hoja geológica 2363-i tartagal

Programa Nacional de Cartas Geológicasde la República Argentina

1:250.000

Hoja Geológica 2363-I

TartagalProvincia de Salta

MEMORIA PRELIMINAREdición preliminar, sujeta a revisiones y correcciones parciales

GeologíaGustavo González Bonorino

GeomorfologíaFelipe Rivelli, Mabel Bartoloni

Recursos MineralesMabel Bartoloni

Universidad Nacional de Salta

Normas, dirección y supervisión del Instituto de Geología y Recursos Minerales

SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINOINSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

Boletín Nº 297Buenos Aires–2001

SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINO

Presidente Ing. Jorge MayoralSecretario Ejecutivo Lic. Pedro Alcántara

INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

Director Lic. Roberto F. N. Page

DIRECCIÓN DE GEOLOGÍA REGIONAL

Director Lic. José E. Mendía

SEGEMARAvenida Julio A. Roca 651 • 10º Piso • Telefax 4349-4450/3115

(C1067ABB) Buenos Aires • República Argentinawww.segemar.gov.ar / [email protected]

Referencia bibliográfica

BONORINO G., F. RIVELLI, M. BARTOLONI, 2001. Hoja Geológica 2363-I,Tartagal. Provincia de Salta. Instituto de Geología y RecursosMinerales, Servicio Geológico Minero Argentino. Boletín 331,

p. .Buenos Aires.

Tartagal 3

Indice1. Resumen. Abstract

2. IntroducciónNaturaleza y metodología del trabajoAntecedentes bibliográficos

3. Estratigrafía3.1. Devónico3.1.1. Unidad Cordillerano

3.2. Carbonífero-Pérmico inferior3.2.1. Grupo Macharetí

3.2.1.1. Formación Tupambi3.2.1.2. Formación Tarija

3.2.2. Grupo Mandiyutí3.2.2.1. Formación Las Peñas3.2.2.2. Formación San Telmo

3.3. Pérmico inferior-Triásico inferior3.3.1. Grupo Cuevo

3.4. Jurásico3.4.1. Grupo Tacurú

3.5. Mioceno-Pleistoceno inferior3.5.1. Grupo Orán3.5.1.1. Formación Tranquitas3.5.1.2. Formación Garganta3.5.2. Subgrupo Terciario Subandino

Sierras Subandinas occidentales3.5.2.1. Primer Ciclo Progradante3.5.2.2. Segundo Ciclo Progradante3.5.2.3. Tercer Ciclo Progradante3.5.2.4. Formación El Simbolar

Sierras Subandinas orientales3.5.2.5. Terciario Subandino Inferior3.5.2.6. Terciario Subandino Medio3.5.2.7. Terciario Subandino Superior

3.6 Pleistoceno superior-Holoceno3.6.1. Depósitos indiferenciados3.6.2. Depósitos de pie de monte3.6.3. Depósitos de abanicos aluviales antiguos del Caraparí-Itiyuro3.6.4. Depósitos de abanicos aluviales modernos del Caraparí-Itiyuro3.6.5. Depósitos de abanicos aluviales del Bermejo3.6.6. Depósitos de abanicos aluviales del Norte3.6.7. Depósitos de cauces fluviales activos

4. Tectónica

5. Geomorfología

4 Hoja Geológica 2363-I

6. Historia Geológica

7. Recursos Minerales

8. Sitios de Interés Geológico

9. Bibliografía

Tartagal 5

1. RESUMEN

La Hoja 2363-I TARTAGAL ocupa parte de lasprovincias geológicas de Sierras Subandinas y Lla-nura Chaqueña en el sector nororiental de la provin-cia de Salta. Las rocas expuestas, de más antiguas amás jóvenes, son: a) pelita y cuarcita de plataformanerítica del Devónico, b) arenisca y conglomeradode abanico costero, pelita marina y diamictitaglacimarina del Carbonífero-Pérmico inferior, c) are-nisca eólica, caliza marina y pelita de barreal delPérmico inferior-Triásico, d) depósitos aluviales y debarreal del Terciario superior y e) arenas, gravas yfangos del Cuaternario.

Al oeste, las Sierras Subandinas forman partede la faja plegada y corrida del orógeno andino quese caracteriza por pliegues asimétricos con vergenciahacia el este y fallas inversas asociadas. Las fallascoalescen en profundidad en planos de despeguesubhorizontales alojados en pelitas del Silúrico y delDevónico. En cambio al este, la llanura Chaqueña seextiende sobre el antepaís andino.

El área mapeada evolucionó de una cuenca ma-rina de plataforma continental en el Devónico tardíoa una zona montañosa emergida en el Cenozoico. Afines del Devónico, la región emergió por ascensotectónico regional y fue peneplanizada. Durante elCarbonífero y Pérmico temprano, se estableció unaplataforma marina englazada (Grupos Machareti yMandiyutí). En el Pérmico-Triásico, la región fue ele-vada tectónicamente y cubierta sucesivamente pormantos de arena eólica (Formación Cangapi), calizamarina (Formación Vitiacua) y depósitos aluviales yde barreal (Formación Ipaguazú). En el Jurásico sedesarrollaron facies de arenas eólicas (Grupo Tacurú).Previo al Terciario medio, la región fue elevada,alabeada levemente hacia el norte y peneplanizada.Los depósitos continentales del Terciario (SubgrupoTerciario Subandino) considerados el rellenosedimentario de la cuenca del antepaís andino, cu-brieron en discordancia de bajo ángulo estratos delPaleozoico superior y Mesozoico, extendiéndose másal este sobre el cratón Sudamericano.

La región tiene importantes reservas de hidro-carburos, particularmente en las Sierras Subandinasorientales.

ABSTRACT

Quadrangle 2363-I TARTAGAL partly occupiesthe geological provinces of Sierras Subandinas andLlanura Chaqueña in northeastern Salta Province.Exposed rocks, from older to younger, are: a)Devonian shale and quartzite interpreted as neriticshelf rocks, b) Carboniferous-lower Pemian coastalfan conglomerate and sandstone, marine shale andglacial marine diamictite, c) lower Permian-Triassiceolian sandstone, marine limestone and playa-lakeshale, d) upper Tertiary aluvial and playa-lake depositsand e) Quaternary sands, gravel and mud.

