estructura del paleozoico inferior en las nacientes …

80 Revista de la Asociación Geológica Argentina 66 (1): 80 - 93 (2010)

INTRODUCCIÓN

La zona abarcada por la presente contribu-ción se localiza sobre el borde occidentalde la Precordillera sanjuanina (Fig. 1), exten-diéndose desde la antigua confluencia delrío Blanco y el arroyo Iglesia (hoy cubiertapor el lago artificial del embalse Cuestadel Viento) hasta las estribaciones orienta-

les de la sierra de los Túneles (Fig. 2). Lasobservaciones que se presentan complemen-tan trabajos de otros autores, quienes seocuparon del estudio de la estructura y estra-tigrafía de la región y de su evolución tem-poral con diferentes grados de detalle. Entreellos merecen destacarse Allmendinger et al.(1990), Jordan et al. (1993), von Gossen(1997) y Álvarez Marrón et al. (2006), así

como las hojas geológicas: 18c Jáchal deFurque (1979) a escala 1:200.000 y las 3169-II San José de Jáchal de Furque et al. (1998)y la 3169-I Rodeo de Cardó y Díaz (2005)a escala 1:250.000.

OBJETIVOS

El primer objetivo del trabajo, de carácter

ESTRUCTURA DEL PALEOZOICO INFERIOR EN LAS NACIENTES DEL RÍO JACHAL, PROVINCIA DE SAN JUAN

José SELLÉS-MARTÍNEZ1 y Diego AZCURRA2.

1 Depto. de Ciencias Geológicas, FCEyN, UBA, Pabellón 2-Ciudad Universitaria, 1428-Ciudad Autónoma de Buenos Aires. Email: [email protected] SEGEMAR,Universidad de Buenos Aires.

RESUMEN Se describen e interpretan las estructuras desarrolladas en unidades ordovícicas, (Formaciones Yerba Loca y Los Sombreros)y paleógenas-neógenas (Formaciones Vallecito y Rodeo) aflorantes en la quebrada del río Jáchal entre el embalse Cuesta delViento y Los Túneles. Las primeras forman las sierras Negra y de los Túneles, limitadas en sus bordes orientales por los so-brecorrimientos de la Tranca y los Blanquitos respectivamente y cubiertas en discordancia angular por la Formación Rodeoen los occidentales. El conjunto exhibe grandes pliegues asimétricos, de longitud de onda comparable con el ancho de las sie-rras, afectados por estructuras de escala hectométrica a métrica, más frecuentes en los limbos orientales, que son también losmás tendidos. La orientación general de los ejes de los pliegues es variable desde Az 315 a Az 360, y la vergencia general delas estructuras pre-carboníferas y terciarias es hacia el este, lo que hace imposible el uso de su orientación para diferenciar suedad. La comparación de esta zona con los afloramientos de unidades coetáneas en las nacientes del río San Juan arroja se-mejanzas sedimentológicas y estructurales, pero también diferencias importantes. Entre las primeras se señalan las identida-des litológicas y la presencia de unidades plegadas con ejes N-S sobre el sector oriental de los afloramientos y orientacionesal N-NO en el sector occidental. Entre las diferencias más importantes debe mencionarse la ausencia, en el área de Rodeo, deunidades silúricas equivalentes a la Formación Calingasta y de los conglomerados y ritmitas de la Formación El Planchón, aflo-rantes en el área del río San Juan.

Palabras clave: Andes, Precordillera, Estructura, Paleozoico, Río Jáchal.

ABSTRACT: Lower Paleozoic structure in the headwaters of Río Jachal, San Juan Province. Structures cropping out in the Jachal Valley fromthe Cuesta del Viento dam to the locality of Los Tuneles are described and analyzed. These structures affect the OrdovicianYerba Loca and Los Sombreros Formations and the Paleogene-Neogene Vallecito and Rodeo Formations. The oldest unitsform the heights, Sierra Negra de Rodeo and Sierra de los Túneles, which are limited in their eastern flanks by the La Trancaand Los Blanquitos overthrusts, and by the angular unconformity underlying Rodeo Formation in their western ones. The re-gional folds show asymmetrical shapes and a wavelength comparable to the width of the Sierras, but minor structures rangingfrom meters to tens of meters are very common in their eastern limbs. Regional folds axis trend varies from Az 315 to Az360 and the vergence of pre-carboniferous and andean structures point to the east, what makes very difficult to use orienta-tion as a criterion to discriminate the differentiated deformational episodes. The comparison of sedimentological and struc-tural features in the Rodeo area with those at the San Juan River evidences strong similarities but also important differences.Among the first ones, it can be mentioned the lithological and structural resemblance of the Ordovician units, which show N-S trending axis in the eastern outcrops and point N-NW in the western ones. Main differences are the absence -in the Rodeoarea- of the metapelites of the Silurian Calingasta Formation. and that of the conglomerates and rhythmites of the Devonian(?) El Planchón Formation. present in the San Juan River section.

Keywords: Andes, Precordillera, Structure, Palaeozoic, Jáchal River.

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fundamentalmente descriptivo, es la ca-racterización de las estructuras presentes,siendo el segundo su comparación conaquéllas desarrolladas en unidades equiva-lentes aflorantes más al sur, en el área de lasnacientes del río San Juan. El trabajo sepropone también determinar las condi-ciones reológicas de formación de lasmismas y, en la medida de lo posible, in-tentar discriminar su edad, informacióntoda ella necesaria para avanzar en la in-terpretación de la evolución estructural ygeodinámica de lo que es hoy la Precor-dillera Occidental. En esta primera parte se reseña el marcogeológico general y los antecedentes demayor relevancia, describiéndose las mesoy macroestructuras y encarándose la dis-cusión y las conclusiones en términos de lainterpretación de las estructuras, su signi-ficado en la historia geológica de la regióny su vinculación con otras localidades de laPrecordillera. En Sellés-Martínez y Azcurra(2010, este volumen) se describen con ma-yor detalle las estructuras menores, hacién-dose énfasis en su geometría, asociación eimplicancias reológicas con miras a esta-blecer las condiciones ambientales en quetuvo lugar el proceso de deformación.

ESTRATIGRAFÍA

Los dos cordones serranos de la región deestudio están constituidos por rocas delPaleozoico inferior, agrupadas en las For-maciones Los Sombreros y Yerba Loca.En el valle de La Tranca afloran los depó-sitos neógenos de la Formación Rodeocubiertos parcialmente por depósitos alu-viales más modernos. En el valle de LosCaracoles afloran depósitos también neó-genos asignados a la Formación Vallecito,igualmente cubiertos por depósitos alu-viales. En los valles de los ríos Jáchal, deLa Tranca y Los Caracoles se han acumu-lado potentes espesores de depósitos aluvia-les actuales en diversas geoformas de acumu-lación (abanicos, bajadas, terrazas, etc.). Sedescriben someramente a continuación es-tas unidades.

