tesis-n3857-Barredo

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Tesis Doctoral
Análisis estructural yAnálisis estructural y
tectosedimentario de la subcuencatectosedimentario de la subcuenca
de rincón blanco, precordillerade rincón blanco, precordillera
occidental, provincia de San Juanoccidental, provincia de San Juan
Barredo, Silvia Patricia
2004
Tesis presentada para obtener el grado de Doctor de la
Universidad de Buenos Aires 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
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Cita tipo APA:
Barredo, Silvia Patricia. (2004). Análisis estructural y tectosedimentario de la subcuenca de
rincón blanco, precordillera occidental, provincia de San Juan. Facultad de Ciencias Exactas y
Naturales. Universidad de Buenos Aires.
http://hdl.handle.net/20.500.12110/tesis_n3857_Barredo
Cita tipo Chicago:
Barredo, Silvia Patricia. "Análisis estructural y tectosedimentario de la subcuenca de rincón
blanco, precordillera occidental, provincia de San Juan". Tesis de Doctor. Facultad de Ciencias
Exactas y Naturales. Universidad de Buenos Aires. 2004.
http://hdl.handle.net/20.500.12110/tesis_n3857_Barredo
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http://hdl.handle.net/20.500.12110/tesis_n3857_Barredo
http://hdl.handle.net/20.500.12110/tesis_n3857_Barredo
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UNIVERSIDAD DE BUENOS AIRES
Facultad de Ciencias Exactas y Naturales
Departamento de Ciencias Geológicas
Laboratorio de Tectónica Andina
ANÁLISIS ESTRUCTURAL Y TECTOSEDIMENTARIO DE
LA SUBCUENCA DE RINCON BLANCO, PRECORDILLERA
OCCIDENTAL, PROVINCIA DE SAN JUAN
Tesis Doctoral
¡”la. 1 3 G pi. Autor:SilviaPatriciaBarredod.“ Y 1,: '- 3-¿4i a . e;
‘ Director: Victor A. Ramos
2004
Barreda (2004)
INDICE
RESUMEN
CAPITULO l
INTRODUCCION: OBJETIVOS, METODOLOGÍA Y ANTECEDENTES
Introducción
Objetivos
Ubicación y vías de acceso
Caracterización Geográfica
Metodología
Antecedentes
CAPITULO ll
CUENCA CUYANA
Introducción
Estratígrafia
Análisis lítoestratigrájico
Formación Río Mendoza
Formación Potrerillos
Formación Cacheuta
Formación Río Blanco
Análisis secuencial
Supersecuencía inferior
Supersecuencía superior
Edad
CAPITULO lll
EL HEMIGRABEN RINCÓN BLANCO
Introducción
Substrato de la cuenca
Ordovícico
Formación Don Polo
Formación Alcaparrosa
Sílúríco
Formación Calingasta
Formación La Tina
Devónico
Formación Codo
Carbomfero
Formación El Ratón
Formación El Planchón
Formación Ciénaga Larga del Tontal
Pérmíco
Formación El Salto
Los depósitos triásicos de la subcuenca de Rincón Blanco
Hilario, Sorocayensey Barreal
Formación Barreal
N-ooom-bu.—¡¡—n
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32
32
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33
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Formación Cortaderita
Formación Cepeda
Formación Agua de los Pajaritos
Formación El Alcázar
Formación Hilario
Formación Monína
Edad
Quebrada del Tigre
Sección Inferior
Sección Intermedia
Sección Superior
Cerro Puntudo
Formación Cerro Puntudo
Sección intermedia
Formación El Relincho
CAPITULO IV
LA SUBCUENCA RINCÓN BLANCO: ESTRATIGRAFÍA Y PETROGRAFÍA
Introducción
Antecedentes
Nomenclatura Estratigráfica
Grupo Rincón Blanco
Formación Ciénaga Redonda
Distribución
Litología
Características microscópicas
Formación Cerro Amarillo
Distribución
Litología
Características microscópicas
Formación Panul
Distribución
Litología
Características microscópicas
Formación Corral de Piedra
Distribución
Litología
Características microscópicas
Formación Carrizalito
Distribución
Litología
75
Características microscópicas
Fenómenos kársticos asociados
Formación Casa de Piedra
Distribución
Litología
Características microscópicas
Unidad Marachemill
Areniscas y tobas var-¡color
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40
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42
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56
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68
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Barreda (2004)
Litología
Características microscópicas
Fanglomerados rojos
Distribución
Litología
Características microscópicas
Areniscas rojas
Ubicación
Litología
Características microscópicas
Conglomerados verdesy areniscas grises
Ubicación
Litología
Caracteristicas microscópicas
Arem'scas rojo ladrillo
Areniscas grises
Ubicación
Litología
Caracteres microscópicos
Edad
CAPITULO V
ANÁLISIS DE FACIES Y SISTEMAS DEPOSITACIONALES
Litofacies del Grupo Rincón Blanco
Descripción
Facies conglomerádicas
Facies de conglomerados masivos
Facies de conglomerados y brechas masivos
Subfacies matriz arenosa
Subfacies matriz fangolítica
Facies de conglomerados finos a medios con estratificación entrecruzada planar
Facies de conglomerados con estratificación entrecruzada en artesa
Facíes arenosas
Facies de areniscas masivas
Facies areniscas gruesas masivas con trenes conglomerádicos
Facies arenosas con estratificación entrecruzada en artesa
Facies de arenas con intraclastos pelíticos y/o estructura de corte y relleno
Facies de areniscas con estratificación entrecruzada planar
Facies de areniscas con ondulitas
Facies de areniscas con laminación horizontal
Facies heterolíticas de arenas y sabulitas
Facies de arenas medias de origen eólico
Facíes pelíticas
Pelitas masivas
Pelitas con laminación entrecruzada por migración de ondulas
Pelitas con laminación entrecruzada y ondulítica
Pelitas arenosas
Pelitas con laminación horizontal a ondulítica
Pelitas laminadas a macizas
Facies de arcilitas y limolitas carbonáticas
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lOl
lOl
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102
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lll
lll
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112
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122
122
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124
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Pelitas laminadas
Pelitas carbonosas y/o bituminosas
Facies P (paleosuelos y protopaleosuelos)
Facíes carbonáticas
Facies de margas
Faciespiroclásticas
Facies de tobas masivas o laminadas
Facies de tobas riolíticas
Análisis de Paleocorrientes
Resultados
Sistemas depositacionales
Sistemas depositacionales de la Unidad Marachemíll
Areniscas varicolor
Fanglomerados rojos
Areniscas rojas
Conglomerados verdes y areniscas grises
Areniscas rojo ladrillo
Sistemas depositacionales del Grupo Rincón Blanco
Formación Ciénaga Redonda
Formación Cerro Amarillo
Formación Panul
Formación Corral de Piedra
Formación Carrizalito
Formación Casa de Piedra
CAPITULO VI
CONTENIDO FOSIL Y PALEOCLIMA
Introducción
Contenido florístico y de invertebrados
Unidad Marachemill
Areniscas rojas
Conglomerados y areniscas grises
Grupo Rincón Blanco
Formación Ciénaga Redonda
Formación Cerro Amarillo
Formación Panul
Formación Corral de Piedra
Formación Carrizalito
Formación Casa de Piedra
Huellas de tetrápodos
Descripción de las huellas y rastrílladas
Rastrilladas de bípedos
Bípedos facultativos
Bípedos
Rastrilladas de cuadrúpedos
Huellas aisladas
Implicanciaspaleogeográjïcas y evolutivas
Paleoclima
CAPITULO Vll
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127
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129
129
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130
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134
134
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l4l
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180
180
180
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186
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196
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203
204
206
Barreda (2004)
ANALISIS TECTOSEDIMENTARIO 209
Introducción 210
Historia del relleno y correlaciones 213
Margen Activo 213
Margen Activoy rampa del depocentro Rincón Blanco 226
CAPITULO VII
ESTRUCTURA 248
La estructura de la región del río Los Patos 249
La estructura de la región deRincón Blanco 254
Interpretación estructural de la inversión 269
CAPITULO IX
EVOLUCIÓN TECTÓNICA 271
Introducción 272
Rifts continentales: el hemigraben Rincón Blanco 273
Cinemática de la extensión 278
Evolución tectónica 291
Magmatismo 294
CONCLUSIONES 297
AGRADECIMIENTOS 304
BIBLIOGRAFÍA 305
Resumen
En la región del río Los Patos, provincia de San Juan, aflora un serie triásica asociada al
hemigraben mas septentrional de la cuenca Cuyana. Este ha sido identificado como Rincón
Blanco y reúne los depósitos de Barreal, Hilario, Rincón Blanco, quebradas El Salto, El Tigre
y Cerro Puntudo.
El área de estudio forma parte de la faja corrida y plegada de la Precordillera en donde
la deformación compresiva dio lugar al desarrollo de estructuras complejas y fenómenos de
inversión tectónica que dificultan el análisis del rift, la historia de su relleno y
consecuentemente la correlación a través de la subcuenca. Sin embargo, el mapeo detallado de
las estructuras, el estudio cinemático de las fallas y el análisis de la evolución de los
ambientes sedimentarios posibilitaron la elaboración de un modelo simplificado del período
extensional de la subcuenca.
La sedimentación fue continental, epiclástica y piroclástica y tuvo lugar en depocentros
aislados que formaron un hemigraben asimétrico con polaridad este. El margen activo
corresponde a la zona de Rincón Blanco mientras que la rampa corresponde a la zona de
Barreal - Hilario.
La evolución del relleno estuvo marcada por un fuerte control tectónico y climático que
le imprimieron a las secuencias rasgos distintivos. Estas características permitieron aplicar los
conceptos de la estratigrafia secuencial, así se identificaron tres secuencias depositacionales
en términos de espacio de acomodación, que representan dos estadios de rifting (sinrift I y II)
y sus correspondientes sags. Los resultados obtenidos correlacionan muy bien con lo
observado en la rampa y con lo propuesto por otros autores para el depocentro Uspallata.