In the west, the Subandean Ranges are part ofthe Cenozoic fold-and-thrust belt, characterized byasymmetric, easterly-vergent folds and associatedreverse faults. The faults coalesce in depth into re-gional décollement planes lodged in Silurian andDevonian shales. In the east, the llanura Chaqueñaextends over the Andean foreland.

The mapped area evolved from a marine shelfin the late Devonian to an emergent mountain belt inthe Cenozoic. By the end-Devonian the area emergedby epeirogenic uplift and was peneplained. A glaciatedmarine shelf developed in the Carboniferous and earlyPermian (Macharetí and Mandiyutí Groups). In thePermian-Triassic the area was uplifted andsuccessively covered by eolian sands (CangapiFormation), marine limestone (Vitiacua Formation)and aluvial and playa-lake sediments (IpaguazúFormation). In the Jurassic facies of eolian sandsdeveloped (Tacurú Group). Before the mid-Tertiarythe region was uplifted and tilted slightly northwardfollowed by peneplanation. Tertiary continentaldeposits (Terciario Subandino Subgroup) consideredto be the sedimentary fill of an Andean foreland basin,covered with low-angle unconformity upper Paleozoicand Mesozoic strata and, farther east, the SouthAmerican craton.

The region is rich in hydrocarbon reserves,particularly in the eastern Subandean Ranges.


2. INTRODUCCIÓN

Ubicación de la Hoja y área que abarca La Hoja2363-I TARTAGAL abarca parte de los departamen-tos de Rivadavia, Gral. José de San Martín y Orán,en el sector nororiental de la provincia de Salta. Estálimitada por las coordenadas 22° (frontera con Boli-via) y 23°S, y 63° y 64° 30´O (Figura 1). La mitadoccidental de la Hoja incluye a las Sierras Subandinas,las cuales se subdividen en occidentales (al oeste delrío Bermejo) y orientales (al este de los ríos Grandede Tarija e Itaú); las crestas de las Sierras Subandinasalcanzan alturas generalmente inferiores a los 2000m s.n.m. La mitad oriental de la Hoja forma parte dela llanura Chaqueña, que desciende suavemente ha-cia el este-sudeste de 500 m, en el pie de sierra, a250 m s.n.m. en el borde oriental de la Hoja. LaHoja Tartagal ocupa parte de las provincias geológicasde Sierras Subandinas y Llanura Chaqueña. Las Sie-

rras Subandinas conforman la faja andina plegada ycorrida mientras que la llanura Chaqueña se desarro-lla sobre el antepaís andino.

Las Sierras Subandinas están cubiertas por unadensa selva, de modo que los afloramientos estánmayormente restringidos a las quebradas de los ríosy arroyos y a los cortes de caminos. Un corte ex-cepcional por su gran longitud y calidad de los aflo-ramientos es el del río Bermejo, donde se exponenla mayoría de las unidades descriptas en esta Hoja.En particular, el corte del anticlinal Pescado sobre elrío Bermejo se conoce como perfil de Balapuca. Alcorte del río Bermejo se accede por el camino queune Bermejo y Tarija, en Bolivia. La apertura decaminos de acceso a los yacimientos petroleros deRamos (Pluspetrol S.A.) y San Pedrito (PanAmerican Energy) ha permitido el acceso a exce-lentes afloramientos; el ingreso a estas áreas requiereautorización de las empresas permisionarias.

Figura 1: Mapa de Ubicación

Tartagal 7

Naturaleza y metodología del trabajo

La Hoja 2363-I TARTAGAL se confeccionóde acuerdo con las normas establecidas por el Pro-grama Nacional de Cartas Geológicas de la Repú-blica Argentina. El carteo de la zona de llanuraChaqueña es original, y está basado en fotografíasaéreas, imágenes satelitales, vuelos aéreos de bajaaltura y reconocimiento sobre el terreno. El mapageológico de las Sierras Subandinas, en cambio,fue adaptado en su casi totalidad de mapaspreexistentes a escalas 1:25.000 a 1:250.000. Lageología de las Sierras Subandinas occidentales sebasó en el “Plano geológico de las SierrasSubandinas occidentales de afloramientos ysubafloramientos”, confeccionado por TecpetrolS.A., en 1995, a escala 1:50.000, para la UTEAguarague. Este plano resultó de una revisión yactualización de mapas a escala 1:25.000 elabora-dos por la Comisión Geológica No. 4 (D. Starck,E. Gallardo, E. Donato y A. Schulz) y la ComisiónGeológica No. 6 (R. M. Hernández, A. Disalvo yL. Constantini) de Yacimientos Petrolíferos Fisca-les S.E. entre los años 1987 y 1992. La geologíade las Sierras Subandinas orientales, por su parte,se basó principalmente en las siguientes fuentescartográficas: (a) “Mapa geológico preliminar deCampo Durán, Madrejones, Icua y Ñacatimbay”,a escala 1:25.000, de la U.T.E. Aguarague, 1995,basado en un mapeo de Y.P.F. S.E.; (b) “EasternBlock, Eastern Subandean Ranges”, a escala1:250.000, de ex-Bridas S.A.P.I.C. (Pan AmericanEnergy), 1997; (c) “Mapa geológico del área LaPorcelana-Chango Norte”, a escala 1:50.000, deXR Exploracionistas Regionales, 1995, (d) “Geo-logía de la Sierra de Aguaragüe”, a escala 1:25.000,1992, de YPF S.E.

Antecedentes bibliográficos

El trabajo de síntesis de Mingramm et al.(1979) es una buena introducción a la geología delárea de la Hoja Tartagal y adyacencias. Síntesismás modernas pero estratigráficamente restringi-das son las de Vistalli (1989) para el Siluro-Devónico, de Starck et al. (1993) para el Paleozoicosuperior-Mesozoico, y el de Hernández et al.(1996) para el Terciario. Trabajos puntuales semencionan en el texto y una lista bibliográfica ex-haustiva se adjunta a esta Memoria (gran parte dela información de mayor detalle está en informesde empresas petroleras).