Formación Los Sombreros Esta Formación (Cuerda et al. 1983), tienesu localidad tipo en el flanco oriental de laSierra del Tontal y está integrada por cali-zas negras, calizas grises laminadas, brechascalcáreas, conglomerados e intervalos pe-líticos, con un espesor cercano a los 1000metros, atribuyéndosele una edad trema-

dociana a arenigiana. Benedetto y Vaccari(1992) determinaron la presencia de olis-tolitos y dos grandes olistostromas carbo-náticos en las que se reconocen trilobites delCámbrico inferior y medio. Von Gossen(1997) describe la unidad, reconociendo lapresencia de depósitos de talud y asignán-dolos a la Formación Los Sombreros, porencontrar características litoestratigráficasy rasgos estructurales diferentes a los de laFormación Yerba Loca. De acuerdo con ladescripción de Vaccari y Bordonaro (1993)la secuencia aflorante comienza con pelitasgris oscuras finamente laminadas o masivas,con intercalaciones de bancos delgados deareniscas finas. Se destaca luego un nivelde potencia hectométrica caracterizado porla presencia de bloques exóticos alojadosen una matriz pelítica muy deformada. Losbloques son en su mayoría de composicióncalcárea y su tamaño varía desde pocos cen-tímetros hasta varios metros. La secuenciacontinúa luego con depósitos turbidíticosmuy deformados, sobre los que apoyanmudstones de color gris oscuro que alternancon pelitas negras. Se pasa luego transicio-nalmente a una sucesión más homogéneade calcipelitas en capas de 5 a 20 centíme-tros de espesor, sobre la que se desarrolla

Estructura del Paleozoico inferior ...

Figura 1: Ubicación de lazona de estudio (Tomado deAzcurra 2007)

una secuencia de calizas gris claro, que escubierta por una alternancia de calizas os-curas, pelitas negras y algunos niveles debrechas calcáreas. La secuencia culminacon una alternancia de areniscas calcáreas.

Formación Yerba Loca Furque (1963) denominó Formación YerbaLoca a la secuencia sedimentaria afloran-te en la sierra homónima, ubicada 40 kmmás al norte del área de estudio. Su edadcaradociana ha sido determinada en base

a graptolites. El ambiente de acumulacióncorresponde a talud y cuenca profunda.Von Gossen (1997) segrega de esta unidadlos niveles de lavas almohadilladas, a losque denomina Formación Alcaparrosa, porcorrelación con los afloramientos del áreadel río San Juan. La Formación está cons-tituida en su base por subgrauvacas decolor gris a verde claro, compactas, con in-tercalaciones delgadas de areniscas con-glomerádicas finas con rodados de cuar-zo blanco y caliza gris. Le sigue una alternan-

cia con lutitas grises. Por encima se dispo-nen areniscas cuarcíticas en bancos de apro-ximadamente 1,5 m de espesor con inter-calaciones de filitas, siendo la fracción psa-mitica predominante sobre la pelítica. Fi-nalmente, y culminando la Formación, sepresentan lutitas claras a verdosas, lami-nares, en parte con superficie satinada. Enestos últimos niveles se intercalan las lavasalmohadilladas que afloran en el abra de lacuesta del Viento, en ambas márgenes delrío Jáchal, formando una faja de 300 m de

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Figura 2: Geología del áreade estudio y perfil estructu-ral esquemático

ancho en dirección este-oeste. Las lavasalmohadilladas están asociadas a diques y fi-lones capa. Los contactos, tanto superiorcomo inferior, de esta Formación son porfalla, por lo que se desconoce su techo ybase. El metamorfismo dinámico que actuósobre las sedimentitas produjo una serici-tizacion importante que contribuyó a real-zar el brillo satinado superficial que es carac-terístico (e incluso molesto) en el campo.Los diques y filones capa presentan fran-ca alteración propilítica.

Formación Vallecito Esta Formación (Borrello y Cuerda 1968)se distribuye al este de la quebrada de LosCaracoles con una característica coloraciónrojiza. Son areniscas finas con estratifica-ción entrecruzada y ondulítica; con ocasio-nales intercalaciones de lutitas y conglo-merados finos a medianos en los tramosinferiores de la secuencia. La edad de launidad ha sido objeto de discusión debidoa que carece de restos fósiles, pero en basea dataciones efectuadas en niveles tobáceosJordan et al. (1993) la ubican en el interva-lo Oligoceno-Mioceno inferior bajo.

Formación Rodeo Furque (1979) denominó Formación Ro-deo a las sedimentitas neógenas de lacuenca Rodeo-Iglesia y de la quebrada deLa Tranca. El tercio basal de la secuenciaestá conformado por conglomerados conclastos de volcanitas y areniscas conglo-merádicas castaño blanquecinas, a las queles siguen bancos de areniscas finas. Elsector medio posee potentes bancos detobas blancas con restos de vegetales in-determinados, con arcilitas y limonitas in-tercaladas. Hacia la parte superior apare-cen abundantes láminas de yeso y depó-sitos de sulfato de magnesio y algunosbancos de diatomitas. Beer et al. (1990)caracteriza a la cuenca de sedimentacióncomo de tipo piggy back y vincula su relle-no con el ascenso de los bloques sobreplanos de corrimiento desarrollados en laPrecordillera por la compresión miocena.En base a estudios radimétricos sobre to-bas, se asigna a esta unidad una edad mio-cena tardía.

Depósitos de abanicos y bajadas alu-viales actualesSe trata de aglomerados, fanglomerados yconglomerados no consolidados de aba-nicos aluviales recientes. Son depósitos malseleccionados, con abundante matriz are-no-limosa y clastos de metamorfitas, gra-nitoides y sedimentitas de diferentes for-mas y tamaños.

Depósitos de aluvios actualesEstos depósitos se encuentran en las pla-nicies de inundación de los ríos de la re-gión y están constituidos por arenas, gra-vas y limos no consolidados, que son aca-rreados por el agua, viento o, periódica-mente, por procesos locales de remociónen masa.

ESTRUCTURA

La región forma parte de la PrecordilleraOccidental y se caracteriza por la presen-cia de una serie de sobrecorrimientos devergencia oriental que afectan a las unida-des sedimentarias, en un estilo de piel fina,sin afloramientos visibles de un basamen-to ígneo-metamórfico. La deformación án-dica se ha sobreimpuesto a las estructuraspreexistentes de edad devónica (y even-tualmente silúrica). La información sís-mica de la región inmediatamente próxi-ma hacia el occidente indica la presenciade sobrecorrimientos con despegue en lasunidades pre-paleógenas y dirección detransporte hacia el este (Beer et al. 1990,Álvarez Marrón et al. 2006).