El interesante contenido fósil compuesto por flora, fauna invertebrada, en especial de
trazas fósiles, y vertebrada dada por la presencia de icnitas de tetrápodos se utilizó para
reconstruir la paleogeografia de la cuenca, al mismo tiempo que constituyó una herramienta
de gran valor para ajustar la propuesta estratigráfica secuencial lograda a través de los
conceptos tectosedimentarios. El estudio detallado de la asociación de tetrápodos de la
Formación Corral de Piedra, asimismo señala que por sus características constituyen hasta el
momento el registro más antiguo de este grupo de dinosaurios en el mundo.
Finalmente el análisis estructural y tectosedimentario permitieron ver que la secuencia
aflorante sobre la margen oriental de la cuenca no está directamente relacionada al Grupo
Rincón Blanco y hasta tanto no se cuente con un dato preciso de edad, se la ha identificado
como Unidad Marachemill.
Barreda (2004)
Abstract
A series of Triassic rocks related to the infilling of the northemmost portion of the
Cuyana basin outcrop in the surroundings of Los Patos river, in the San Juan province. The
corresponding depocenter has been identified as Rincón Blanco subbasin and it is proposed
here to involve the Barreal, Hilario, Rincón Blanco, El Salto, El Tigre creeks and the Cerro
Puntudo sites.
The studied area is part of the Precordillera fold and thrust belt where complex
structures and diverse inversion tectonics phenomena have occurred as result of the cenozoic
compressional deformation. Consequently the understanding of the rift evolution, the history
of its infilling and the correlation throughout the basins require a deep analysis. A detailed
mapping of the structures, the kinematic study of the faults and the examination of the
sedimentary environments evolution made it possible to build a Simplified model for the
extensional period of the basin.
Continental, epiclastic and pyroclastic sedimentation took place in isolated depocenters
which built an asymmetric halfgraben with its deepest portion to the east-northeast, in the
Rincón Blanco region, and the ramp to the west in the Barreal - Hilario towns.
The infilling was strongly controlled by tectoníc and climatic parameters which in term
produced distinctive features along the whole sequence. These letter made it possible to
applied the so extended sequence stratigraphy concepts and thus recognised three depositional
sequences according to the accommodation space. They can be associated with two rifting
stages (synrift I and ll) and their corresponding sag phases. This evolutive scheme most
correlates with the ramp record and with several models proposed by other authors for the
Uspallata subbasin.
The wonhfull fossil record mainly composed of flora, invertebrates, specially trace
fossils, and vertebrates consisting of tetrapod tracks were applied to make a paleogeographícal
model for the basin. Furtherrnore, it was used as a tool to calibrate the sequence stratigraphic
model achieved by using tectosedimentary elements. Comparative study of the tetrapod
association of the Corral de Piedra Formation proved that it is the oldest one registered up to
now around the world
Finally and in spite of the lack of age data, the structural and tectosedimentary analysis
held here pennitted to see that the sequence outcroppíng along the east margin of the basin is
not related to the Rincón Blanco Group as previously proposed and hence it has been
distinguished here as Unidad Marachemill.
CAPITULO I
OBJETIVOS, METODOLOGÍA
YANTECEDENTES
Barreda (2004)
Introducción
Durante muchos años se consideró a los afloramientos triásicos de las provincias de San
Juan y Mendoza como cuencas independientes, por lo que la estratigrafia y la historia
evolutiva de cada una de ellas fue tratada por separado. Los estudios más recientes,
permitieron reinterpretar la historia de la sedimentación triásica y arribar a un modelo de
cuenca única, más consistente con la información obtenida hasta el momento. En ese modelo
se destaca que dichas secuencias correspondían a sistemas de depositación aislados y
localmente controlados por altos intracuencales, que evolucionaron a ambientes
regionalmente integrados. Este sistema morfoestructural fue denominado cuenca Cuyana y se
extiende desde la porción centro sur de la provincia de San Juan hasta Mendoza entre los 31°
15' y los 36° de latitud sur con arrumbamiento principal noroeste-sudeste (Figura l-l ).
En particular, el sector sanjuanino, denominado en este trabajo hemigraben Rincón
Blanco, se caracteriza por una estructura compleja que toma dificil la correlación de las
unidades triásicas en los distintos puntos de la cuenca y consecuentemente la interpretación
genética de la misma y su relleno.
La presente contribución abarca los depósitos del margen activo, cuyos afloramientos se
encuentran al noreste de la localidad de Barreal, entre 69°15’ de longitud oeste y 31° 24’ —
31° 33’ de latitud sur, sobre el faldeo oeste de la Sierra del Tontal, extendiéndose desde el
cerro Bola hasta la quebrada El Salto en las cercanías del río San Juan (Figura 1-2). Hacia el
occidente se hallan separados de los depósitos de rampa por el cerro Hilario y el cordón Agua
de Claudio.
Ambos puntos del hemigraben fueron estudiados por diversos autores e intensamente
explorado por Yacimientos Carboníferos Fiscales (YCF) por más de tres décadas, sin
embargo en ningún caso se realizó un análisis sedimentológico y estructural integrado. En tal
sentido el objetivo de esta investigación es caracterizar los ambientes sedimentarios del
margen activo, establecer los controles tectónicos y/o climáticos que condicionaron su
evolución y establecer su correlación con aquellos de la rampa, para interpretar la historia
evolutiva del hemigraben.
La compleja estructura actual, dominada por numerosos corrimientos ándicos,
mantienen aislados los afloramientos y en algunos casos trunca parte de las secuencias. Es porello que esta correlación requirió además de un detallado mapeo regional con énfasis en la
identificación de las estructuras y de la elaboración de secciones estructurales en puntos
Universidad de Buenos Aires
estratégicos. De esta manera fue posible establecer los contactos entre las distintas
unidades del Grupo Rincón Blanco, estimar sus espesores, la geometría de sus depósitos
y, fundamentalmente, reconstruir las paleocorrientes.
me
Figura 1-1: Mapa de ubicación de los depocentros correspondientes a la cuenca Cuyana, con indicación
de la zona abarcadas por elpresente análisis.
Objetivos
Debido al potencial energético que presenta la cuenca Cuyana, se han realizado
numerosos trabajos de investigación en el sector mendocino de la misma. Sin embargo,
en la porción norte o sanjuanina donde 1a estructura es sumamente compleja, la
producción es notablemente menor y orientada sobretodo a establecer la estratigrafía.
Son pocas las contribuciones referentes a la evolución de esta porción de la cuenca, su
paisaje y al tipo de deformación a la que fuera sometida durante el Terciario.
Barreda (2004)
Figura 1-2:Mapa de ubicación de la zona de estudio y detalle del camino de acceso a la ¿ona de Rincón
Blanco donde puede verse además la ubicación de las minas y hornos defimdición. ' '
Universidad de Buenos Aires
El objetivo de este trabajo es caracterizar el período extensional y analizar las
características del relleno sedimentario del margen activo del hemigraben Rincón Blanco,
establecer los controles tectónicos y/o climáticos que gobemaron la sedimentación triásica y
reconstruir la compleja estructuración ándica que afectó dichos depósitos. Estos resultados
conjuntamente con el estudio del contenido paleontológico fueron integrados a los datos
obtenidos por otros autores y a observaciones propias para establecer la correlación con los
depósitos de la rampa, analizar la estratigrafia y compararla con la ampliamente estudiada
cuenca mendocina. De esta manera fue posible elaborar un modelo genético para el
hemigraben septentrional consistente con los propuestos para el sector cuyano.
La sintesis de los objetivos del presente trabajo es la siguiente:
o Elaborar un modelo tentativo del origen extensional de la cuenca a través del estudio
cinemático de las fallas presentes conjuntamente con los estudios sedimentológicos y
ambientales.
o Establecer la geometría y polaridad del rift y elaborar un modelo que pueda ser integrado
con la dinámica del relleno local y con las de los restantes depocentros.
o Llevar a cabo un estudio detallado de las unidades formacionales de la región para calibrar
la estratigrafia local y establecer líneas de correlación con las restantes subcuencas del rift
cuyano.
o Aplicar los conceptos de la estratigrafia secuencial para correlacionar los depósitos del
margen activo con los de la rampa e identificar las distintas secuencias depositacionales.
o Establecer las variaciones en el espacio de acomodación en función de la variable
tectónica y discriminar, cuando fuera posible, la influencia climática.
o Realizar estudios petrográficos detallados sobre muestras representativas que aporten al
conocimiento de la procedencia del material elástico.
o Realizar el análisis de facies y la reconstrucción de los ambientes sedimentarios.
o A partir del estudio detallado de la historia del relleno modelar las distintas
configuraciones paleogeográficas y analizar los posibles controles tectónicos que
condicionaron su evolución.
Barreda (2004)
o Hacer estudios paleontológicos que permitan una buena correlación con las asociaciones
faunísticas de las subcuencas vecinas y, que contribuyan al refinamiento de las
reconstrucciones paleogeográficas y de las correlaciones estratigráficas.
o Sobre la base del reconocimiento de campo y de la interpretación realizada sobre fotos
aéreas e imágenes satelitales, caracterizar la deformación compresiva que llevo a la
subcuenca a su presente estructura actual y analizar si la inversión tectónica fue uno de los
mecanismos de dicha deformación.
Para llevar a cabo estos estudios se realizaron perfiles sedimentológicos de detalle, a
escala 1:100 y 1:50 en distintos sectores de la subcuenca, de manera que pudieran
identificarse las principales unidades litológicas, sus variaciones de espesor y los ambientes
sedimentarios asociados. Se confeccionaron dos mapas geológicos, uno a escala l:lO0.000 de
la región del Río Los Patos sobre la base de imágenes Landsat TM y de la información
obtenida por otros autores para ver la distribución de los afloramientos tn'ásicos en el
hemigraben sanjuanino. El otro corresponde a la región de Rincón Blanco, objetivo principal
de este trabajo y fue realizado a escala 1:15.000. Se presenta la estructura, la estratigrafia y la
distribución de los datos más importantes relevados en esta investigación, acompañados de
secciones estructurales en tres cortes estratégicos de la subcuenca.