3. ESTRATIGRAFÍA

Las interpretaciones paleoambientales de lasrocas sedimentarias que se dan en esta Memoriaestán detalladas en el “Informe Sedimentológico”depositado en el Repositorio Geológico delSEGEMAR.

3.1. DEVÓNICO

3.1.1.UNIDAD CORDILLERANO (1)

La Unidad Cordillerano, limitada por discor-dancias (“unconformity-bounded unit”; CódigoArgentino de Estratigrafía, 1992), fue definidapor González Bonorino y Llambías (1996) en basea la subdivisión estratigráfica establecida porLópez Paulsen et al. (1992) para Bolivia, parareferirse a los depósitos sedimentarios compren-didos entre las discordancias Oclóyica(Ordovícico superior) y Chánica (Devónico su-perior). Los estratos del Devónico mapeados enla Hoja Tartagal pertenecen a las FormacionesPescado, más antigua, y Los Monos, más joven,y ocupan el tramo superior de la UnidadCordillerano. Estos estratos conforman el núcleodel anticlinal Pescado y afloran extensamentesobre el río Bermejo.

Los depósitos de las Formaciones Pescado yLos Monos consisten de bancos interestratificadosde cuarcita y pelita, organizados en sucesiones es-trato y granocrecientes que reflejan lasomerización de ambientes de plataforma neríticaa litoral (Jakúlica, 1951; Vistalli, 1989). En gene-ral, la Formación Pescado es más rica en arenis-ca y la Formación Los Monos es más rica enpelita. El contacto entre las Formaciones Pesca-do y Los Monos es concordante, y está expuestoen el flanco occidental del anticlinal Pescado. Labase de la Formación Pescado no aflora y el te-cho de la Formación Los Monos es una discor-dancia regional de ángulo bajo a moderado ubica-da por debajo de estratos del Grupo Macharetí. Elespesor aflorante en el anticlinal Pescado es deunos 500 m para la Formación Pescado y unos250 m para la Formación Los Monos (Starck,comun. pers., 1998). La edad devónica de lasFormaciones Pescado y Los Monos está dada porrestos de fauna marina (Jakúlica, 1951). Ottone(1996) postuló una edad devónica media a supe-rior para la Formación Los Monos en base al con-tenido de polen hallado.

C U A D R O E S T R A T IG R A F IC O G E N E R A L

E d a d re la tiv a E d a d

A b so lu ta G ru p o F o rm ac ió n

(u n id a d es lito - y c r on oestr a tig rá fia U n id a d es a lo estra tigrá fica s N iv e le s d e tob a

H o lo ce n o P le is to c en o .. ... ... .... ... ..... ....

1 ,6 M a

D ep ó s ito s a lu v ia les y flu v ia le s .. ... .. ... ... .... .. ... ... .... .. ... .... ... .. ... ... ... ... ... ...... ..

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T e rc ia rio S u b an d in o S u p e rio r

S im b o la r .. ... ... .... ... ..... .... ... ...... ... ... ........ ... .. . T e rc er C ic lo P ro g ra d an te

T e rc ia rio S u b an d in o M e d io

S eg u n d o C ic lo P ro gra d an te

P lio c en o M io ce n o

5 ,5 M a 1 2 M a

O rá n

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T e rc ia rio S u b an d in o In fe rio r

P rim er C ic lo P ro g rad a n te

2 d o .G ru p o d e T o b as B lan cas . 1 e r . G ru p o d e T o b a s B la n ca s . 4 to . G ru p o d e T o b a s G rises . 3 e r . G ru p o d e T o b a s G rises . 2 d o .G ru p o d e T o b as G rises . 1 e r . G ru p o d e T o b a s G rises

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T ra n q u ita s . .. ... ... .... ... ..... .... ... ...... ... ... ..... ... ... ... .... ... .. ...

T ra n q u ita s . .. ... ... .... ... ..... .... ... ...... ... ... ..... ... ... ..

Ju rás ico .. ... ... .... ... ..... ....

T ac u rú .. ... ... .... ... ....

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T riá s ico P é rm ic o In fe r io r .. ... ... .... ... ..... ....

2 5 0 M a

C u e v o .. ... ... .... ... ....

Ip a g u azú V itia cu a C ara p ar í C an g ap i .. ... ... .... ... ..... .... ... ...... ... ... ........ ... ... .... ... ..... .

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P é rm ic o In fe r io r

2 9 0 M a

M a n diy u tí .. ... ... .... ... ....

S an T e lm o L as P eñ a s .. ... ... .... ... ..... .... ... ...... ... ... ........ ... ... .... ... ..... .

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C arb o n ífe ro .. ... ... .... ... ..... ....

M a c ha re tí .. ... ... .... ... ....

T arija T u p a m b i .. ... ... .... ... ..... .... ... ...... ... ... ........ ... ... .... ... ..... .

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D ev ó n ic o

3 7 0 M a

L o s M o n o s P esc ad o

U n id ad C o rd il le ra n o

S u p e rse cu e n c ia A gu a ra g ü e S u p e rse cu e n c ia L as P av a s

L E Y E N D A .... D isc o rd a n c ia a n g u la r re g io n a l S u p e rfic ie d e in u n d a c ió n a lu v ia l L ím ite c ro n o - e s t ra tig rá fic o

Tartagal 9

3.2. CARBONÍFERO-PÉRMICO INFERIOR

3.2.1. GRUPO MACHARETÍ (4)

Mather (1922) definió el Grupo Machareti paraestratos aflorantes en Bolivia. En territorio de Ar-gentina comprende las Formaciones Tupambi,Itacuamí y Tarija, de más antigua a más moderna.En las Sierras Subandinas occidentales las Forma-ciones Tupambi, Itacuamí y Tarija, no puedendiscriminarse a escala 1:250.000 y están mapeadasen esta Hoja como Grupo Macharetí. Por similarrazón, en las Sierras Subandinas orientales, la For-mación Itacuami es mapeada junto con la Forma-ción Tupambi.