Bloques estructurales y fallas limi-tantesLa región puede ser dividida, de acuerdocon criterios topográficos y estructuralesen cuatro sectores que corresponden a lasierra Negra, la quebrada de la Tranca, lasierra de los Túneles y la quebrada de losCaracoles, de los cuales se describirán acontinuación aquéllos que, conformadospor las rocas ordovícicas, constituyen lasáreas serranas.Sierra Negra: Los afloramientos más occi-dentales de la sierra corresponden a laFormación Rodeo, cuyas unidades basa-

les apoyan con inclinaciones bajas sobrecoladas subverticales de la Formación YerbaLoca, en neta discordancia angular, con-formando el flanco oriental, tendido de unsinclinal cuyo flanco occidental -de cortodesarrollo- se empina bruscamente antesde ser cubierto por las unidades modernasdel valle de Iglesia. En el bloque serranopropiamente dicho la estructura de la For-mación Yerba Loca está representada porpliegues verticales o inclinados y con am-plitudes de cientos de metros que podrí-an interpretarse como parte de un anticli-norio regional. Estas estructuras son clara-mente visibles en la margen norte del ríoJáchal, en el cerro Viento (Fig. 3). En el sector donde la Formación YerbaLoca presenta lavas almohadilladas y cuer-pos ultramáficos los pliegues presentanlimbos verticales o apenas volcados al oes-te, en muchos casos los planos axiales es-tán marcados por zonas de intensa frac-turas y alteración. En los niveles más ar-cillosos se ha desarrollado un fuerte cli-vaje de plano axial comparable con el quese presenta en los niveles aflorantes en lasierra de los Túneles. Las lavas almohadi-lladas se extienden como una franja dedirección N-NO a S-SE fácilmente iden-tificable por su textura y tono en las foto-grafías aéreas y muy fácilmente reconoci-ble también en la imagen ASTER de la fi-gura 4. El ancho alcanza unos 300 m a loaltura de la ruta y a partir de su límite orien-tal aflora la alternancia de pelitas (en algu-nos lugares con alteración sulfatífera) yareniscas, típica de la facies clástica de la For-mación Yerba Loca, en la que se localizantambién algunos cuerpos sub-volcánicos,a veces con disyunción columnar.Al este de la sierra Negra, y separando a éstade la sierra de los Túneles, se extiende laquebrada de la Tranca, limitada al oestepor el sobrecorrimiento homónimo. Losafloramientos corresponden mayormentea la Formaciones Rodeo y, sólo esporádica-mente y como consecuencia de la presen-cia de fallas inversas que inclinan al oeste,aflora en el centro de la misma la Forma-ción Yerba Loca. La estructura de los nive-les neógenos está caracterizada por la pre-sencia de fallas subverticales a inclinadas

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al oeste, con rumbo meridional y plieguesasociados a ellas. La relación de la Forma-ción Rodeo con la infrayacente FormaciónYerba Loca en la margen oriental de laQuebrada de la Tranca es, como se ha di-cho, discordante angular (Fig. 5).Sierra de los Túneles: Vuelve a aflorar aquí laFormación Yerba Loca, en su facies másclástica, con algunos diques de espesor mé-trico intercalados en forma aparentemen-te concordante. Si se tiene en cuenta la co-rrelación propuesta por von Gossen (1997)respecto a las facies de lavas almohadilla-das con la Formación Alcaparrosa (afloran-te a la altura del río San Juan, sobre estemismo borde precordillerano), podría pro-ponerse también la correlación de estosniveles con la Formación Don Polo, queacompaña a la Formación Alcaparrosa enaquellos afloramientos. La FormaciónYerba Loca presenta en el perfil de la sie-rra de los Túneles pliegues con vergenciaal este, destacándose una estructura sin-clinal mayor (sinclinorio), que ha podidoser individualizada en la imagen ASTER(Fig. 4) y sobre la que se desarrollan plieguesde escala métrica, fracturas y otras micro-estructuras observables en afloramiento. El clivaje de plano axial es conspicuo yestá relacionado al plegamiento de mayorescala. En donde la secuencia inclina al oes-te las relaciones entre los planos de estra-tificación y los planos de clivaje, además deindicadores de techo y base, señalan una

posición normal de los limbos de los plie-gues. Más hacia el este, a la altura del tú-nel, la Formación Yerba Loca se pone encontacto de falla con la Formación LosSombreros. Esta última muestra plieguesapretados, simétricos y asimétricos, conlongitudes de onda de metros a decenas demetros, en muchos casos afectados porfallas que cortan a través de los limbos ypresentan desplazamiento de los bloquessuperiores hacia el este. Fuera ya del área deestudio, el sobrecorrimiento de los Blanqui-tos sobrepone la Formación Los Sombrerosa la Formación Vallecillo, en la quebradadel río Caracol.Es importante señalar que si bien la mayo-ría de los autores coincide en señalar unacontinuidad de la falla de los Blanquitoshacia el norte, limitando el borde orientaldel Bloque de la sierra de los Túneles, elcontacto entre la Formación Yerba Loca yla Formación Los Sombreros es tambiéntectónico. Su traza se aparta de la de la fa-lla de los Blanquitos al sur del rio Jáchal,partiendo en diagonal hacia el N-O, paratomar un rumbo submeridional poco des-pués de cruzar el río. La presencia de estafalla (y otras menores asociadas)- así comoel alto grado de deformación observableen algunos niveles de la Formación LosSombreros- ha llevado a discutir si la es-tructura debe interpretarse como la inter-posición de escamas tectónicas durante ladeformación ándica o bien de desliza-

mientos sub-ácueos del Paleozoico, favo-reciéndose actualmente esta última inter-pretación.

EVOLUCIÓN GEODINÁMICA

Es a partir de los trabajos de Allmendingeret al. (1990) y Jordan et al. (1993) que seintenta establecer, sobre la base de las ob-servaciones estructurales de superficie ysubsuelo, y con criterios más modernos,las características tectónicas de la Precor-dillera, su evolución en el tiempo y suhistoria geodinámica. La discusión acercade las relaciones entre esta unidad y losApalaches se inicia con la comparaciónde sus estratigrafías y curvas de subsiden-cia (Bond et al. 1984). Ramos et al. (1986)postulan luego la posibilidad de que laPrecordillera sea un terreno que, prove-niente de los Apalaches, fue acrecionadoal cratón sudamericano, mientras que Sellés-Martínez (1988, 1992a, b y c) sugiere que,dada la simetría en la distribución de fa-cies, ambas unidades geológicas podríanhaber sido, en tiempos pre-silúricos, bor-des opuestos de una misma cuenca. Las uni-dades portadoras de lavas almohadilladasconstituirían las facies de dorsal y fondooceánico, mientras que las clásticas grue-sas y las carbonáticas se asociarían al ta-lud y plataforma continentales. Los estu-dios posteriores se centran casi exclusiva-mente en las facies carbonáticas y clásti-


Figura 3: Pliegues en laFormación Yerba Loca. Enestas tomas puede observar-se como el plano axial de lossinclinales presenta una acti-tud subvertical. El núcleooscuro del sinclinal de laimagen b (mirando hacia elN) puede observarse en elextremo izquierdo de la ima-gen a (mirando al NO).