Se tomaron muestras para los estudios petrográfïcos, palinológicos y de edad en todas
las unidades del Grupo Rincón Blanco. Siempre que fue posible se midieron espesores
utilizando cinta y brújula y se tomaron datos de paleocorrientes, ubicando los sitios con GPS.
Asimismo, la presencia de icnitas de vertebrados determinó la implementaron de técnicas
especificas de toma de datos, consistentes en una profusa producción fotográfica y en la
generación de moldes de siliconas.
Ubicación y vías de acceso
La zona de estudio se encuentra a 45 km aproximadamente de la localidad de Barreal,
provincia de San Juan (Figura 1-2). Se accede a Rincón Blanco por la quebrada del Arroyo
Seco del Carrizal ubicada a 8 km al norte de Barreal y próxima a la localidad de Sorocayense
por la ruta provincial 412. Se recorren 13 km en dirección este pasando por el puesto El
Carrizal y el puesto Carrizal del Alto en la Ciénaga de los Puentes, para luego a la altura del
8
Universidad de Buenos Aires
arroyo El Salto (Figura 1-2) tomar al norte por la quebrada de La Aguada. A 19 km está el
puesto de Doña Juana de Villarroel y a medio kilómetro al norte se encuentran los restos de
las construcciones de adobe y ladrillo refractario asociadas a la explotación minera de
mediados del siglo XIX; a 8 km en la misma quebrada se hallan las minas conocidas como
“Minas del Carmen Bajo”. El camino continúa hasta el portezuelo Alto Sur (Figura 1-2)
donde se bifurca: la huella de la derecha llega hasta la cima de la sierra del Tontal donde se
encuentra la antena retransmisora del pueblo de Barreal, mientras que la otra huella conduce a
Rincón Blanco.
Caracterización Geográfica
Barreal es una villa agrícola localizada a orilla del río Los Patos (Figura 1-2) en el
inmenso valle calingastino, rodeada por la Precordillera y la Cordillera Frontal. Se caracteriza
por sus plantaciones de álamos dispuestos en forma de corredor que le confieren un paisaje
muy particular. Entre sus cultivos más importantes se destacan la menta y la manzana pero
también hay alfalfa, romero, estragón, lavanda y anís.
Algunos de sus paisajes más conocidos se desarrollan en rocas triásicas como los Cerros
Pintados de donde se extrajo bentonita para la clarificación de vino y agua potable, para
alimento balanceado de aves y como piedra triturada para cobertura de techos. El Alcázar
constituye un cerro de 1.650 m de altura con formas de erosión que semejan un castillo. Este
es un sitio histórico dado que hacia el 1630, Huaziul-amta huarpe, y sus huestes, se rebelaron
contra el dominio español y se refugiaron en el cerro. Las ruinas de Hilario son tal vez una de
las atracciones históricas más importantes que se encuentran a l km al oeste de este cerro.
Conservan los restos de un establecimiento de fundición de la Compañía Beneficiadora de
Hilario, creada en 1865 durante la gobernación de Domingo Faustino Sarmiento sobre los
cimientos de la actividad iniciada por los Jesuitas en el siglo XVII con el objeto de fundir oro,
plata y cobreextraídos de la sierra del Tontal ubicada a 46 km al este del sitio.
La palabra Tontal en huarpe, Tuunte/Tumta significa: sierras, mineral, lugar poblado
(Díaz Costa y Díaz, 1939). Allí se asentó la actividad minera más importante que tuviera la
provincia en el siglo pasado impulsada, entre otros, por Sarmiento el entonces gobernador de
la provincia de San Juan. Sus objetivos no eran sólo económicos sino también estratégicos
pues se pretendía poblar la región con inmigrantes e impulsar el desarrollo de nuevas
actividades.
Barreda (2004)
Se proyectó entonces la fundación de un pueblo bautizado como San Francisco del
Tontal y posteriormente como Villa Rickard, como se puede reconstruir a través de sendos
decretos, como lo atestiguan documentos de aquella época. Sin embargo los restos de las
construcciones localizadas en la zona que va desde el arroyo El Salto a la quebrada de la
Aguada, faldeo occidental de la sierra (Figura 1-2), no pueden ser asociados a esta villa con
precisión, dado que ésta no tuvo un lugar geográfico fijo. Existieron diferencias entre la
voluntad del gobierno y las necesidades de los mineros que llevaron a cambiar
sistemáticamente el lugar de asentamiento (Gnecco de Fernández, 1989). Lo que sí se puede
afirmar es que las ruinas localizadas unos 5 km al sur de los afloramientos triásicos analizados
en este estudio están directamente asociadas a la explotación minera emprendida entre los
años 50 y 90 del siglo XIX. Conocidas como "hornos de pre-fundición" ó “Las Máquinas”
(Figura 1-3b), fueron parte del establecimiento Carmen Alto Mining Co. instalado allí en
1891 (Gnecco de Fernández, 1989). Es en este lugar donde se cree que originalmente se
propuso la fundación de la Villa Rickard y que frente a la negación de los pobladores mineros
fue trasladada a la zona de la Mina del Carmen Alto (Figura 1-3a) sobre el arroyo Las
Trancas. Esta última fue la mina principal y sus orígenes se remontan a la época de los
jesuitas. Está situada a 3.000 m s.n.m. sobre el faldeo occidental del cerro Norte de la sierra
del Tontal a 2 km al noreste del sitio anterior (Figura 1-2). Otra mina importante fue la Mina
del Carmen Bajo localizada al oeste de la anterior, sobre la llamada antiguamente “quebrada
Seca” y que hoy se la conoce como de la Aguada (Figura 1-2).
Figura 1-3: A) Vistaal norte de la Mina del Carmen Alto. El camino que sale a Ia izquierda corresponde
a la entrada a Ia quebrada Tres Amigos B) Vista de los "hornos de pre-fundición” que fueron parte del
establecimiento Carmen Alto Mining Co. instalado allí en 1891 y localizado en las cercanías del camino de
acceso a Rincón Blanco.
Universidad de Buenos Aires
En la “villa” se fundían plomo, oro y plata, y llegaron a habitar 3.000 pobladores. Si
bien el pueblo tuvo aduana, iglesia, matadero, viviendas y oficinas, actualmente sólo se
conservan restos de los numerosos socavones realizados por los pirquineros y de los hornos
alimentados a madera de retama donde se fundía el material que luego era transportado a
Sorocayense e Hilario para la refinación final.
Metodología
Inicialmente se realizó una recopilación bibliográfica orientada a la búsqueda de
información del área de interés y de las zonas aledañas que permitió conocer el desarrollo
regional de la cuenca Cuyana.
Sobre una base de fotos aéreas a escala 1:50.000, se realizó una primera etapa de
análisis estructural y litológico del sector comprendido entre el valle del río Los Patos por el
oeste, y la sierra del Tontal por el este. Esto fue acompañado por el procesamiento básico de
imágenes Landsat TM, por medio de los programas de computación Idrisi, IP de Luxe y
Erdas. Se realizaron procesamientos digitales para establecer los contactos litológicos entre
las unidades geológicas que integran la porción norte de la cuenca Cuyana y analizar las
estructuras principales. Esa información fotointerpretada permitió elaborar el mapa geológico
preliminar a escala 1:50.000, el que fuera modificado con la información obtenida en
posteriores trabajos de campo. Así, se confeccionó un mapa geológico de detalle de la región
a escala 1:15.000 en función de los datos de campo y los obtenidos de los distintos
tratamientos y procesos hechos sobre la imagen satelital.
Las tareas de campo se realizaron durante los años 1996, 1997, 1998 y 1999. En el mes
de agosto del año 1995, se realizó una visita a las zonas de Calingasta y Barreal para analizar
los afloramientos triásicos correlacionables con los de Rincón Blanco y establecer las posibles
rutas de acceso a esta última zona. Las campañas de los dos años siguientes tuvieron por
objeto el reconocimiento de las distintas unidades del Grupo Rincón Blanco conjuntamente
con el levantamiento de la estructura actual. Esta información fue debidamente analizada y
cotejada con la fotointerpretación previa. Paralelamente se realizaron perfiles sedimentarios
de detalle que permitieron analizar los ambientes de sedimentación originales, se tomaron
datos de paleocorrientes en diversos sectores de la subcuenca, lo mismo que del rumbo e
inclinación de las estructuras y de los indicadores cinemáticos.
Barreda (2004)
Las campañas restantes tuvieron por objeto la elaboración de nuevos perfiles
sedimentarios y de las secciones estructurales correspondientes a lo que se sumó un intenso
muestreo paleontológico que consistió en la obtención de especímenes para estudios
palinológicos y micropaelontológicos y, en la exploración y descripción de megafauna de
vertebrados impulsada por el interesante hallazgo de huellas de tetrápodos no documentadas
hasta el momento en la región.
Antecedentes
Los pioneros trabajos de Stappenbeck (1910) se refieren a estas sedimentitas como
“Estratos del Paganzo” o “Paganzoschíchten”. Las primeras menciones específicas
corresponden a Groeber (1948) quien identificó las areniscas localizadas en el cerro Bola
como de edad triásica y las consideró como pertenecientes a los “Estratos del Paganzo”.
Pozzo (1948) realizó estudios en algunos sectores de la cuenca siendo su aporte más
importante la diferenciación entre éstos y los de la zona occidental correspondiente a Hilario­
Agua de los Pajaritos. Sin embargo, recién con los estudios exploratorios de Yacimientos
Carboníferos Fiscales (YCF) se tuvo una idea más acabada de las características litológicas y
del número de unidades que componían la secuencia triásica. Se realizaron numerosos
informes, como los de Xicoy (1958), Gareca (1958), Luengas (1966), Suizer Rubio (1966,
1968), quienes presentaron relevamientos de detalle del área de Rincón Blanco, pero la
primera publicación ad hoc corresponde al trabajo de Borrello y Cuerda (1965) donde se
presentó la estratigrafia de la cuenca (Cuadro l- l ).