Estratos del Grupo Macharetí afloran en ambosflancos del anticlinal Pescado, en el bloque colgantede la falla Pintascaya-Desecho Chico, a lo largo delfrente estructural de la sierra de Tartagal y en lamargen izquierda del río Grande de Tarija.

3.2.1.1. Formación Tupambi (2; incluye laFormación Itacuamí)

Zunino (1944) definió las Areniscas del Tupambien base a estratos aflorantes en la sierra de Tartagal;Padula y Reyes (1958) introdujeron el nombre For-mación Tupambi. La Formación Itacuami remplazaa Formación T-2 de la literatura petrolera antigua.En el área de la Hoja, estratos de las FormacionesTupambi e Itacuamí han sido reconocidos en el per-fil del anticlinal Pescado y en las quebradas de Iquiray de Tuyunti, inmediatamente al oeste de Aguaray.Se accede a la quebrada de Iquira por camino veci-nal y a la de Tuyunti por la huella que conduce alsantuario de la Virgen de las Peñas, en ambos casosdesde Aguaray.

En el anticlinal Pescado, la base de la Forma-ción Tupambi muestra un conglomerado mediano de0,5 m de espesor. En su mayor parte, sin embargo,la Formación Tupambi está compuesta por areniscablanca, de grano mediano, con laminación horizontaly en artesa, en bancos gruesos, con escasasintercalaciones de diamictita maciza. El origen deestos depósitos está en debate. Schulz et al. (1999)interpretaron las areniscas como fluviales y lasdiamictitas como glaciales de ambiente continental.En esta Hoja, las areniscas de la Formación Tupambise consideran de ambiente litoral y las diamictitascomo glacimarinas. La Formación Itacuamí consis-te de pelita gris oscura de plataforma nerítica, queen partes incluye bancos de diamictita glacígena y

lentes de arenisca blanquecinas similares a las de laFormación Tupambi.

En las Sierras Subandinas occidentales, laFormación Tupambi mide unos 30 m de espesoren el anticlinal Pescado; en la sierra de Tartagalla base de la Formación Tupambi está cubierta yafloran 35 m en la quebrada Tuyunti (Marquez,1978). La base de la Formación Tupambi es unadiscordancia regional de ángulo bajo a modera-do que refleja el fallamiento asociado con laorogénesis Chánica y el labrado de paleovallesen depósitos del Devónico (Starck et al., 1993).La Formación Itacuamí, por su parte, apoya enconcordancia sobre la Formación Tupambi, yaflora con espesores de 10 m en el anticlinal Pes-cado y de 40 m en la quebrada de Tuyunti(Barbagallo, 1986). La edad Carbonífero superiorde las Formaciones Tupambi e Itacuamí está dadapor restos de polen (Salfity et al., 1987; di Pasquoy Azcuy, 1997).

3.2.1.2. Formación Tarija (3)

La Formación Tarija fue definida en Padula yReyes (1958) para depósitos diamictíticosaflorantes en Bolivia y Argentina. La localidad tipoestá sobre el río Tarija, aguas arriba de la desem-bocadura del río Itaú, en Bolivia. Estratos de laFormación Tarija afloran extensamente donde elrío Bermejo corta el flanco occidental del anticlinalPescado (por la estación de aforo de Balapuca) ylos bloques colgantes de las fallas del Pescado yPintascaya-Desecho Chico, y afloran puntualmen-te en las quebradas que cortan el flanco oriental dela sierra de Tartagal.

La Formación Tarija consiste predominante-mente en una diamictita gris oscura, con rodadosdispersos entre los que se destacan los de cuarcitay granitoide rojizo; la diamictita está afectada poruna deformación sinsedimentaria que ha obliteradola estratificación y es común encontrar en ella frag-mentos replegados de bancos de areniscasilicificada gris (López Gamundi, 1986). En el per-fil de Balapuca, del lado argentino, aflora un cuer-po de arenisca gris de grano grueso, de 20 m depotencia, inmerso en la diamictita. El origen glacialde la diamictita está evidenciado por los clastos ypavimentos estriados (Starck et al. , 1993). Loscuerpos de arenisca se atribuyen a abanicosproglaciales. Schulz et al. (1999) consideraron quela diamictita se acumuló en ambientes lacustres.En el tramo superior de la Formación Tarija, inter-


calados en la diamictita, se encuentran bancos dearenisca litoral litológicamente similares a los de laFormación Las Peñas (q.v). Estas intercalacionesindican que las litofacies Tarija y Las Peñas co-existieron.

El espesor de esta unidad alcanza 620 m en elperfil de Balapuca (Starck et al., 1993) y 320 m enla quebrada de Tuyunti (Barbagallo, 1986); la basese dispone en concordancia neta sobre capas de laFormación Itacuamí, y el techo es una discordanciaregional de bajo ángulo por encima de la cual se dis-ponen los depósitos de la Formación Las Peñas. Estadiscordancia se atribuye a una caida glacioeustática.La edad carbonífera superior (Westphaliano-Stephaniano) de esta formación está dada por sucontenido de polen (Salfity et al., 1987; di Pasquo yAzcuy, 1997).

3.2.2. GRUPO MANDIYUTÍ (7)

El Grupo Mandiyutí comprende las Formacio-nes Las Peñas, más antigua, y San Telmo, más jo-ven. Estratos de este grupo afloran, de oeste a este,en el núcleo del anticlinal Nogalito (ángulonoroccidental de la Hoja), en ambos limbos delanticlinal Pescado, en el bloque colgante de la fallaPintascaya-Desecho Chico, y en los núcleos de losanticlinales que forman las sierras de San Antonio yde Tartagal.

3.2.2.1. Formación Las Peñas (5)

La Formación Las Peñas fue definida por Padulay Reyes (1958) para estratos aflorantes y en subsuelode Argentina; esta unidad es equivalente de la For-mación Escarpment, en Bolivia. Estratos de esta uni-dad están bien expuestos donde el río Bermejo cortalos anticlinales Nogalito y Pescado y el bloque col-gante de la falla Desecho Chico, y en cortes de lasierra de Tartagal entre los ríos Caraparí y Tartagal.