cas, más ricas en fósiles, características dela plataforma cambro-ordovícica, mientrasque el estudio de las más estériles, afloran-tes sobre el borde occidental de la Precor-dillera, caracterizadas por facies profun-das y corteza oceánica, es encarado por

escasos autores, en general como parte deperfiles transversales a lo largo de los ríosJáchal y San Juan (von Gossen 1992, 1997,Sellés-Martínez 1992a, 1998 a y b, entreotros). El interés en la vinculación entrela Precordillera y los Apalaches genera

numerosos trabajos que han sido analiza-dos por Astini et al. (1995), remitiéndoseal lector a esta contribución para las refe-rencias y detalles. Es importante señalaraquí que la mayoría de los modelos acer-ca de la evolución geodinámica de la Pre-cordillera en tiempos pre-carboníferosestá basada en la interpretación de unavaliosísima información sedimentaria ypaleontológica de sus sectores centrales yorientales, siendo -como se ha señaladoalgo más arriba- mucho más escasa la in-formación acerca del sector occidental. Aesto debe agregarse, como limitante en ladefinición de un modelo integrador, elhecho de que no existen -a lo largo de estaextensa unidad- estudios estructuralescon un grado de detalle comparable. Enuna reciente contribución, Álvarez Marrónet al. (2006), identifican en la zona de tra-bajo la existencia de únicamente tres uni-dades de importancia regional, apiladastectónicamente, con vergencia hacia eleste. Estas unidades serían el AlóctonoOccidental (integrado por los basaltos al-mohadillados, las metasedimentitas de laFormación Yerba Loca y las facies de me-lange y estratificadas de la Formación LosSombreros), el Sistema Imbricado Cen-


Figura 4: ImagenASTER procesadapara poner de relievela estructura de la re-gión (Azcurra 2007).En la sierra Negra,sobre el sector iz-quierdo de la imagen,puede verse un nivelde color claro reple-gado, más notable enel flanco oriental delcerro Viento, al nortedel río Jáchal (la es-tructura es la mismaque se observa par-cialmente en la Fig.3). En la sierra de losTúneles, al sur del río,se evidencia clara-mente el sinclinal quese describe en el tex-to, con su flanco occi-dental vertical a lige-ramente volcado haciael este y su flancooriental más tendido ycon mayor replega-miento.

Figura 5: Relación discordante angular entre la Formación Rodeo y la infrayacente FormaciónYerba Loca. La primera inclina suavemente al oeste (de color claro, en la mitad derecha de la foto)y la segunda (de color oscuro, en la mitad izquierda de la foto) está intensamente replegada conejes N-S. Afloramientos de borde occidental de la sierra de los Túneles, margen oriental de la que-brada de la Tranca (fotografía tomada mirando al S-SE).

tral, al este de la Sierra de los Túneles yfuera del área de nuestro estudio y la Uni-dad Frontal, sobre el margen oriental dela Precordillera.

EL PERFIL ESTRUCTURAL

Las estructuras que se describen en esteítem fueron relevadas a lo largo de tresrecorridos que comprenden los aflora-mientos de las unidades expuestas en lassierras del Viento (Formación Yerba Loca)y de los Túneles (Formaciones Yerba Locay Los Sombreros). Dos de los recorridos seubican sobre la ruta nacional 150, el pri-mero desde la rotonda de ingreso al em-balse Cuesta del Viento (km 270 aprox.)hasta el km 268; y el segundo entre el km262,4 y el km 259,6; ya del lado orientalde Los Túneles, en el punto en el cual lassecuencias paleozoicas desaparecen bajola cubierta reciente. A partir del km 268 serealizó un tercer recorrido hacia el sudes-te siguiendo la traza del camino de man-tenimiento de las torres de transporte deenergía eléctrica.

Observaciones entre el ingreso al em-balse y el km 268El perfil se inicia con el ya mencionadosinclinal asimétrico que se desarrolla enlas sedimentitas terciarias de la Forma-ción Rodeo, cuyo flanco occidental llegaa adoptar una actitud casi vertical y cuyoflanco oriental -más tendido- apoya dis-cordantemente sobre las ofiolitas ordoví-cicas (Fig. 4). Esta estructura muestra fa-llas y pliegues menores con vergencia al estey formaría parte de la componente orien-tal de una estructura en flor desarrollada enel subsuelo de la cuenca de Iglesia, identifi-cable en las líneas sísmicas (Beer et al. 1990y Álvarez Marrón et al. 2006).En el lugar donde la ruta 150 presenta unarotonda y el desvío para ingresar al embal-se propiamente dicho, puede observarseclaramente como los bancos basales delNeógeno que forman el flanco orientalde esta estructura se apoyan en discor-dancia angular sobre los niveles de lavasalmohadilladas de la Formación Yerba Loca.Este contacto pondría en evidencia la au-

sencia de la Formación Vallecillo, másantigua que la Formación Rodeo, en estesector de la cuenca terciaria de Rodeo. Lasuperficie de discordancia es claramenteobservable en el corte de la ruta y muestrauna suave inclinación hacia el oeste. Dadala posición topográficamente inferior de lassedimentitas triásicas con respecto a losafloramientos de lavas almohadilladas quese elevan por el oeste de las mismas, lasprimeras se hallan cubiertas en muchossitios por el derrubio de las segundas, lo queenmascara en parte los afloramientos. Laslavas almohadilladas están intruidas pordiques y filones que presentan disyuncióncon columnas rectas y en algunos casosdeformadas, lo que sugeriría que las mismaspudieron haberse formado muy tempra-namente en la colada y deformarse pordesplazamientos de la misma cuando aúnse encontraba en estado plástico, o bien ori-ginarse en campos de esfuerzos asociadosa gradientes térmicos anormales influen-ciados por la circulación de agua a travésde fracturas muy tempranas (e.g. deGraffy Aydin, 1987). En las coladas almohadi-lladas, la geometría de las almohadillas hapermitido identificar la posición relativade techo y base (Fig. 6a). Los datos rele-vados con este criterio han sido represen-tados en el estereograma de la figura 6b. En el esquema de la figura 7 se han repre-sentado los datos estructurales medidosjunto a la ruta. Los valores obtenidos in-dican inclinaciones variables e incluso in-versión de estratos por las mesoestructu-ras locales, lo que hace muy difícil el reco-nocimiento de la estructura de orden in-mediatamente superior en el lugar. Cabeaquí señalar, también, que la determina-ción de base y techo no es sencilla en es-tas unidades y la mayoría de las veces seha debido basar en criterios de desvia-ción del clivaje por deslizamiento interes-tratal. De modo similar se estableció laposición de los ejes anticlinales y sinclina-les, asumiendo que el techo de los estratosde desplaza hacia el eje anticlinal, mientrassu base lo hace hacia el eje sinclinal. A la altura del km 269 aproximadamente seencuentra un filón capa de reducido es-pesor (menor de 1 m) que también pre-

senta disyunción columnar. Más al estedel punto anterior, en el km 268,4 apro-ximadamente, aflora otro cuerpo intrusi-vo. Los afloramientos están afectados pornumerosas fallas menores y fajas de defor-mación intensa, de rumbo submeridional,aunque se han observado también algu-nas de rumbo este-oeste. Los valores derumbo e inclinación correspondientes alos planos de estratificación se han represen-tado en el estereograma de la figura 8a. Contrariamente a lo que ocurre en la lade-ra sur, en la que no es fácil reconstruir vi-sualmente la estructura debido a la eleva-da pendiente que no brinda la necesariaperspectiva y, sobre todo, a la interferen-cia de mesoestructuras locales que enmas-caran la misma, la mayor distancia de ob-servación con respecto a la ladera norte haceque la estructura de la secuencia puedaapreciarse claramente en ella. Es importan-te reiterar aquí, dada la importancia quepara algunos autores reviste la misma, quela vergencia occidental de los planos axia-les está exagerada por el ángulo de cortede los afloramientos con respecto al rum-bo de los pliegues.