Cuadro l-l: Síntesisestratígráfica propuesta por Borrelloy Cuerda ([965)
Grupo Areniscas Casa de Piedra
Rincón Blanco Lutita Carrizalito
(Triásico) Formación Portezuelo
Formación Panul
Universidad de Buenos A¡res
Rolleri y Criado Roque (1968) aceptaron este ordenamiento, aunque concluyeron que la
sucesión de Rincón Blanco correspondía al estratotipo característico de la sección basal de
todas las series sedimentarias del Triásico occidental del sur de San Juan, conocidos como
estratos pre-Potrerillos.
El estudio palinológico de las sucesiones triásicas del noroeste argentino de Yrigoyen y
Stover (1969) indicó que por el contenido paleontológico y por las correlaciones litológicas,
las Formaciones Casa de Piedra y Carrizalito correspondían a las unidades mendocinas Río
Blanco y Cacheuta, mientras que las Formaciones Fanglomerado Panul y Portezuelo en
conjunto a la Formación Potrerillos. Otro aporte de este trabajo es el reconocimiento de
nuevas unidades triásicas por debajo del Fanglomerado Panul, que identificaron como
Formación Las Cabras y Río Mendoza al correlacionarlas con las entidades el norte de
Mendoza. Así, descartaron la nomenclatura propuesta previamente por Borrello y Cuerda
(1965) y sugirieron utilizarla ya establecida para el Grupo Mendoza.
Stipanicic (1972, 1979) analizó detalladamente las columnas propuestas por los
distintos autores y basado en sus observaciones de campo concluyó que, si bien Yrigoyen y
Stover (1969) estaban en lo cierto al considerar que el Grupo Rincón Blanco comprendía más
unidades que las observadas por Borrello y Cuerda (1965) y que, la Formación Fanglomerado
Panul correspondía a la Formación Portezuelo, no encontró evidencias que permitieran
correlacionarlas con las unidades mendocinas, por lo que consideró conveniente mantener la
nomenclatura propuesta por estos últimos autores aunque con nuevas modificaciones (Cuadro
1-2).
Otros estudios fueron de índole regional, como los de Strelkov y Alvarez (1984),
orientados al análisis de los distintos asomos triásicos de la región de Cuyo considerados por
algunos autores como cuencas independientes. El aporte más importante de estas
contribuciones fue la comprobación de que dichos afloramientos correspondían a una cuenca
única, como lo observaran Rolleri y Criado Roque (1968), Yrigoyen y Stover (1969) y
Stipanicic (1979), a la que se le dio el nombre de cuenca Cuyana. Los trabajos posteriores de
levantamiento de hojas geológicas por el Servicio Geológico Nacional estuvieron a cargo de
Furque y Caballé (1986) en la hoja 20b Calingasta, Cuerda et al. (1982) en la hoja 21 C San
Juan y por Miguel Palma, hoja 21 B Barreal del Leoncito, aún inédita.
Con respecto a la estructura en el trabajo de Quartino et al. (1971) se detalla la
deformación compresiva de la región comprendida entre el río Los Patos y la sierra del
Tontal; mientras que López Gamundí (1994) y López Gamundí et al., (1997) presentaron un
13
Barreda (2004)
análisis de la historia extensional de los diversos depocentros del segmento norte de la cuenca
Cuyana, aunque no caracterizaron la deformación posterior.
Cuadro 1-2: Nomenclatura propuesta por Stipanicic (1979)
Formación Casa de Piedra
Formación CarrizalitoGrupo
Rincón B|anco Formación Portezuelo
(Triásico) (Fanglomerado Panul miembro inferior)
Formación Cerro Amarillo
Formación Ciénaga Redonda
Finalmente, Baldoni y Durango de Cabrera (1977) y Haushke (1991) realizaron
muestreos paleontológicos que dieron lugar a nuevos hallazgos florísticos y faunísticos en las
unidades medio y superiores del grupo, pero no introdujeron modificaciones a la estratigrafia
propuesta previamente por Stipanicic (1972 y 1979).
CAPITULO II
CUENCA CUYANA
Barreda (2004)
Introducción
A fin de integrar los depósitos de la subcuenca de Rincón Blanco a un marco regional se
presenta en este capítulo un análisis de la constitución de la cuenca Cuyana.
Las cuencas triásicas argentinas, dominantemente continentales, presentan una
orientación noroeste con respecto a la estructura principal de los Andes. Esta orientación
preferencial se debe al control ejercido por antiguos límites de debilidad de la corteza
(Charrier, 1979) correspondientes a terrenos previamente amalgamados (Ramos y Kay, 1993;
Ramos, 1992).
La cuenca Cuyana se ubica en las provincias de San Juan y Mendoza entre los 31° 15' y
los 36° de latitud sur con un arrumbamiento principal noroeste (Figura 2-1).
El basamento de la cuenca, en el sector oriental del segmento sanjuanino, está
compuesto por metamorfitas precámbricas de la provincia geológica de Sierras Pampeanas
mientras que en el occidental dominan lutitas y areniscas finas grises y gris verdosas de la
Formación Villavicencio, sedimentitas calcáreas cambro-ordovícicas y volcanitas y
piroclastitas del Grupo Choiyoi. El relleno es fundamentalmente de edad triásica media a
superior y consiste en sedimentos clásticos y piroclásticos de origen continental. Como
constituyen afloramientos desconectados entre sí, fueron inicialmente considerados cuencas
aisladas y definidas como cuencas de Barreal, de Hilario y de Rincón Blanco. Estudios
regionales posteriores permitieron ver que tanto estos depocentros como los de la
Precordillera mendocina correspondientes a las localidades de Santa Clara, Potrerillos y
Cacheuta conformaban en conjunto un único y complejo sistema depositacional, el que fue
denominado cuenca Cuyana (Rolleri y Criado Roque, 1968; Yrigoyen y Stover, 1969; y
Stipanícic, 1979).
Posteriormente, Strelkov y Alvarez (1984) propusieron la denominación de cuenca
triásica mendocina-sanjuanina a la totalidad de los registros triásicos del oeste argentino
ubicados entre Calingasta en San Juan y General Alvear en Mendoza (Figura 2-2). Por otro
lado y sobre la base del análisis secuencial, Kokogian y Mancilla (1989) reafirmaron el
concepto de cuenca única para todas las unidades triásicas del centro-oeste argentino pero
mantuvieron la denominación de cuenca Cuyana.
De estos estudios se desprende que, inicialmente la cuenca Cuyana estaba conformada
por depocentros o subcuencas separadas y condicionadas por altos relativos que conformaron
barreras topográficas, al mismo tiempo que le imprimieron rasgos distintivos a la
Universidad de Buenos Aires
sedimentación de cada depocentro. Estos son conocidos como subcuencas de General Alvear
(Criado Roque, 1979), Cacheuta (Rolleri y Fernandez Garrasino, 1979), Norte de Mendoza
(Rolleri y Criado Roque 1968), Barreal (Stipanicic, 1972), y Rincón Blanco (Stipanicic,
1972). La fuerte compresión andina durante el Cenozoico dio lugar a un intenso
estructuramiento con inversión parcial y en algunos casos hasta casi total de estas unidades.
Figura 2-1: Mapa de ubicación de la cuenca Cuyana y su relación con los terrenos de basamento
(modificado de Ramos, 1992).
Barreda (2004)
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‘ ' ' v ' Cuenca Triásica
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Figura 2-2: Mapa de ubicación de los distintos afloramientos triásícos correspondientes a Ia cuenca
Cuyana según Strelkov y Alvarez (1984).
Estratigrafía
Diversos trabajos han analizado las características de la cuenca Cuyana, tanto en
superficie como en subsuelo, así se pueden mencionar los de Frenguelli (1948), Harrington
(1953), Borrello y Cuerda (1965), Rolleri y Criado Roque (1968), Yrigoyen y Stover (1969),
Stipanicic (1972, 1979), Bettini (1980); Baldis et al. (1982, 1990), Strelkov y Alvarez (1984),
Kay et al. (1984); Sessarego (1986), Kokogian y Mancilla (1989), Ramos (1992), Kozlowsky
18
Universidad de Buenos Aires
et al. (1993), Kokogian et al. (1993), López Gamundí (1994), López Gamundí et al. (1997),
Jones et al. (1999), Kokogian et al. (1999, 2001), Bellosi et al. (2001), entre otros. Estos
autores elaboraron distintos cuadros estratigráflcos en función de los conceptos
litoestratigráflcos y secuenciales respectivos.
El trabajo de Strelkov y Alvarez (1984) sintetizó la estratigrafla propuesta hasta ese
momento y aporta datos nuevos sobre la historia depositacional y tectónica de la cuenca, que
ayudaron a una mejor comprensión de su evolución. Sobre la base del análisis
litoestratigráfico adoptaron una nomenclatura común para todos los afloramientos triásicos de
las provincias de Mendoza y San Juan a los que reúnen en el Grupo Uspallata. Asimismo,
basándose en la evolución tectónica de la misma conjuntamente con la historia de su relleno
sedimentario, propusieron la existencia de dos ciclos de sedimentación a los que denominaron
I y II respectivamente (Cuadro 2-1).
Kokogian y Mancilla (1989) también, hicieron una interpretación de la historia
evolutiva de la cuenca pero en función de los conceptos de la estratigráfica secuencial. Esta
nueva propuesta estratigráfica no necesariamente contrasta con la estratigrafla tradicional pero
no son directamente comparables. Establecieron una división en dos supersecuencias: una
inferior y otra superior, compuesta cada una por diferentes secuencias deposicitacionales,
muchas veces coincidentes con las unidades formacionales antes mencionadas (Cuadro2-1).
Análisis litoestratigráfico
Se presenta aquí el modelo de Strelkov y Alvarez (1984), dado que constituye el
esquema estratigráfico sobre el que se basa el análisis de la cuenca Cuyana.