La Formación Las Peñas consiste principalmen-te en una arenisca verde oliva y gris clara, de granogrueso y conglomerádica, dispuesta en bancos grue-sos que localmente muestran estratificación diagonal.En algunos sectores desarrolla un conglomerado basalde hasta 15 m de espesor. En el río Caraparí, en lamitad superior del perfil expuesto, los estratos mues-tran abundante deformación sinsedimentaria. En eltramo inferior del río Yacuy, se intercalan entre lasareniscas bancos gruesos de pelita (Marquez, 1978)y en la quebrada Zanja Honda, un banco de diamictitaarcillosa marca la base de la formación (Pereyra,

1964). Estos depósitos se acumularon en ambientesdeltaicos (Starck et al., 1993), fluviales (Schulz et al.,1999), y de abanicos costeros y litorales.

El espesor de esta formación es de aproximada-mente 400 m en el río Caraparí (Tapia, 1985) y de100 m en el anticlinal Pescado (Starck et al., 1993);en el bloque colgante de la falla Desecho Chico, sinembargo, el truncamiento erosivo de la FormaciónTranquitas ha dejado sólo una delgada lámina de laFormación Las Peñas. La base es una discordanciade bajo ángulo de origen glacioeustático sobre ca-pas de la Formación Tarija, y coincide con el desa-rrollo de paleovalles (Starck et al., 1993). El contac-to con la Formación San Telmo es concordante.

La edad Carbonífero superior de la FormaciónLas Peñas está basada en su contenido de polen(Salfity et al., 1987; di Pasquo y Azcuy, 1997).

3.2.2.2. Formación San Telmo (6)

La Formación San Telmo fue definida en Padulay Reyes (1958). La localidad tipo está sobre el ríoTarija, donde cruza la sierra del Candado, en Boli-via. En el área de la Hoja aflora escasamente en elanticlinal Pescado (no fue discriminada en el mapa),y con mayor extensión en las sierras de San Antonioy de Tartagal. Hay excelentes afloramientos en elrío Caraparí y sobre el camino de acceso al yaci-miento San Pedrito.

En el perfil del río Caraparí, la Formación SanTelmo ha sido dividida (Ahlfeld y Branisa, 1960; Tapia,1985) en los miembros Yaguaca (128 m de espe-sor), Chimeo (140 m de espesor) y Caiguamí (unos60 m de espesor), de más antiguo a más joven. Elmiembro Yaguaca consiste mayormente en pelitacastaña con intercalaciones de bancos de areniscade grano fino, en una sucesión granocreciente quepasa gradualmente al miembro Chimeo. Este miem-bro está compuesto por arenisca rojiza de granomediano y grueso con laminación horizontal yconvoluta, y por bancos de conglomerado organiza-dos en tres sucesiones estrato y granocrecientes contechos netos; la sucesión inferior se inicia con laspelitas del miembro Yaguaca. En esta memoria, cadauna de estas sucesiones se interpreta como el resul-tado de la progradación de un abanico costero. DelPapa y otros (1998), en cambio, interpretaron estosdepósitos como enteramente fluviales. El miembroCaiguamí, por su parte, consiste principalmente endiamictita vinculada a un nuevo englazamiento de laplataforma. La Formación San Telmo se dispone enconcordancia neta (una superficie de inundación)

Tartagal 11

sobre la Formación Las Peñas y el techo es unadiscordancia regional de bajo ángulo cubierta porcapas de los grupos Cuevo y Tacurú y de la Forma-ción Tranquitas. El espesor de la Formación SanTelmo es de 350 a 400 m en el perfil de Balapuca(Starck et al., 1993), en el río Caraparí (Tapia, 1985)y en la quebrada de Yacuy (Marquez, 1978). Estosdepósitos se asignan al Carbonífero superior-Pérmicoinferior, en base principalmente a su contenido depolen (Salfity y otros, 1987; di Pasquo y Azcuy, 1997).

3.3. PÉRMICO INFERIOR-TRIÁSICO SU-PERIOR

3.3.1. GRUPO CUEVO (8)

Schlatter y Nederloff (1966) definieron el Gru-po Cuevo, sobre la base de afloramientos en Bolivia,para abarcar las Formaciones Cangapi, Vitiacua eIpaguazú, de más antigua a más moderna. En la Sie-rras Subandinas orientales, la Formación Ipaguazúestá ausente y, entre las Formaciones Cangapi yVitiacua, se distingue la Formación Caraparí, la cualse incorpora en esta memoria al Grupo Cuevo. De-bido a que el espesor de algunas de estas formacio-nes no permite discriminarlas a escala 1:250.000, semapea el Grupo Cuevo indiferenciado, pero las for-maciones integrantes se describen separadamente.Estratos del Grupo Cuevo están expuestos en losanticlinales Nogalito y Pescado (230 m de espesorsobre el río Bermejo; Starck et al., 1993) y en losanticlinales Acambuco y del extremo septentrionalde la sierra de Tartagal (400 m de espesor en elperfil del río Caraparí; Tapia, 1985). Las unidadesdel Grupo Cuevo han sido biseladas de norte a surpor la discordancia en la base del Grupo Orán y hansido totalmente eliminadas en localidades cercanasal borde austral de la Hoja.

Formación Cangapi. Mauri y otros (1956) de-nominaron Formación Cangapi a estratos previamen-te designados como Areniscas Inferiores. La locali-dad tipo está en las Sierras Subandinas de Bolivia.Los dos tercios inferiores de esta formación consis-ten en estratos de arenisca gris, de grano fino ymediano, macizas o con laminación horizontal. Eltercio superior, por su parte, se caracteriza por unaarenisca castaña y naranja, de grano fino y media-no, dispuesta en bancos de varios metros de espe-sor, con estratificación diagonal de gran escala deorigen eólico. El espesor de esta formación alcanza130 m sobre el río Bermejo (Tomezzoli, 1996), 250

m en el río Caraparí y 120 m en la quebrada de Yacuy(Marquez, 1978). La base es una discordancia debajo ángulo sobre la cual se asientan los estratos dela Formación San Telmo. Su techo es una concor-dancia sobre la cual se dispone la Formación Caraparíen el río Caraparí y la Formación Vitiacua en otrasáreas. La edad de la Formación Cangapi es pérmicainferior (Tomezzoli, 1996).