Observaciones al SE del km 268Este corto perfil se realizó aprovechandola circunstancia que el trazado del caminode mantenimiento de las torres de trans-porte de energía eléctrica facilitaba el acce-so y la visibilidad de una zona difícil perointeresante, pues parecía permitir la tomade datos en una dirección diferente delclásico perfil E-O, pero lamentablementeel camino se desvía al corto trecho de ladirección inicial, volviendo los aflora-mientos a estar tapados por el derrubio.Las escasas observaciones realizadas son,sin embargo, de interés ya que muestranuna muy intensa deformación de la For-mación Yerba Loca, con abundantes fajasy lentes kink y pliegues disarmónicos pordebajo de la cobertura cuaternaria quemuestra una menor deformación, eviden-ciada por un pandeo del banco de con-glomerado o un fallamiento directo del mis-mo según donde se observe. Como en elperfil anterior, resulta a veces imposibleestablecer techo y base de la secuencia,


utilizándose siempre que es posible el cri-terio de flexión del clivaje para establecerla posición del techo y la ubicación relati-va del afloramiento con respecto al eje an-ticlinal y sinclinal. El estereograma corres-pondiente a los planos de estratificaciónmedidos se presenta en la figura 8b.La complejidad de la estructura en esta zona,la desarmonía observada en el plegamien-to y la abundancia de fracturas es proba-blemente consecuencia de las perturbacio-nes introducidas en las estructuras paleo-zoicas por la falla inversa que limita elbloque de la sierra Negra por el este yque superpone las rocas ordovícicas so-bre la cuenca terciaria de la quebrada dela Tranca. La traza de esta falla se hacemás evidente algo más al sur, lugar en el

que se identificó una marcada discordan-cia angular entre bancos de conglomera-dos consolidados del cuaternario más an-tiguo, que cubren a las areniscas rojo la-drillo con venas de yeso de la FormaciónRodeo, siendo ambas unidades sobreco-rridas por la Formación Yerba Loca. Lafalla se caracteriza por la trituración delmaterial y el color verde claro de la fajade afloramiento, de unos 2 m de anchocomo mínimo. No debería descartarse apriori que esta falla, probablemente aúnactiva, tuviera su origen en la reactivaciónde una estructura previa.

Observaciones en la sierra de los Tú-nelesLas observaciones realizadas en la sierra de

los Túneles permiten dividir el perfil endos sectores bien diferenciados. El primerconjunto de afloramientos, desarrolladoal occidente de Los Túneles, correspondea las facies clásticas de la Formación YerbaLoca, con filones de diabasas y presentauna estructura de menor complejidad, conpliegues en general de mayores dimensio-nes, entre los que se destaca el amplio sin-clinal con limbo occidental vertical ya men-cionado. A escala métrica se observan al-gunos repliegues anticlinales y sinclinalesy es muy abundante la venación cuarzosa.Las venas observadas son de diferentes ti-pos y se han desarrollado en distintos mo-mentos en la historia deformativa del área(véase Sellés-Martínez y Azcurra, 2009).En segundo lugar, los afloramientos de la


Figura 6: a) Ejemplo de unafloramiento en el que la se-cuencia portadora de las la-vas almohadilladas se hallaríainvertida; b) Estereogramarepresentativo de la actitudde los planos Ss estimadospara las coladas.

Figura 7: Esquema rea-lizado sobre un mosaicoortorestituido mostran-do los datos de rumbo einclinación en la sierraNegra. Puede verse quelas estructuras que tanclaramente aparecen enla Fig. 4 sobre el faldeode la margen norte delrío no pueden distin-guirse en la fotografíaaérea.

Formación Los Sombreros que se locali-zan al este de Los Túneles y se caracterizanpor la presencia de los olistolitos de caliza.Conforman una zona sumamente fractu-rada, plegada en forma desarmónica y conabundantes repliegues y charnelas agudas.Son frecuentes las estructuras de cizalla-miento, en general dirigido techo hacia eleste, es decir provergente con respecto ala dirección de transporte de los sobreco-rrimientos ándicos. Este cizallamiento sepone en evidencia por la abundancia debandas kink y fajas de deformación. Lafigura 9 muestra la localización de los datosestructurales correspondientes a este tramodel perfil.

Descripción de las estructuras observadas entrela quebrada de la Tranca y Los Túneles: Losafloramientos de la Formación Yerba locase inician con niveles masivos, de potenciamétrica, que alternan con niveles de rit-mitas en paquetes delgados y de granulo-metría más fina. En los bancos más ma-sivos se ha observado la presencia demanchas elípticas y de los niveles pelíticos(muy físiles) y se han extraído pequeñoscristales de hematita (probable alteraciónde piritas). La actitud de la secuencia pasade RAz 325, en donde la ruta toma direc-ción este-oeste para atravesar el valle dela Tranca, a RAz 190 e inclinación de 65ºal O en el punto donde la misma tuercefuertemente al norte. Aparece inmediata-mente una pequeña charnela anticlinal

con muy interesante desarrollo de meso-y microestructuras. La secuencia toma lue-go actitud RAz 190 e inclinación de 51º alO, observándose a continuación la charne-la sinclinal correspondiente. Son comuneslas venas, que presentan intensa deforma-ción y las fajas de cizallamiento más evi-dentes en los niveles más pelíticos. Al tor-cer el camino hacia el sur se observa unafalla subvertical de RAz 80 que suprimiríauna charnela anticlinal ya que aparece sólouna nueva charnela sinclinal. A partir deaquí la secuencia toma RAz 325 e inclina-ción 52º al SO. Sigue luego una alternanciade bancos más masivos y bancos políticosdelgados que presentan venas de cuarzoreplegadas por el clivaje. A continuación se desarrolla una sucesiónde anticlinales y sinclinales, hasta unos 20m después del mojón del km 262 donde,después de una charnela sinclinal cuyo ejebuza fuertemente hacia el sur la "pared" dela ruta coincide con la falla vertical reciénmencionada. El plano de falla está marcadopor una brecha fina cementada por óxidosde hierro de aspecto terroso y color roji-zo. Aflora luego un filón, de unos 14 m depotencia y reaparecen a continuación ni-veles masivos con delgados bancos casta-ños intercalados. La secuencia está crenu-lada por el desarrollo de bandas kink conrotación antivergente en el interior de lasbandas. Unos 50 m al este aparece otrofilón de unos 20 m de potencia, de colorverdoso claro en afloramiento. La secuen-