Estos autores, reconocieron dos ciclos sedimentaríos granodecrecientes, uno que abarca
las Formaciones Río Mendoza, Potrerillos y Cacheuta, y otro que incluye a la Formación Río
Blanco.
Formación Río Mendoza
Su contacto inferior es discordante, mientras que pasa transicionalmente a la formación
suprayacente. Está constituida por facies aluviales gruesas producto de ambientes de alta
energía desarrollados en un relieve marcado, de modo que inicialmente constituyeron el
relleno de un substrato fuertemente irregular. Se trata de depósitos de abanicos aluviales
compuestos por flujos de detritos (debris flows), flujos laminares (sheet flows) y facies de
19
Barreda (2004)
relleno de canal representados por conglomerados cuyos fragmentos corresponden a
metasedimentitas y clásticos paleozoicos. La existencia de tetrápodos en la Formación Río
Mendoza fue interpretada como indicadora de ríos con caudal abundante generados por
lluvias estacionales (Stipanicic, 1979), aunque es probable que algunos de los sistemas que
drenaban la cuenca fueran de naturaleza alóctona. La comparación con los distintos
afloramientos de las provincias de San Juan y Mendoza, permitió ver diferencias tanto en las
características internas de las formaciones como en la composición de los clastos y los
espesores medidos. Esto fue interpretado por Strelkov y Alvarez (1984) como producto de la
existencia de altos intracuencales de composición litológica variable.
Cuadro 2-l: Estratigrafia e interpreración de la historia del relleno de la cuenca Cuyana propuesta por
Strelkov y Alvarez (I 984) y Kokogitm et al. (I 993)
m" yMm (1904) Kolto otol.(1903)
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Formación Potrerillos
Esta unidad es de características más uniformes presenta evidencias de variaciones de
energía en función a su posición dentro de la cuenca. Está compuesta por facies arenosas
producto de sistemas fluviales anastomosados con buen desarrollo de facies de planicies de
inundación y facies lagunares poco profundas. Es importante destacar la presencia de niveles
20
Universidad de Buenos Aires
fosilíferos con restos de plantas, tobas y bentonitas sobre todo en el sector occidental. El
contacto basal y de techo es transicional salvo en aquellos sectores donde apoya sobre el
substrato de la cuenca.
Según Strelkov y Alvarez (1984) la secuencia arenosa con niveles piroclástícos que
domina por encima de las facies conglomerádicas corresponder-¡an casi en su totalidad a la
Formación Potrerillos, y descartan la existencia de la Formación Cerro de Las Cabras. Sin
embargo la totalidad de los trabajos realizados en esta cuenca hasta el momento e incluso las
observaciones realizadas por la autora en la región de Uspallata, confirman que por sus
características faciales la espesa secuencia silicoclástica y piroclástica corresponde a una
unidad bien diferenciable de las Formaciones Río Mendoza y Potrerillos.
Formación Cacheuta
Está compuesta por facies lacustres y fluvio-lacustres. Son pelítas gris oscuras de
ambiente reductor con participación de cuerpos arenosos intercalados cuyo origen se
corresponde a deltas lacustres y paleocauces fluviales según su posición dentro de la cuenca.
El contacto basal es transicional.
Formación Río Blanco
Comienza siendo granocreciente, sin embargo cambia rápidamente a secuencias estrato
y granodecrecientes.
Se reinstala un ambiente de alta energía compuesto por sistemas aluviales arenosos que
conforman el segundo ciclo, de características también granodecrecientes. El marcado cambio
de energía del medio sería producto de la reactivación de la subsidencia, ya sea por un
descenso del nivel de base regional o por efectos de reactivación tectónica.
Análisis secuencial
En función del análisis secuencial, Kokogian y Mancilla (1989) y Kokogian et al.
(1993), propusieron la división en dos supersecuencias: la supersecuencia inferior que
corresponde a la fase de sinrift y la superior que corresponde a la fase de hundimiento térmico
(mg)­
21
Barreda (2004)
Supersecuencia inferior
Esta supersecuencia apoya díscordantemente sobre el basamento y es sobrepuesta por la
supersecuencia superior mediante discordancia, que coincide con la que Stipanicic (1979)
adjudica a la fase diastrófrca Río Tunuyán. Representa el relleno de la cuenca durante la etapa
de extensión y es equivalente a las unidades litoestratígráfrcas Río Mendoza, Las Cabras,
Poterillos y Cacheuta (Cuadro 2-1).
Aquí es importante aclarar que si bien las Formaciones Potrerillos y Cacheuta fueron
inicialmente incluidas como parte de la supersecuencia superior o sag por Kokogian y
Mancilla (1989), posteriormente fueron reinterpretadas como parte de la supersecuencia
inferior. Así, sobre la base de interpretaciones posteriores y en función de información
sísmica, Kokogian et al. (1993) propusieron que el sistema de fallamiento inicial y
responsable del origen de la cuenca, se mantuvo activo hasta el momento de la depositación
de dichas unidades. Consecuentemente, agregaron un estadío de sinrift más al definido para la
supersecuencia inferior, el que fuera denominado por estos autores como sinrift II y que
involucra a estas dos formaciones. Sin embargo, Dellapé et al. (1993) mantuvieron el modelo
original y establecieron que tanto las Formaciones Río Mendoza y Cerro de Las Cabras
corresponden a la supersecuencia inferior, como depósitos controlados por subsidencia
asociada al fallamiento de la etapa de rift y luego por la transición hacia la fase de
hundimiento térmico. Mientras que las Formaciones Potrerillos, Cacheuta y Río Blanco
pertenecen a la supersecuencia superior que representa el período póstumo de transición hacia
la fase de hundimiento térmico. La fase de sag propiamente dicha estaría representada por los
niveles superiores de la Formación Río Blanco. La información más recientemente publicada
mantiene la división original aunque no descarta la posibilidad de la existencia de un segundo
estadío de sinrift (Bellosi et aL, 2001 y Torres, 1999, entre otros).
Debido a que la investigación que se presenta en este trabajo encuentra evidencias para
sostener un nuevo evento extensional que justifica incluir otro estadío de sinrift, se adoptó la
propuesta de Kokogian et al. (1993) y sobre la misma se basaron las correlaciones realizadas
en este trabajo.
La distribución de los depósitos de la fase de sinrifi I es muy irregular debido a la
configuración inicial de la cuenca, caracterizada por depocentros total o parcialmente
aislados. Los altos intracuencales que los dividieron funcionaron como áreas de aporte
localizadas, en un ambiente dominado por facies aluviales gruesas que componen la
Formación Río Mendoza y parte de la Formación Cerro de Las Cabras. Son facies marginales,
representadas por abanicos aluviales dominados por flujos de barro y de detritos. Estas facies
22
Universidad de Buenos Aires
se interdígitan con depósitos de flujo de agua canalizados, predominantes en la parte media de
los abanicos, que pendiente abajo pasan a sistemas eflmeros (Kokogián et a1., 1993), con
picos de inundaciones y de no caudal. Mientras que las porciones más distales están
representadas por facies de barreal o playa (playa lake) y sedimentos de origen lacustre
(Stipanícic, 1972; Kokogián et aL, 1993, 2001).
La fase de sinrift II se caracteriza por ambientesfluviales de ríos entrelazados
conglomerádicos que hacia los sectores más distales gradaban a ríos de baja sinuosidad con
llanura de inundación bien desarrollada y fenómenos de desbordamiento (crevasse splay); se
observaron además, limoarcilitas calcáreas, niveles estromatolíticos y grainstones oolítitcos
con alta participación píroclástica de la llamada Brecha Verde, que corresponderían a las
facies más deprimidas del sistema. Es equivalente a la Formación Potrerillos. En estos
sectores se formaron cuerpos deltaicos - lacustres y lagunares que cubrieron casi totalmente la
cuenca para los tiempos tardíos de la fase, dando lugar a una secuencia rica en carbón y
vegetales y de coloración oscura, que es representativa de la Formación Cacheuta.
La supersecuencia inferior registra una importante participación píroclástica al final de
la fase de sinrift I y durante la fase ll. Fue denominada tobas con cristales y caracteriza las
Formaciones Las Cabras y Potrerillos. También presenta volcanitas en forma de mantos
lávicos que tradicionalmente fueron identificadas como intercalación porfirítica y que se
corresponden con la Formación Las Cabras. El origen de estas secuencias estaría vinculado a
la actividad del fallamiento original y directamente relacionado a los niveles superiores del
Grupo Choiyoí.
Supersecuencia superior
La supersecuencia superior involucra a la Formación Río Blanco en probable
coincidencia con el ciclo II de Strelkov y Alvarez (1984) (Cuadro 2-1). La distribución de esta
unidad es más uniforme como consecuencia del relleno y colmatación de las irregularidades
iniciales por los depósitos producidos en la supersecuencia inferior.
Se inicia con una sedimentación restringida a los márgenes de la cuenca, caracterizada
por ambientes lacustres y fluvio-deltaicos, que pasa a ser dominantemente fluvial hasta aluvial
en algunos sectores, con notable traslape sobre los niveles infrayacentes de la supersecuencia
inferior, lo que señala expansión de los límites cuencales y reducción del espacio de
acomodación.
Barreda (2004)
Edad
La edad estimada para los términos inferiores de las sedimentítas triásicas indica
coetaneidad con parte del complejo volcánico del Grupo Choiyoi (Figura 2-3). En cordillera
Frontal se fecharon edades para este grupo comprendidas entre los 230-235 Ma (Stipanicic,
2002, pag. 8), mientras que en Precordillera se obtuvieron valores entre 240-255 Ma
(Stipanicic, 2002, pag. 8). Más puntualmente, la Formación Horcajo, unidad cuspidal del
grupo, arrojó una edad eotriásica tardía - mesotriásica temprana (Perez y Ramos, 1996), de
manera que muy probablemente el relleno triásico comience en el Anísiano alto - Ladiniano.