Formación Caraparí. La Formación Caraparítiene su localidad tipo donde el río Caraparí sale dela sierra de Tartagal, 200 m aguas abajo del diqueItiyuro. Esta formación consiste de arenisca blan-quecina y roja, de grano mediano y grueso, en estra-tos medianos, con laminación horizontal y ondulitasde oleaje alternando con pelita roja maciza. Local-mente se intercalan nódulos de arenisca calcáreagris oscura. Estos depósitos se atribuyen a ambien-tes eólico, lacustre y de barreal. La FormaciónCaraparí se dispone en contacto neto sobre bancosde arenisca de la Formación Cangapi, y su techo estransicional a la Formación Vitiacua; su espesor esde 80 m en el río Caraparí (Marquez, 1978).

Formación Vitiacua. Mather (1922) definió laFormación Vitiacua para estratos calcáreos anterior-mente conocidos como Horizonte CalcáreoDolomítico (Bonarelli, 1913). La localidad tipo deesta unidad está en la sierra de San Antonio, inme-diatamente al este del río Grande de Tarija. Esta for-mación está compuesta por: (a) dolomía gris clara,en estratos delgados, finamente laminados, con grie-tas de desecación; (b) brecha calcáreaintraformacional; (c) arenisca gris, de grano media-no, con estratificación en artesa, y (d) escasasintercalaciones de pelita morada y verde, maciza. Elespesor de la Formación Vitiacua es de 32 m en elanticlinal Pescado (Tomezzoli, 1996) y de 15 m en elrío Caraparí (Marquez, 1978). La fauna hallada enestratos de la Formación Vitiacua en Bolivia sugiereal menos la existencia de una plataforma marinasomera donde alternaron épocas de mar abierto yrestringido (Márquez, 1978; L. Alvarez, 1999, com.pers.). Esta unidad se apoya en concordancia sobreestratos de la Formación Cangapi en las SierrasSubandinas occidentales, y sobre la FormaciónCaraparí en las Sierras Subandinas orientales; sutecho es una concordancia neta sobre la cual se dis-pone la Formación Ipaguazú. La edad de la Forma-ción Vitiacua abarca el lapso Pérmico medio-supe-rior a Triásico inferior (Tomezzoli, 1996; Sempere etal., 1992).


Formación Ipaguazú . La FormaciónIpaguazú fue definida por Padula y Reyes (1958)con localidad tipo en las Sierras Subandinas deBolivia. La Formación Ipaguazú consiste en unaarenisca castaña, de grano fino, con estratifica-ción en artesa, alternando con intercalaciones depelita y, localmente, con intercalaciones de yesoen el tramo basal. Estos depósitos representan unasedimentación en ambientes de barreal y fluvia-les distales. El espesor de esta unidad es de 80 men el anticlinal Pescado (Starck et al., 1993). Estaunidad se dispone en concordancia neta sobre laFormación Vitiacua, y el techo es una discordan-cia de bajo ángulo sobre la cual se asientan losestratos del Grupo Tacurú. La edad de la Forma-ción Ipaguazú es tr iásica media-superior(Tomezzoli, 1996).

3.4 JURÁSICO

3.4.1. GRUPO TACURÚ (9)

Padula y Reyes (1958) definieron el GrupoTacurú para rocas sedimentarias aflorantes enBolivia, donde comprende las FormacionesSurutú, Cajones y Bororigua, de más antigua amás joven. Los estratos del Grupo Tacurú queafloran en Argentina en los flancos occidentalesde los anticlinales Nogalito y Pescado, y en losflancos del anticlinal Acambuco, extremo sep-tentrional de la sierra de San Antonio, son equi-valentes de la Formación Bororigua (Reyes,1978).

Los afloramientos del Grupo Tacurú consis-ten en una arenisca castaña rojiza, de grano me-diano, con grietas de desecación, estratificaciónen artesa y estratificación diagonal de gran es-cala de origen eólico. Su base es una discordan-cia de bajo ángulo sobre la cual se disponen losestratos del Grupo Cuevo, y su techo es una dis-cordancia de bajo ángulo por encima de la cualse asientan los estratos de las Formaciones Gar-ganta y Tranquitas. El espesor del Grupo Tacurúes de 130 m en el anticlinal Pescado (Starck etal., 1993) acuñándose hacia el sur hasta desapa-recer por erosión cerca del límite austral de laHoja Tartagal (Starck et al. , 1993). Escasos res-tos de peces y de ostrácodos sugieren que elGrupo Tacurú tiene una edad jurásica o cretácicainferior; Tomezzoli (1996) lo asignó al Jurásicoen base a consideraciones regionales ypaleogeográficas.

3.5. MIOCENO-PLEISTOCENO INFERIOR

Bonarelli (1913) dividió el Cenozoico en tresunidades: Areniscas Superiores, Terciario Subandinoy Jujeño. Schlagintweit (1938) denominó FormaciónTranquitas a las Areniscas Superiores. Estudios pos-teriores demostraron que la unidad de AreniscasSuperiores comprende dos paquetes de estratosdiscordantes entre sí (Fuertes, 1972); el más antiguoestá constituido por depósitos de borde de cuencadel Grupo Salta y el más joven corresponde a la For-mación Tranquitas. En el área de la Hoja, depósitosatribuidos al Grupo Salta afloran localmente en lasierra de Tartagal, en la quebrada de Galarza (For-mación Tartagal; Vera, 1987), con una extensión queno permite su mapeo a escala 1:250.000. La Forma-ción Tranquitas, por el contrario, está extensamenterepresentada en la Hoja Tartagal. Mauri (1950) in-cluyó el Jujeño en el Terciario Subandino. Russo(1975) definió el Grupo Orán para referirse a la co-lumna sedimentaria discordante sobre capas del Gru-po Salta y más antiguas, la cual está cubierta en dis-cordancia por depósitos del Cuaternario. El GrupoChaco es sinónimo de Grupo Orán en Bolivia y en elsubsuelo de la llanura Chaqueña.