cia presenta luego bancos de entre 15 cmy 20 cm de espesor y toma una actitudRAz 330 e inclinación 38º al O, con frecuen-te desarrollo de bandas kink subhorizon-tales con rotación techo al oeste. Aguasabajo de este punto la secuencia comienzaa hacerse de color gris más brillante y apa-rece una intensa crenulación del clivaje, RAz345 e i: 43º al O, que es oblicuo a Ss deRAz 327 e i: 23º al O. Fajas de intensa de-formación de unos 50cm de ancho y queinclinan al SE producen pequeñas escamasde roca. Son frecuentes las fracturas vertica-les y también las bandas kink, cuyos planoslimitantes presentan actitud RAz 75 e i: 30ºal sur, con rotación techo hacia sur dentrode la banda. La secuencia toma luego unaactitud RAz340 e i: 32º al S y aparecen del-gados bancos de color castaño que pre-sentan fracturación en dominó y son fre-cuentes las bandas kink con inclinación aleste y rotación antivergente dentro de labanda. El clivaje S1 es notablemente obli-cuo a Ss y la relación de angularidad entreambos indica que corresponde al flancooriental (tendido) de un sinclinal volcado.Este afloramiento se localiza en las inme-diaciones del Punto Fijo del IGM 5N345.Algo más al oeste la actitud de la secuen-cia pasa a ser RAz 343 e i: 47º al oeste. Losbancos son masivos, de aproximadamen-te 1 m de potencia y color gris verdoso, afec-tados por bandas de cizalla de unos 5 cm-8 cm de ancho. Se hace frecuente la cre-nulación de la laminación por el desarrollode bandas kink. Aparecen algunas bandasde cizalla que inclinan ligeramente al estey dan desplazamiento provergente. Estasbandas están cortadas por venas de cuar-zo que no muestran desplazamiento, porlo que serían posteriores a la formación delos planos de cizallamiento. Se observan aquíestructuras de microplegamiento de venasque han permitido el cálculo de acortamien-to por desarrollo de clivaje (Sellés-Martínezy Azcurra 2009). Afloran a partir de aquíritmitas de color verdoso más claro y luegode un tramo cubierto por derrubio la secuen-cia presenta una granulometría más pelí-tica, con bancos delgados de color oscurocuya laminación (¿Ss = S1?) tiene una ac-titud RAz 165 e i: 75º al E. Aparece a


Figura 8: a) Estereograma representativo de la actitud de los planos Ss de la Formación Yerba Locaen el perfil de la sierra Negra sobre la margen sur del río Jáchal; b) Idem para el perfil sobre el cami-no de las torres de transporte de energía. (l : Bancos en posición normal: o : Bancos invertidos

continuación otro dique, de color verdo-so en afloramiento y unos 4 m de potencia.En el contacto del cuerpo con las sedimen-titas que lo alojan se desarrollan bandas devenas escalonadas sigmoidales que indica-rían desplazamiento antivergente. Las sedi-mentitas presentan bandas kink inclinadasal este, con rotación antivergente de S1 enel interior de la banda. En las cercanías delmojón del km 261 la secuencia toma acti-tud RAz 180 e i:33º al O, siendo el clivajesubparalelo a la misma. Continúa la abun-dancia de venas escalonadas de desarrollosigmoidal, a veces poliepisódicas. Aflora in-mediatamente otro dique de unos dos me-tros de potencia, con actitud RAz 315 e i:80º-85º al O. El contacto occidental (¿te-cho?) entre este cuerpo y la roca sedimen-taria muestra abundantes venas. A partirdel mojón se desarrolla un tramo cubiertopor derrubio y unos metros más al este laestratificación toma actitud RAz 325 e i:76º al O. Los bancos aparecen inclinandoen oposición a la ladera, formando una ban-da que podría interpretarse tanto como unkink como por un fenómeno geomorfo-lógico de reptación de ladera. Se observanen este sector venas de cuarzo sigmoidalesy planares. Unos 25 m después del lugarconsagrado al culto de la Difunta Correaaflora otro filón, de unos tres metros de es-

pesor, caracterizado por una intensa frac-turación de orientación NE-SO y fuerteinclinación al NO. Sobre estos planos seobservan estrías y acanaladuras subhori-zontales. La estratificación toma luego una actitudRAz165 e i: 32º al oeste. Son también aquífrecuentes las bandas kink, de entre 5 y15 cm de potencia, con actitud subhori-zontal y rotación antivergente en el inte-rior de la banda. La secuencia toma luegouna actitud RAz 20 e i: 57º al O, y aparecenintercalaciones delgadas (5 cm) de bancosde color castaño. Se observa en esta zonauna serie de fajas de cizallamiento, que cur-van a Ss en forma sigmoidal y que incli-nan al este, las que en el corte observableaparentan ser fallas directas. Aflora luegootro dique de diabasa, intruyendo una se-cuencia sedimentaria muy homogénea, sien-do difícil a escala del afloramiento encon-trar planos Ss, ya que la fisilidad correspon-de a S2 y tiene actitud RAz 325 e i: 27º alO. Se observan venas de cuarzo anasto-mosadas, de 1cm a 3cm de espesor, dis-puestas en bandas subhorizontales y tam-bién venas de calcita, de color castaño os-curo y hábito planar. Apenas antes del tú-nel de la ruta 150 los afloramientos estáncubiertos por el derrubio de caliza co-rrespondiente a la Formación Los Som-

breros.Observaciones al este de los Túneles: A la sali-da del túnel hacia el este afloran las calizasde la Formación Los Sombreros, en ban-cos de grano grueso afectados por plieguestipo chevron y bandas kink subhorizon-tales con rotación provergente dentro dela banda. A partir de este punto los planosde estratificación muestran un tramo deinclinaciones fuertes hacia el oeste y luegoreaparecen los pliegues. La secuencia pa-rece continuar luego con menor defor-mación, pero esto es aparente y causadopor la orientación del corte en el aflora-miento y el alto buzamiento de los ejes delos pliegues que, al retomar una actitudmenos empinada unos metros más haciael este, ponen en evidencia charnelas muyagudas y flancos planos. Se observan apartir de aquí numerosos pliegues de di-mensiones métricas cuya característica esla pérdida de armonía en la geometría, po-sición y número de las charnelas.Algo más al este continúan los plieguesdesarmónicos y la intersección de bandasde cizallamiento que en general muestransentido provergente cuando inclinan haciael oeste y antivergente cuando lo hacen ha-cia el este Las rocas están afectadas porpequeñas fracturas, originadas en la ciza-lla interestratal, rellenas de cuarzo, transver-


Figura 9: Esquema reali-zado sobre un mosaico or-torestituido mostrando losdatos de rumbo e inclina-ción y las principales es-tructuras identificadas enel perfil de la sierra de losTúneles (Tomada deAzcurra, 2007).