Sin embargo, las dataciones radimétrícas realizadas por Massabie (1986) y Ramos y Kay
(1991) para los basaltos de Paramillos de Uspallata, arrojaron una edad de aproximadamente
240 - 235 i 5 Ma. La base del Grupo Uspallata fue entonces establecida en el Eotriásico alto
para algunos autores como Kokogian y Mancilla (1989), Kokogian et al. (1993); Spalletti
(1999) y Bellosi et al. (2001).
Dataciones basadas en elementos paleontológicos permitieron asignar el inicio de la
sedimentación triásíca de este hemigraben en el Ladiniano (Stipanicic y Bonaparte, 1979;
Stipanicic, 2002, pag. 14). En función de la fauna de tetrápodos, la Formación Río Mendoza
fue inicialmente ubicada en el Escitiano alto por Bonaparte (1978) y posteriormente en el
Anísiano alto por Anderson y Anderson (1993) y en el Ladiniano por Báez et aL, (1993).
Stipanicic (2002, pag. 70) basándose en que esta asociación tiene carácter endémico, propuso
utilizar las relaciones estratigráficas de la unidad para estimar una edad. Así, dado que yace
discordantemente sobre términos del Choiyoi que alcanzan el Mesotriásico inferior e incluso
el Eotriásico, esta unidad puede ser asignada al Anísiano alto y la Formación Cerro de las
Cabras debería ubicarse en el Ladiniano medio. Según este mismo autor, la formación
contiene microflora con afinidades con aquellas de las Formaciones Potrerillos y Cacheuta, lo
que refuerza su propuesta de edad. Por otro lado, Morel y Artabe (1993) utilizando las escasas
megafloras presentes sugieren una edad mesotriásica baja a alta.
Las secuencias depositacionales correspondientes a las Formaciones Potrerillos y
Cacheuta corresponderían al Mesotriásico superior- Neotriásico, y la Formación Río Blanco
al Neotriásico (Noriano) hasta el Jurásico inferior (Hettangiano). Stipanicic (2002, pag. 292)
consideró que las Formaciones Potrerillos y Cacheuta se ubicaron en el Neotriásíco y que la
Formación Río Blanco llega a la parte media del Retiano.
24
Universidad de Buenos Aires
Cuenca Cuyana
Referencias
E Piroclastitas
Sedimentitas Grupo USPaHata
¡\ Intrusivo/\ ; T' Í .1/\ '
A 1/ Formacuon “1
J " _, 4 7 3'"m“ Volcanitas G u Choi oi/\
A J 7 7 ’"° y7
Figura 2-3:.Esquema representativo donde puede observarse parte del relleno tríásíco y las unidades del Grupo
Choiyoi. Las edades corresponden al intrusívo de Paramíllos de Uspallata (Ramos y Kay, 1991) y a la
Formación Horcajo (Perez y Ramos, 1996)
25
CAPITULO III
EL HEMIGRABEN RINCÓN BLANCO
Universidad de Buenos Aires
Introducción
Los depósitos triásicos que afloran en el sector precordillerano de la provincia de San
Juan fueron incluidos en la porción septentrional de la cuenca Cuyana por Stipanicic (1979) y
Strelkov y Alvarez (1984) quienes consideraron los Grupos Sorocayense, Santa Clara y
Rincón Blanco como producto del relleno de depocentros aislados correspondientes a una
única cuenca.
En particular, el depocentro de Rincón Blanco se localiza en el extremo nor-oriental de
la fosa triásica. Se trata de un sistema de hemigrábenes angostos cuyo eje mayor está
orientado al NNO alcanzando una extensión de 30 km, mientras que no supera actualmente
los 5 km de ancho. En sección es asimétrico, con un flanco tendido o rampa hacia el oeste y el
margen activo hacia el este.
La estratigrafía tradicional ha estudiado por separado los depósitos de ambos sectores de
la cuenca sin relacionarlos genéticamente entre sí. Esto, de alguna manera, limitó el
conocimiento de la historia del relleno y de los parámetros que condicionaron su evolución, y
asimismo introdujo imprecisiones en la correlación estratigráfica. Dentro de los objetivos de
este trabajo estuvieron el análisis tectosedimentario y secuencial del relleno del margen activo
cuyos resultados se correlacionaron con la columna propuesta por Spalletti (2001) para el
margen pasivo. De esta manera los resultados integrados posibilitaron un mejor entendimiento
de la evolución de la subcuenca, al mismo tiempo que fue posible incorporarla al modelo
genético propuesto por Kokogián et al. (1993, 1999) para la subcuenca Uspallata. Si bien será
tratado en detalle en el capitulo VI, se presenta aquí una síntesis de la estratigrafia propuesta
hasta el momento por los distintos autores que estudiaron la región comprendida entre la
Sierra del Tontal y el río Los Patos.
Substrato de la cuenca
Las sucesiones continentales triásicas se desarrollaron sobre un basamento compuesto
por sedimentos marinos ordovícicos que constituyen las Formaciones Don Polo y
Alcaparrosa; sedimentos silúricos de las Formaciones Calingasta y Grauvacas La Tina;
sedimentos marinos de la Formación Codo, de edad devónica y, finalmente los sedimentos del
Paleozoico superior que están representados por las unidades de edad carbonífera a pénnica
de las Formaciones El Ratón, El Planchón, Salto, Rinconada y Casa de Piedra (Figura 3-1).
27
Barreda (2004)
Con respecto a esta última unidad, Barredo y Ottone (2003) destacaron que no es correcta la
denominación de Casa de Piedra dada por Banchig et a1. (1997), ya que el nombre propuesto
coincide con el de la unidad superior del Grupo Rincón Blanco definida por Borrello y Cuerda
(1965), y propusieron denominarla Ciénaga Larga del Tontal.
Las unidades paleozoicas mapeadas en la zona de estudiose describirán brevemente a
continuación (Figura 3-1).
Ordovícico
Está representado por un sistema clástico de aguas profundas que evolucionó a un
ambiente de talud con desarrollo de turbiditas y abanicos submarinos asociados a un margen
activo (Astini, 1990, 1992).
Formación Don Polo (Quartino et aL, 1971)
Aflora desde la latitud de La Isla hasta la quebrada del Carrizalito y Mina del Carmen
Alto al sur (Figura 3-1) aunque su base no esta expuesta. Está compuesta por esquistos
leptometamórficos lustrosos, verdes y grises y grauvacas masivas gris azulado oscuro y
castaño verdoso que alternan con pelitas. Esta última sucesión esta bien estratificada en
bancos tabulares que alcanzan el metro de espesor. La estructuración por deformación es muy
marcada y puede observarse microdiaclasamiento en las arenas y clivaje en las pelitas de
orientación preferencial noreste (Beresi, 1990). Con respecto a la edad Quartino et al. (l97l)
la ubicaron en el Ordovícico según su relación estratigráfica con la suprayacente Formación
Alcaparrosa, dato que podría ser consistente con el hallazgo realizado por Turco Greco y
Zardini (1984) correspondiente de un equinodermo en la quebrada de Carrizalito que permite
descartar una edad precámbn'ca.
Formación Alcaparrosa (Harrington y Leanza, 1957)
Aflora en la quebrada homónima hasta la quebrada Colorada a lo largo de la margen
este del río Los Patos. Más al este sus afloramientos constituyen una delgada franja que va
desde el río San Juan a la altura del km ll4 hasta un poco al sur del cerro Bola,
inmediatamente al norte de la zona de Rincón Blanco y también en la sierra del Tontal (Figura
3-1). Se caracteriza por una serie de grauvacas gris verdosas oscuras a negras, tabulares que
alternan con pelitas de igual coloración y también conglomerados.
28
Universidad de Buenos Aires
Mapa Geológico de la Región
del Río Los Patos
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Figura 3-1: Mapa geológico de la región del río Los Patos y disposición de los depocentros de la subcuenca
Rincón Blanco, sin detalle de la deformación cenozoica.
29
Barreda (2004)
cuarcíticos claros. Las areniscas presentan estructuras de deformación como deslizamientos
(slumps) e intercalaciones de calizas finas. Mantos de doleritas y basaltos con lavas
almohadilladas, intercalados en la secuencia fueron descriptos por Quanino et al. (1971)
sobre todo para los tramos superiores. Constituyen cuerpos extensos y ampliamente
distribuidos como puede observarse en el cerro Negro de la Alumbrera, al noroeste de la
quebrada Ciénaga Larga (Figura 3-1). Estos cuerpos han sido interpretados como acumulados
en un talud continental y en la llanura abisal (Quartino et aL, 1971, Ramos, et aL, 1984, Kay
et aL, 1984; Haller y Ramos, 1984; Kay 1993). La base de la formación se apoya mediante
falla sobre la Formación Don Polo, de manera que es dificil establecer las relaciones
estratigráficas entre ambas, sin embargo las características faciales indican ambientes de
llanura abisal para ambas. El contenido fosilífero consiste en braquiópodos y los graptolites
Retiograptus sp., Climacograptus sp. y Dicranograptus sp., que indican una edad llandeiliana
tardía - caradociana inferior (Turner, 1960; Stipanicic, 1947; Pozzo, 1948 y Schauber et aL,
1987).
Silúrico
Esta representado por la porción superior del Grupo Ciénaga del Medio (Amos y
Rolleri, 1965) compuesto por las Formaciones La Tina (Quartino et aL, 1971), Calingasta
(Harrington y Leanza, 1957) y Hilario (Mésigos, 1953).
Formación Calingasta (Harrington y Leanza, 1957)
Aflora al este de la localidad de Calingasta desde el río San Juan hasta la pampa de
Yalguaraz en la provincia de Mendoza en asomos discontinuos localizados en las cercanías de
la villa La Isla, en la quebrada del Carrizalito, al none de la Ciénaga del Medio. Con arreglo
estrato y granocreciente, esta unidad está compuesta por pelitas basales verde-moradas que
gradualmente pasan a facies más arenosas con intercalaciones de bancos areniscosos de color
gris verdosos de origen turbidítico, donde se reconocen los niveles tc, td y te del ciclo de
Bouma y una estructura del tipo laminación interna ondulosa y base plana. En la base de los
bancos hay marcas de con-¡entes y escasas trazas fósiles, mientras que las bioturbaciones se
localizan en el tope de las facies arenosas y fundamentalmente en las pelitas (Peralta, 1990).
