la co­
marca y se han medido 160 m. en el perfil al norte del
rio Chañares (Vease adj. N° S) y 155 m. en el perfil
del arroyo Agua Escondida.
-“Hacia el sur de los Camposde Gualo en 1a base de las
lomas coronadas por coladas de basaltos olivínicos,
afloran areniscas rojas, con laminación cruzada cóncava,
sobre las que se apoya la Formación Chañares.
A1 pie del cerro Morado, al este de los Camposde Ischi­
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gualasto aflora una sección completa de las mismas, don­
de 1a base está constituida por migmatitas del basamento
precámbrico, sobre el que se apoyan;conglomerados poli­
mícticos, rojos, compuestos por clastos subangulosos a
subredondeadosde cuarzo, cuarcitas, ortoclasa y anfibo­
lita de un centímetro de diámetro, que tiene 25 m. de
eSpesor. Siguen 25 m. de areniscas cuarcíticas, castaño
rojizus, medianas a gruesas, mal seleccionadas, macizas.
En la base del cerro Overo hacia el sudoeste del cerro
connlomerados presentan una anomalíaMorado los mismos Q
de color blanquecino que ya fuera señalada por Bossi
(1970), lo que se debería a una fuerte meteorización
ocurrida posteriormente a 1a deposición de la Formación
Tarjados.
Q
. . . m"F6511es, eoad y corre1a01ón KL./\
No se conocen fósiles de esta Formación. Romer y Jensen
(1966) citan la presencia de restos de Dycinodontia en
los bancos de transición, los que Bonaparte (l969a)in­
terpreta comodel tipo Kannemeyeriidae, lo que ndicaría
el Triásico inferior.
Los primeros consideran que estos bancos equivalen en
parte con el Paganzo III de Bodenbender (1911) al igual
que 1a Formación Talampaya y los relacionan con parte de
las sedimentitas aflorantes en el curso inferior de 1a
quebrada de la Peña, que en este trabajo se consideran
comorepresentantes