sales a la estratificación y ligeramente in-clinadas hacia el Az 210. Se observan sobreel plano de estratificación, RAz 210 e incli-nación 75º al SE, pátinas de calcita cuyasestriaciones indicarían una componentede desplazamiento dextral y sentido de des-plazamiento coherente con la cizalla inte-restratal. La secuencia continúa muy defor-mada con frecuentes cambios en la orienta-ción y buzamiento en los ejes de los plie-gues lo cual produce cambios muy impor-tantes en la actitud de la estratificación.Pueden apreciarse fallas, microfallas, ban-das kink y bandas de cizallamiento que enalgunos casos son verticales. A continua-ción la estratificación toma posición sub-vertical, con plegamiento apretado y ejessubverticales, pudiendo observarse bandasde entre 120 y 15 cm de ancho en las cualesS2 está deformado en sigmoides por ciza-llamiento provergente. Sigue una secuenciade pliegues de charnelas agudas y limbosplanos, que afectan a bancos de espesor de-cimétrico, en algunos casos conglomerá-dicos. Los ejes de los pliegues observablestienen dirección Az 355 y buzan unos50º. Algo más al oeste hacen su apariciónlas intercalaciones de depósitos con bloquesde caliza, muchos de los cuales evidenciandeformación plástica y deflexión del cliva-je a su alrededor. La recolección de datos finaliza en el pun-to donde la ruta 150 interseca la discordan-cia angular entre los depósitos recientessubhorizontales y las ritmitas de la Forma-ción Los Sombreros que localmente pre-sentan R Az335 e i:54º al O. Estas ritmi-tas están constituidas por bancos de es-pesor centimétrico de materiales limo-pelíticos entre los cuales se intercalan es-porádicamente bancos algo más potentes(hasta 20cm) de granulometría algo ma-yor. Se observan dos superficies de cliva-je, S1 paralelo a Ss y S2 que en este lugartiene actitud RAz 20 e inclinación 80º alO. En algunos niveles se presentan nódu-los ftaníticos negros de diámetro inferiora los cinco centímetros, que producendeflexión del clivaje en torno a los mis-mos. Sobre el extremo occidental delafloramiento se observa una charnela an-ticlinal con eje fuertemente buzante al Az

270. Son abundantes las bandas de defor-mación con desarrollo de estructuras S-C,con planos C subhorizontales, separadosunos 70 cm y desplazamiento de los pla-nos S en dirección provergente (es decirtecho al oriente). Se observan también al-gunas bandas kink subhorizontales (a ve-ces ligeramente onduladas) con rotaciónantivergente de S1 en el interior de labanda.

DISCUSIÓN

Dos problemas básicos deben enfrentar-se al estudiar la historia geológica del bor-de occidental de la Precordillera. Uno deellos es la dificultad para realizar la corre-lación de las unidades estratigráficas a lolargo de sus más de 300 km. El otro loconstituye la superposición de diferenteseventos deformativos no claramente di-ferenciables entre sí como consecuenciatanto de las variaciones que cabe esperarpara cada episodio de deformación a lolargo de un frente de varios centeneras dekilómetros como del diferente grado deinterferencia con que los episodios si-guientes van modificando las estructurasiniciales. Es así que, si se comparan losafloramientos del río San Juan con los delrío Jáchal (separados por una centena dekilómetros), y se establece una correla-ción de las facies de lavas almohadilladasde la Formación Yerba Loca con la For-mación Alcaparrosa y de sus facies clásti-cas (intruidas por diabasas) con la For-mación Don Polo pueden establecerselas siguientes similitudes y diferencias. La situación en la sierra de los Túneles pue-de ser comparada con los afloramientosen la sierra del Tontal-Tigre, ya que enambos casos las unidades ordovícicas estánplegadas con ejes N-S. Cuando se compa-ran los afloramientos más occidentales, esdecir los que se desarrollan al oeste del co-rrimiento de la Tranca en el perfil del ríoJáchal (sierra Negra) la situación es algo di-ferente. En los afloramientos al oeste delos corrimientos del Alto de los Pajaritosy del Carrizal (en el río San Juan), las ac-titudes de los pliegues son más variables,apuntando hacia el Az 330 en el primer

caso y llegando al Az 315 en el segundo,aunque con algunos valores cercanos alAz 340; comparables también a grandes ras-gos con los afloramientos en la sierra Negray cerro Viento. Como diferencias destacables se ha podidoestablecer que, aunque fuera del área de tra-bajo de esta contribución, pero próximaa ella por el NO, la estructura del llamadocerro Negro de Rodeo (Cidale y Sellés-Martínez 2002) propone también cues-tiones complejas. Afloran en este punto,por debajo de la Formación Rodeo, sedimen-titas asignadas a la Formación Punilla, deedad devónica (y por lo tanto correlacio-nables con la Formación El Planchón enlos afloramientos del río San Juan), queestán ausentes en las sierras Negra y de losTúneles. La Formación Punilla está fuer-temente plegada con ejes muy oblicuos alas directrices ándicas (Az 265) y un sor-prendentemente alto buzamiento de losejes (mayor de 30º) hacia el oeste, mien-tras que su equivalente en el río San Juan,la Formación El Planchón presenta tantoal norte como al sur del río San Juan(quebradas del río Seco y del Salto respec-tivamente) ejes N-S y plegamiento muchomás suave (Sellés-Martínez, 1986a y b). Por otra parte, si se analizan los resultadosobtenidos al tratar de establecer la orien-tación del vector desplazamiento en las fa-llas principales de ambos sectores puede ver-se que, para el sector comprendido entreel río San Juan y el río Jáchal, Siame et al.(1997) han establecido sobre la base delestudio de las geoformas, un desplazamien-to de rumbo dextral, resultado que coin-cidiría con Sellés-Martínez (1986c) quienha obtenido una componente inversa condesplazamiento de rumbo dextral para losmovimientos más recientes asociados a lafalla del Tontal mediante el análisis de lasestrías sobre espejos de fricción en los con-glomerados de la Formación El Planchón(km 112 de la ruta San Juan-Calingasta).Con respecto a la edad de las estructurasmás antiguas, lo único claramente estable-cido es que su edad es anterior al DevónicoSuperior, pudiendo ser diacrónica en di-ferentes sectores de la Precordillera, con-siderada ésta tanto en su sentido longitudi-


nal como transversal y no existe aún con-senso al respecto entre los diferentes mo-delos (véase la discusión en Astini et al. 1995).Es probable que la obducción de los nive-les almohadillados se haya producido enel Silúrico, generándose entonces las pri-meras estructuras, que afectarían a las For-maciones Yerba Loca, Alcaparrosa y DonPolo. Los conglomerados aflorantes en elrío San Juan podrían ser interpretados comoel producto de la erosión de los primerosaltos estructurales -compuestos exclusiva-mente por basaltos almohadillados- for-mados y expuestos a la erosión subaéreaen el ambiente oceánico antes de su obduc-ción sobre el margen continental. La de-formación de las facies de plataforma po-dría ser algo posterior, alcanzando al De-vónico inferior. El contacto discordanteangular entre las Formaciones pre-carbo-níferas y carboníferas es un rasgo conspi-cuo en todo el ámbito de la Precordillera.Es importante destacar que, si bien las For-maciones ordovícicas del borde occiden-tal presentan metamorfismo de fondo oce-ánico (en el caso de los basaltos almohadi-llados) y un ligero metamorfismo regional,que apenas alcanza a ingresar en las faciesde esquistos verdes en las FormacionesYerba Loca y Los Sombreros y sus equi-valentes en las nacientes del río San Juan(Rubinstein et al. 1995), ni las unidades cám-bricas de las facies carbonáticas (FormaciónSan Juan, etc.) ni las unidades silúricas (For-mación Calingasta, al sur del río San Juan)y devónicas (Formación Punilla, al norte delrío Jáchal y Formación El Planchón en am-bas márgenes del San Juan) presentan me-tamorfismo.Uno de los puntos de interés en la discu-sión de Álvarez Marrón et al. (2006) es lainterpretación contrapuesta acerca de lavergencia de las estructuras pre-carboní-feras, de importancia para la determina-ción de la polaridad de la subducción du-rante el proceso de colisión. Los autoresfavorecen una vergencia oriental, en con-traposición con las propuestas de otrosautores (e.g. Ramos et al. 1986) y consideranque la vergencia occidental de los plieguesobservables en el flanco occidental del CerroViento podrían explicarse como pliegues