En esta memoria se emplea Grupo Orán segúnRusso (1975) y se redefine el Terciario Subandinode Mauri (1950) como Subgrupo Terciario Subandino(n.n.). Así, en el área de la Hoja, el Grupo Oráncomprende la Formación Tranquitas (y su equiva-lente la Formación Garganta) y el Subgrupo Tercia-rio Subandino. La Formación Tranquitas es equiva-lente a la Formación Candado (White, 1923) expuestaen el núcleo del anticlinal Aguas Blancas.

En el tramo austral de las Sierras Subandinas, enel sector sudeste de la provincia de Salta y noreste dela provincia de Tucumán, el Grupo Orán ha sido subdi-vidido de acuerdo a un esquema litoestratigráfico. Asíocurre que algunas de las unidades definidas, por ejemplolas Formaciones Guanaco y Piquete, son marcadamentediacrónicas y la equivalencia temporal con las unida-des del Grupo Orán en la Hoja Tartagal no es evidente.El cuadro de correlación adjunto resume las unidadeslito- y aloestratigráficas del Grupo Orán.

3.5.1 GRUPO ORÁN

El espesor del Grupo Orán varía entre 7,2 kmen el río Iruya, cerca del ángulo sudoccidental de laHoja Tartagal (Hernández et al., 1996), y 6,2 km enla estructura de la Porcelana, sector austral de lasierra de San Antonio (Mosquera, 1999).

Tartagal 13

3.5.1.1. Formación Tranquitas (10)

La Formación Tranquitas aflora extensamenteen la Hoja, en el flanco occidental del anticlinal Pes-cado, en los bloques colgante y yacente de la fallaPintascaya-Desecho Chico, en las culminacionesanticlinales de la sierra de San Antonio y en el flan-co occidental de la sierra de Tartagal. Excelentesexposiciones se encuentran en Bolivia, frente al puen-te de Aguas Blancas, en la quebrada de Galarza yen los cortes de camino de acceso al yacimientoRamos de Pluspetrol S.A. La Formación Tranquitases equiparable con las Formaciones Petaca y Yecuaen Bolivia (Reyes, 1978).

Zunino (1944) distinguió dos miembros en laFormación Tranquitas aflorante en la sierra deTartagal: Serie Gris Neta, más antiguo, y Serie Grisde Transición, más joven. La Serie Gris Neta princi-palmente comprende una arenisca amarillenta y cas-taña, calcárea, de grano fino y mediano, en estratosgruesos de hasta 10 m de potencia, separados pordelgadas intercalaciones de pelita gris oscura. LaSerie Gris de Transición, por su parte, comprendearenisca castaña y rojiza, de grano fino, en estratosgruesos (<2 m) y medianos, con intercalaciones depelita roja y verde, organizados en una sucesión es-trato- y granocreciente.

Esta subdivisión en dos miembros es válida parala mayor parte de los afloramientos de la FormaciónTranquitas en la Hoja Tartagal. En afloramientosubicados en el extremo sur de la sierra de Tartagal,sin embargo, se han distinguido cuatro miembros, asaber: Serie Abigarrada, Areniscas Calcáreas, Se-rie Polícroma y Serie Azulada, de más antiguo a másjoven. Esta subdivisión se basa principalmente encambios de color y no de litología.

En las Sierras Subandinas orientales, en la basede la Formación Tranquitas se distingue el Conglo-merado Galarza, una unidad definida con poca pre-cisión y marcadamente diacrónica, pero que indicaal perforista la base del Subgrupo TerciarioSubandino. En la localidad tipo en la quebrada deGalarza, el Conglomerado Galarza es una brechasedimentaria de unos 10 m de espesor, con rodadosde pedernal y escasos rodados de rocas delPaleozoico en una matriz de arenisca sabulíticacalcárea. En la sierra de San Antonio, yacimientoSan Pedrito, el Conglomerado Galarza es una are-nisca conglomerádica con rodados de pedernal. Lasbrechas del Conglomerado Galarza representan de-rrubio derivado de la Formación Vitiacua del GrupoCuevo. El resto de la secuencia de la Formación

Tranquitas corresponde a ambientes fluviales y debarreal.

El espesor de la Formación Tranquitas aumentade unos 500 m a la latitud de Aguaray hasta 750 m ala latitud de Coronel Cornejo, en la sierra de Tartagal(Pereyra, 1964). Su base es una discordancia regio-nal de bajo ángulo que bisela progresivamente, denorte a sur, estratos de los Grupos Cuevo y Mandiyutí.El Conglomerado Galarza apoya en discordanciasobre capas de la Formación Tartagal (homologadaal Grupo Salta; Vera, 1987) en la quebrada deGalarza, sobre estratos de la Formación San Telmoen la sierra de San Antonio y sobre estratos del Gru-po Cuevo en el subsuelo del yacimiento Madrejones(Reyes, 1978). El techo de la Formación Tranquitases una discordancia que coincide con una superficiede inundación y la separa del Subgrupo TerciarioSubandino. Arigós (1945) y Arigós y Vilela (1949)informaron la presencia de restos de reptiles y demamíferos del Mioceno-Plioceno en el Conglome-rado Galarza. La edad de las capas superiores de laFormación Tranquitas ha sido estimada en aproxi-madamente 16 Ma por magnetoestratigrafía(Hernández et al., 1996).

3.5.1.2. Formación Garganta (11)

Hacia el ángulo noroeste de la Hoja Tartagal, lascapas de la Formación Tranquitas pasan a estratoscorrelativos de la Formación Garganta; estos depósi-tos están bien expuestos en el anticlinal Pescado, so-bre el río Bermejo y el río Salado, en Bolivia. La For-mación Garganta consiste de arenisca rojiza, de gra-no fino, caracterizada por estratificación diagonal degran escala atribuida a una sedimentación eólica. Labase de la Formación Garganta es una discordanciaregional de bajo ángulo sobre depósitos de los GruposCuevo y Macharetí, y el techo es una concordancianeta sobre la cual apoyan los estratos del SubgrupoTerciario Subandino. El espesor de la Formación Gar-ganta es del orden de 500 m y su edad es Mioceno,por extrapolación de dataciones en bancos de la For-mación Tranquitas (q.v.).