El ambiente de sedimentación es marino y corresponde a las facies distales del Silúrico de la
Precordillera Central (Peralta, 1990). Un rasgo interesante es que algunas de estas rocas
30
Universidad de Buenos Aires
presentan un metamorfismo de bajo grado. En el sector de Calingasta presenta contacto
tectónico con la Formación Alcaparrosa.
Formación La Tina (Quartino et aL, 1971)
Se desarrolla en el cerro homónimo y en las quebradas de Cepeda y Carrizalito (Figura
3-1). Comprende tres litofacies principales: areniscas grauváquicas medianas a gruesas
verdes, amalgamadas con espesores cercanos a los 2 m y estructuras de base como los
turboglifos y calcos de surco que indican direcciones de paleocorriente desde el WNW y
NNW; areniscas medianas a finas con intercalaciones de pelitas que en conjunto fueron
interpretadas como producidas por flujos gravitatorios encauzados o corn'entes de turbidez de
alta densidad (Sessarego, 1988); y limolitas y arcilitas verde moradas, finamente laminadas y
con estratificación ondulítica interpretadas como producto de sedimentación hemipelágica por
decantación interrumpida por corrientes de turbidez que originaron los términos anteriores
(Sessarego, 1988). Este último autor propone a este ambiente como correspondientes a
abanicos submarinos dominados por procesos agradacionales. La edad silúrica fue propuesta
por Quartino et al. (1971) en base a consideraciones exclusivamente estratigráficas y
litológicas.
Devónico
Está conformado por la Formación Codo. Se correlaciona con facies distales de la
Formación Punta Negra de la Precordillera Central de edad devónica media a superior.
Formación Codo (Sessarego, 1988)
Corresponde a areniscas y pelitas distribuidas rítmicamente y con arreglo
granodecreciente y con típicas características turbidíticas (Gonzalez Bonorino y Middleton,
1976). Son grauvacas feldespáticas con escasos líticos con aporte del basamento consistente
en cuarzo policristalino y metamorfitas de bajo grado (Baldis, 1970). Esta asociación
mineralógica es idéntica a la hallada en la Formación Punta Negra, de los que se dedujo un
área de aporte común para ambas ubicada en Sierras Pampeanas (Sessarego, 1988). La edad
de esta unidad sería devónica media a superior, en función del contenido de palinomorfos
(Sessarego, 1988) y por posición estratígráfica, debajo de la discordancia angular que la
separa de la Formación El Ratón de edad carbonífera temprana.
31
Barreda (2004)
Carbonífero
Comprende las Formaciones El Ratón, El Planchón y Casa de Piedra. La segunda fue
definida como una unidad devónica por Quartino et al. (1971) y dividida en dos miembros por
Sessarego (1988), uno inferior o miembro conglomerado verde —morado y otro superior o
miembro pelitas grisáceas. Sin embargo, los estudios posteriores no han podido hallar fósiles
indicadores de dicha edad, excepto en rodados conteniendo fósiles devónicos lo que estaría
indicando una edad más joven. Esto último se ve reforzado por las relaciones de campo dado
que estaunidad descansa concordantemente sobre la Formación El Ratón de edad carbonífera
y es sobrepuesta por la Formación El Salto de edad pérmica (Figura 3-1).
Con respecto a la Formación Ciénaga Larga del Tontal, es importante aclarar que la
primer mención respecto de la presencia de rocas carboníferas en el faldeo occidental del
Tontal corresponde a Banchig et al. (1997) quienes se refirieron a ellas como Formación Casa
de Piedra. Posteriormente, Barredo y Ottone (2003) propusieron una nueva denominación
para la unidad, realizaron un nuevo muestreo palinológico y presentan un mapa de detalle con
los limites estratigráficos y tectónicos de dicha formación.
Formación El Ratón
Se desarrolla en la ladera occidental de las sierras del Tontal y Tigre entre los
kilómetros 113 y l 17 de la ruta nacional 20 que una la ciudad de San Juan con la localidad de
Calingasta (Figura 3-1). Se trata de secuencias de conglomerados que pasan a areniscas y
pelitas alcanzando una potencia máxima de 900 m (Amos y Rolleri, 1965). Corresponden a
facies de abanico aluvial y ríos entrelazados con restos de plantas y palinomorfos (Sessarego,
1988). Le siguen facies dominantemente fluviales de moderada sinuosidad con extensas
planicies de inundación y paleosuelos donde se registraron plantas fósiles como Frenguellia ­
Paulophyton, de edad carbonífera inferior (Sessarego, 1988). El contenido fosilífero en
general consiste en abundante megaflora como: Archaeosígíllaría conferta y Sphenopteridium
sp. (Manceñido, 1973).
Formación El Planchón
Aflora al oeste de la sierra del Tontal en curso superior del río San Juan a lo largo de las
quebradas El Salto y del Tigre y probablemente en el cerro Homito y la sierra de Cepeda
(Quartino et aL, 1971). Se inicia con facies conglomerádicas verde-moradas compuestas por
clastos de volcanitas básicas, areniscas y pelitas, asociadas a turbiditas (Peralta y Baldis,
32
Universidad de Buenos Aires
1990). Las areniscas presentan marcas subestratales de con-¡entes y corresponderían a facies
turbidíticas con secuencias de Bouma incompletas (Peralta y Baldis, 1990). La base esta bien
expuesta en la quebrada del Alumbre al sur del río San Juan; el techo se observa en la
confluencia de las quebradas El Salto y del Alumbre (Figura 3-1).
Formación Ciénaga Larga del Tontal (Banchig et al., 1997, enmendada por
Barredo y Ottone, 2003)
Aflora en el faldeo occidental de la sierra del Tontal en las proximidades del Mogote de
los Potreritos, a 3.500 m sobre el nivel del mar, extendiéndose a lo largo de una franja de 9
km (véase mapa anexo) que constituye el limite oriental de los depósitos triásicos (Figura 3­
1). Presenta una potencia relativa no superior a los 560 m (Barredo y Ottone 2003), ya que
está limitada en el techo y la base por fallas inversas. Según Banchig et al. (1997) esta unidad
se apoyaría en discordancia erosiva y angular sobre la Formación Portezuelo del Tontal
(Ordovícico).
Está compuesta por diamictitas de origen glacimarino, que pasan transicionalmente a
facies turbídíticas dominadas por areniscas y lutitas con braquiópodos y gastrópodos marinos.
La mitad inferior esta caracterizada por conglomerados clasto soportados, masivos o con
entrecruzamientos en artesa en gran escala depositados como resultado de procesos de
regresión marina. La sección superior presenta lentes de arena con base erosiva y niveles de
coquinas y braquiópodos que pasan a arena media con ondulitas de oscilación y corriente.
Este conjunto alterna con pelitas masivas y verdosas con fragmentos de braquiópodos (Lech
et aL, 1998). La secuencia descripta fue interpretada como de plataforma marina somera y de
pendiente suave. La secuencia culmina con calizas de grano fino con estromatolitos asociadas
a arenas y pelitas y, niveles de areniscas cuarzosas y lutitas dominantes, que representan
ciclos somerizantes dentro de un ambiente de plataforma (Banchig et aL, 1997).
Pérmico
Al norte del área de estudio y en la quebrada homónima aflora la Formación El Salto
con lo que remata la secuencia paleozoica de la región. Inicialmente a toda la secuencia
aflorante de este sector se le asignó una edad pérmica (Manceñido, 1973), sin embargo se
pudo comprobar que gran parte de la misma es de edad más joven, probablemente triásica
(Barredo et aL, 2002)
33
Barreda (2004)
Formación El Salto (Quartino et aL, 1971)
Esta denominación ha sido posteriormente modificada por Barredo et a1. (2002) como
Formación El Salto. Aflora a la altura del km ll4 de la ruta 20, en la quebrada El Salto y
también al norte del río San Juan alcanzando (Figura 3-1) 1.258 m de espesor (Barredo et aL,
2002). Se apoya en suave discordancia angular sobre sedimentitas de la Formación El
Planchón (Devónico?), el techo está truncado por el corrimiento Tontal Oeste. La secuencia
comprende cinco miembros que de abajo a arriba serían: miembro de areniscas y pelitas
multicolores, miembro de areniscas y sabulitas amarillentas, miembro del conglomerado
morado, miembro de areniscas pardo verdosas y miembro conglomerádico pardo rojizo
(Manceñido, 1973). Los tres miembros inferiores representan un ambiente marino y litoral
con espiriféridos, gasterópodos, bivalvos y braquiópodos inarticulados (Manceñido, 1973). La
edad de este tramo de la columna ha sido estimada por este autor como pérmica temprana en
función del hallazgo de Cancrínella aff. farleyensís, aunque Lech (1995) sugiere que los
términos basales de esta unidad podrían ser de edad carbonífera tardía tardía. Cabe mencionar
que en su descripción original, Manceñido (1973) consideró como base del conjunto a una
diamictita que posteriormente Sessarego (1984) incluyo dentro de la Formación El Planchón
de edad carbonífera.
El resto de la columna alcanza 645 m y corresponde a un ambiente continental
compuesto, de bajo hacia arriba, por 40 m de conglomerados rojos, clastosostenido, masivos y
mal seleccionados, compuestos por individuos subangulosos de metacuarcitas verdes, rocas
básicas, calizas, cuarzo y esquistos. Siguen en contacto neto areniscas verdes con delgados
niveles de conglomerados y finalmente 550 m de conglomerados, areniscas y tobas con
pelitas subordinadas de coloración general rojiza. La base del conglomerado morado se ha
interpretado como una discordancia que marca el inicio de los depósitos de sinrift del Triásico
(Barredo et aL, 2002).