Z, desarrollados sobre el flanco de unaestructura anticlinal mayor con vergenciaal este. De acuerdo con nuestras observa-ciones, la vergencia occidental de los plie-gues está muy exagerada por efecto de laintersección oblicua entre la topografía yel rumbo los planos axiales. Si se observala estructura desde la continuidad del rum-bo, tal como se ha ilustrado en la figura 4puede verse que el plano axial es práctica-mente vertical. De todos modos una cier-ta vergencia local del plegamiento haciael oeste puede explicarse también comoconsecuencia de la rotación techo haciael oeste de todo el bloque al ascender sobreuna rampa (sobrecorrimiento de la Tranca)que se curva y empina al acercarse a la su-perficie, efecto normal y observado en otrosafloramientos. Cabe señalar aquí, retoman-do la comparación con las estructurasdescriptas en las nacientes del río San Juan,que los pliegues desarrollados en los Blo-ques del Carrizal y Alto de los Pajaritosmuestran una clara vergencia hacia el esteo noreste (Sellés-Martínez 1998a y b), ob-servaciones que serían coherentes con lasobservaciones realizadas por otros auto-res y sintetizadas en Álvarez Marrón et al.(2006).La variedad en la orientación de los linea-mientos estructurales en los diferentes blo-ques podría interpretarse de distintas ma-neras. Podría pensarse, frente a la dificul-tad de asumir que los ejes altamente obli-cuos a las directrices ándicas que puedenobservarse en el cerro Negro de Rodeo(como caso extremo) sean directrices relíc-ticas de la deformación pre-ándica, y quelos valores intermedios hacia la direcciónN-S podrían haber resultado de la rota-ción de las direcciones al superponerse lacompresión E-O durante los movimien-tos ándicos. Dentro de este esquema po-dría pensarse que la componente dextraldel fallamiento podría contribuir a unarotación de los rumbos de las estructurasNO-SE hacia una actitud más meridional.Sería necesario, para establecer el grado deinfluencia de este mecanismo, un análisisde las rotaciones de los bloques en base alos estudios paleomagnéticos realizados so-bre unidades post-cretácicas pero, de acuer-

do con Re (com. pers.), los mismos tampo-co han brindado resultados adecuados paraello. La orientación N-S está acompañada-tanto en la sierra de los Túneles como a lalatitud del río San Juan- por clivaje y otrasmicroestructuras del campo dúctil queno resultan compatibles con las condicionesde deformación de una faja epidérmica, loque permite asignarles una edad precar-bonífera.

CONCLUSIONES

Con respecto a las estructuras en elperfil del río Jáchal Las estructuras que afectan a las unidadesaflorantes en el perfil del río Jáchal, entreel embalse Cuesta del Viento y la localidadde Los Túneles, permiten establecer que lasunidades paleozoicas han sido transporta-das hacia el este (en coordenadas actuales),plegadas, falladas y metamorfizadas en fa-cies incipientes de esquistos verdes. Comoresultado de este proceso tectónico -quepodría haberse iniciado a fines del Ordo-vícico o en el Silúrico- y que ya habría fi-nalizado en tiempos devónicos tardíos, sehabría producido un apilamiento tectóni-co que sería luego erosionado y cubiertoen discordancia angular por las Forma-ciones del Paleozoico Superior. Las condi-ciones de deformación dieron lugar al des-arrollo de un intenso clivaje y numerososmicroestructuras que se describen en otracontribución (Sellés-Martínez y Azcurra 2009)pero que en todo los casos muestran que,en coordenadas actuales, el desplazamien-to habría sido techo hacia el este, generandola asimetría de los pliegues de mayor y me-nor escala, la crenulación del clivaje y eldesarrollo de bandas kink. En tiempos post-cretácicos la deformación ándica ha avan-zado sobre la Precordillera, generando unsistema de sobrecorrimientos con vergen-cia al este con desarrollo de una estructurade faja plegada y corrida en la que no estánausentes, sin embargo, corrimientos fuerade secuencia y retrocorrimientos. Las re-laciones de intersección entre la estructu-ra y la topografía, junto a la no ortogona-lidad de los cortes naturales del terreno,habrían inducido a una sobre-estimación


de la inclinación hacia el oeste de los pla-nos axiales en la Sierra Negra, la que po-dría explicarse simplemente como el re-sultado del giro techo al oeste que resulta-ría del desplazamiento de estas unidades so-bre una rampa de sobrecorrimiento queaumenta su inclinación al oeste tanto al acer-carse a la superficie, como con el progresode la deformación compresiva. Las condi-ciones de deformación a partir del Paleó-geno no habrían generado estructuras pe-netrativas (esquistosidad, clivaje) debido alas condiciones de bajas temperaturas ypresiones asociadas.

Con respecto a su vinculación con elárea de las nacientes del río San JuanLa comparación de las directrices estruc-turales en el área de trabajo con aquéllasde las nacientes del río San Juan deja abier-tos numerosos interrogantes. La presen-cia de similitudes importantes es claro in-dicio de que ambos sectores de la Precor-dillera Occidental comparten una muy im-portante parte de sus historias deformati-vas, pero que las mismas han sido modu-ladas por situaciones locales que han ge-nerado diferencias en la orientación de lasestructuras y en la relación entre unidadesque no es aún posible explicar en detalle sise toma en consideración la ausencia de for-maciones contemporáneas en los diferen-tes sectores tanto por erosión como por nodeposición según los casos. Pueden desta-carse sin embargo las similitudes en los es-tilos de los bloques más orientales de ambosperfiles y en los de los occidentales, queevidenciarían una continuidad estructuralentre estas regiones separadas por un cen-tenar de kilómetros. Situaciones anóma-las, como la señalada en el cerro Negro deRodeo, merecen una extensión de las ob-servaciones al resto de los esporádicos aflo-ramientos de rocas pre-carboníferas en elámbito del valle de Iglesia-Calingasta y lacomparación de su estratigrafía y estructura.

AGRADECIMIENTOS

El presente trabajo ha sido financiado porla Universidad de Buenos Aires a través delos subsidios Ubacyt 158 y EX75. Se agra-

dece a Laura Giambiagi y a otro árbitroanónimo su valiosa colaboración para el me-joramiento del trabajo.

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Recibido: 9 de noviembre, 2009 Aceptado: 7 de diciembre, 2009


estructura del paleozoico inferior en las nacientes …

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