Los depósitos triásicos de la subcuenca de Rincón Blanco
En la región conocida como valle del Río Los Patos, entre el faldeo oriental de la
Cordillera Frontal y el faldeo occidental de la sierra del Tonta] y al norte del río San Juan se
encuentran los afloramientos de rocas triásicas que constituyen la porción norte de la cuenca
Cuyana (Kokogián et aL, 1993; López Gamundí, 1994; Barredo y Ramos, 1997). Constituyen
un único hemigraben, denominado en este trabajo hemigraben Rincón Blanco, de
34
Universidad de Buenos Aires
configuración compleja y asimétrica, con su rampa ubicada hacia el oeste y el margen activo
y sector más profundo hacia el este (López Gamundí, 1994; Barredo y Ramos, 1997).
Presenta la misma polaridad que el depocentro Santa Clara ubicado al sur, mientras que se
dispone diametralmente opuesto al hemigraben mendocino (subcuenca Uspallata).
Las exposiciones más importantes se encuentran el este de las localidades de Barreal y
Calingasta, en las quebradas mayores que drenan hacia el valle del río Los Patos, y al norte
del río San Juan en la quebrada del Tigre y en el cerro Puntudo (Figura 3-1).
Hilario, Sorocayensey Barreal
En estas localidades las sucesiones triásicas, reunidas en el Grupo Sorocayense por
Stipanicic (1979) representan facies proximales de la cuenca desarrolladas en la rampa del
sistema de hemigraben (Figura 3-2). Los afloramientos del Grupo Rincón Blanco, ubicados al
este de los anteriores, corresponden a la parte principal de la cuenca, mucho más completa y
con una potencia mayor, cuya evolución estaría controlada por la falla maestra (masterfault)
del sistema. Los asomos localizados al norte del río San Juan, definidos como Grupo
Uspallata por Sessarego (1986), señalan ambientes marginales de la cuenca que pueden ser
interpretados como el cierre norte de la misma.
Los trabajos más importantes de la región de estudio comprenden los estudios de
Bodenbender (1902), Stappenbeck (1910), Keidel, (1925), Du Toit (1927), Keidel (1938),
Heim (1945), Cuerda (en Frenguelli, 1948), Pozzo (1948), Stipanicic (1947, 1972 y 1979),
Groeber y Stipanicic (1953), Bonetti (1963), Borrello y Cuerda (1965), Stipanicic y Bonetti
(1969), Quartino et al. (1971), Strelkov y Alvarez (1984), Furque y Caballé (1986), Baldis et
al. (1989) López Gamundí (1994) y Spalletti (1999, 2001), entre otros.
Las secciones más representativas se encuentran en las quebradas de la Cortaderita, de
la Tinta, Agua de los Pajaritos, Alcázar y Cepeda y fueron reunidas en el Grupo Sorocayense
por Mésigos (1953).
En la quebrada de la Cortaderita la sucesión está compuesta según lo propuesto por
Stipanicic y Bonetti (1953) y Stipanicic (1972, 1979) por las siguientes unidades:
Grupo Formación Cepeda
Sorocayense Formación Cortaderita
Formación Barreal
Barreda (2004)
Formación Barreal (Stipanicic y Bonetti en Groeber y Stipanicic, 1953)
Comienza con una sucesión areno —conglomerádica que pasa a términos pelíticos hacia
el tope. Los conglomerados son delgados y están compuestos por rodados de andesitas y
riolitas mientras que las pelitas están compuestas por limolitas tobáceas y arcilitas
bentoníticas entre las que se intercalan bancos delgados de tobas. El espesor medido está entre
los 180 y los 216 m.
La Formación Barreal forma parte de la secuencia depositacional I de Spalletti (2001) y
representa según este autor, el relleno de la etapa de sinrift de la cuenca. Correspondería a
sistemas entrelazados y lacustres intercalados que marcan momentos de bajo y alto nivel de
base (Figura 3-3).
Figura 3-2: Vistaal oeste de los afloramientos triásícos y su estructura compleja, en la quebrada Agua de
los Pajaritos, al fondo la Cordillera Frontal.
Formación Cortaderita (Stipanicic y Bonetti en Groeber y Stipanicic, 1953)
Es fimdamentalmente arenosa y tobífera. En la base son comunes las arcillas
bentoníticas oscuras, mientras que las limolitas, las tobas y las arenas son claras,
generalmente rosadas. Hacia el tope aumenta la granulometría con participación de areniscas
de grano más grueso, muchas veces tobáceas, y conglomerados de coloración más oscura. El
contacto basal es discordante y su espesor varía de 197 a 216 m (Stipanicic, 1983).
Sólo la sección inferior, compuesta por pelitas negras lacustres, fue considerada como
parte de la secuencia depositacional I por Spalletti (2001) (Figura 3-3). Esta secuencia
correspondería a un momento de alto nivel de base genéticamente relacionado a la
infrayacente Formación Barreal. Los bancos arenosos y tobáceos de ambientes fluviales
representan un momento de caída del nivel de base cuencal, que el autor incluyó a la
secuencia depositacional II (sag). Basándose en datos florísticos, Artabe et al. (1995)
señalaron la presencia de una discordancia entre ambos paquetes que marcaría un hiatus de 9
Ma.
Universidad de Buenos Aires
En el capitulo VII, se realiza un análisis mas detallado de la presencia de esta discordancia
dado que ha sido cuestionada por otros autores como Stipanicic (2002, pag.106).
Fm Sentencia
Deposltadond
Cepeda l"
Reactivación =
Tectórica
Fm _ Secuencia
00mm Deposttadond
Fm superior II
Hlaflo Dlscordmda
regional] —_
Reactivación
Tectonlca Fm
Fm Cortaderíta
E Alcáza' infedor
superior
Semencia
Fm Depos'tadonal
IEl Alcázar Fm
Inferior Barre“
Fm
AgJa de
Los
Pq'an'tos _
Si! seed.
Figura 3-3: Esquema de correlación estraligrájica secuencial propuesto por Spalletti (200!) para las secciones
de Hilario y Barreal, provincia de San Juan.
Formación Cepeda (Stipanicic y Bonetti en Groeber y Stipanicic, 1953)
Comienza con un conglomerado compuesto por rodados andesíticos de color rojo
oscuro que hacia el tope es reemplazado por areniscas rojas y limoarcillas tobíferas celeste
verdosas. El contacto con la infrayacente Formación Cortaderíta es netamente erosivo. El
espesor total supera los 240 m.
Esta unidad fue incluida en la secuencia depositacional III por Spalletti (2001) quien
considera que la discordancia basal es de origen tectónico (Figura 3-3). Así, propuso que una
Barreda (2004)
vez alcanzado el estadío de sag se produjo una reactivación oblicua o transcurrente de los
sistemas de fallas pasando a un estadío transtensional, al mismo tiempo que se registra un
marcado cambio climático regional responsable de la generación de los bancos rojos
(Spalletti, 1999).
En la zona de la quebrada Agua de los Pajaritos y El Alcázar la sucesión está compuesta
por:
Grupo Formación Hilario
Sorocayense Formación El Alcázar
Formación Agua de los Pajaritos
Formación Agua de los Pajaritos (Stipanicic y Bonetti en Groeber y Stipanicic,
1953)
Predominan los términos psamíticos gruesos y psefiticos con clastos riolíticos y de
tobas ácidas. Se inicia con algunos niveles de conglomerados verdes y gris verdosos
compuestos por clastos subangulosos, muchas veces imbricados. Los clastos proceden de
rocas del basamento correspondientes a esquistos, grauvacas, cuarcitas y diabasas; se estima
que el aporte era del este. Siguen sabulitas y areniscas gruesas, de colores gris amarillento o
verdoso, areniscas generalmente de color marrón, con arreglo granocreciente, y finalmente
lutitas y tobas blancas. Estas últimas pasan lateralmente a areniscas y conglomerados y
verticalmente a tobas silíceas (Treo et aL, 1985). Las tobas contienen restos vegetales y limos
tobíferos de colores claros. Se estima un espesor aproximado de 250 m.
En los niveles inferiores se ha descripto la presencia de un manto de basalto de hasta 3
m de espesor y de disposición concordante con la estratificación (Treo et aL, 1985).
El contacto basal es erosivo con las Formaciones Alcaparrosa, Calingasta y Don Polo.
Sin embargo, también existen sectores con marcado control estructural, como en la quebrada
de El Alcázar y Agua de los Pajaritos, donde las Formaciones Don Polo y Calingasta están en
contacto con esta formación a través de un sobrecorrimiento de bajo ángulo.
Según el esquema estratigráfico secuencial de Spalletti (2001) esta unidad
correspondería a la Secuencia Depositacional I y correspondería al relleno de sinrift de la
cuenca (Figura 3-3).
38
Formación El Alcázar (Stipanicic, 1979)
Está compuesta por tobas limosas y arenosas claras que alternan con lutitas tobíferas de
colores más oscuros y abigarrados, tufitas arenosas y conglomerádicas y tobas de caída. En el
techo dominan las areniscas y tobas de colores rosados. Los bancos bentoníticos son
abundantes sobre todo en los tramos medio y superior de la columna. El registro florístico de
esta unidad es uno de los más importantes de toda la secuencia y se caracteriza por la
presencia de flora de Dicroidium, equisetales y corytospermales (Zamuner et aL, 1995).
Apoya concordantemente sobre la Formación Agua de los Pajaritos (Groeber y Stipanicic,
1953). Se estima un espesor total para la Formación el Alcázar de 400 m. Coladas de basaltos
alcalinos concordantes con la sedimentación de esta unidad fueron descriptas por Mendoza y
Moreiras (1997) y Rossa y Mendoza (1999) en la quebrada Colón. Se trata de cuerpos
porfiricos de color gris oscuro con fenocristales félsicos de feldespatos. Estos autores
describieron estructuras de almohadillas en la base de los cuerpos, mientras que las porciones
superiores presentan estructuras vesiculares.
Se reconocen cuatro miembros en orden ascendente:
Miembro chonítico: Son piroclastitas muy finas de color blanco tiza, presenta
laminación en capas que no superan el orden del milímetro de espesor, friables y poco
compactas, con niveles bituminosos en las porciones superiores donde también se observa