3.5.2. SUBGRUPO TERCIARIOSUBANDINO (12; N.N.)

El Subgrupo Terciario Subandino ha sido subdi-vidido según dos esquemas estratigráficoscontrastantes. Inicialmente, Mauri (1950) lo subdi-vidió en Inferior (sin tobas) y Superior, con variosniveles de tobas blancas y grises. Posteriormente,


Russo (1975) agregó un término Medio, a expensasdel miembro Superior de Mauri (1950), quedando,entonces, un término Medio caracterizado por tobasgrises, y un término Superior caracterizado por tobasblancas y camadas de conglomerado. Dado que ladivisión se hizo sobre la base de niveles de tobas, setrata de unidades cronoestratigráficas.

La Comisión Geológica No. 6 de YacimientosPetrolíferos Fiscales S.E. adoptó para el SubgrupoTerciario Subandino de las Sierras Subandinas occi-dentales, la nomenclatura aloestratigráfica definidapor Vergani y Starck (1989) en el valle de Lerma:Megasecuencia Calchaquense, más antigua,Megasecuencia Araucanense y MegasecuenciaJujeño, más joven. Esta nomenclatura no es reco-mendable por dos motivos. El primero es que sugie-re una equivalencia cronoestratigráfica que no exis-te con las áreas tipo del Calchaquense, Araucanensey Jujeño en el sur de la provincia de Salta (Reynoldset al., 1997) y el segundo motivo es que la termina-ción “ense” es propia de unidadescronoestratigráficas. La nomenclatura de la Comi-sión Geológica No. 6 introdujo, además, las siguien-tes unidades menores, de más antigua a más joven:Primer Ciclo Progradante, Segundo CicloProgradante, Estratos de La Maroma, Tercer CicloProgradante, Cuarto Ciclo Progradante y Estratosdel Simbolar (cf. Hernández et al., 1996). Reciente-mente Hernández y Reynolds (1995), efectuaron unarevisión del mapeo de la Comisión Geológica No. 6de Yacimientos Petrolíferos Fiscales, y simplifica-ron la nomenclatura del Terciario Subandino a Pri-mer, Segundo y Tercer Ciclos Progradantes y For-mación El Simbolar. El uso de una nomenclaturaaloestratigráfica es de larga data en las SierrasSubandinas septentrionales, ya que Russo (1975)definió el Grupo Orán en base a discordancias decarácter regional. Cada Ciclo Progradante es unasucesión groseramente estrato- y granocreciente quepasa de pelita y arenisca fina en la base a areniscamediana y localmente conglomerádica en el techo, yestá limitado por superficies de inundación aluvial.

Los estratos del Subgrupo Terciario Subandinoaflorante en las Sierras Subandinas occidentales fue-ron mapeados empleando la nomenclaturaaloestratigráfica de Hernández y Reynolds (1995).En contraste, los depósitos del Subgrupo TerciarioSubandino aflorante en las Sierras Subandinas orien-tales han sido mapeados de dos maneras: en la sie-rra de San Antonio se emplea la subdivisióncronoestratigráfica en Inferior, Medio y Superior,mientras que en la sierra de Tartagal se los ha

mapeado en forma indiferenciada. El uso de estosdiferentes esquemas de nomenclatura estratigráficarespeta la imposición de la costumbre y se adecua ala información cartográfica disponible.

SIERRAS SUBANDINAS OCCIDENTALES

3.5.2.1. Primer Ciclo Progradante (13)

Estratos del Primer Ciclo Progradante afloranen el bloque colgante de la falla Pintascaya-Dese-cho Chico y en ambos flancos del amplio sinclinalinmediatamente al este de esta falla. Los depósitosde este ciclo conforman una sucesión granocrecienteque se inicia con pelita rojiza de barreal y culminacon estratos de arenisca de origen fluvial. La edadde este ciclo, por magnetoestratigrafía, está com-prendida aproximadamente entre 16 y 11,9 Ma, lap-so que corresponde al Mioceno Medio (Hernándezy Reynolds, 1995; Aramayo Flores y Alonso, 1997).La sedimentación de estos depósitos ocurrió en unacuenca de antepaís, al este del frente de deforma-ción.

La base y el techo del Primer CicloProgradante son superficies de inundación netasque lo separan de la Formación Tranquitas, pordebajo, y del Segundo Ciclo Progradante, por enci-ma. La edad del techo es de aproximadamente 12Ma (cf. Aramayo Flores y Alonso, 1997). El espe-sor de este ciclo es de 500 m en el río Iruya(Hernández et al., 1996).

3.5.2.2. Segundo Ciclo Progradante (14)

Estratos del Segundo Ciclo Progradanteafloran en el bloque colgante de la fallaPintascaya-Desecho Chico, en ambos flancos delamplio sinclinal inmediatamente al este de estafalla, y en el flanco oriental del anticlinal de AguasBlancas. Los depósitos de este ciclo conformanuna sucesión granocreciente que se inicia conpelita rojiza de barreal y culmina con estratos dearenisca de origen fluvial. La edad de este cicloestá comprendida aproximadamente entre 11,9 y5,5 Ma (Mioceno Medio y Superior), en base amagnetoestratigrafía (Hernández y Reynolds,1995; Aramayo Flores y Alonso, 1997). El tramosuperior del Segundo Ciclo Progradante incluyelos Estratos de La Maroma, depósitos fluviales deríos moderadamente caudalosos y con restos depaleoflora, lo cual sugiere un clima relativamentehúmedo. Un importante nivel guía, un banco de

Tartagal 15

toba granatífera datado en 8,6 Ma (Viramonte etal., 1994; Hernández y Reynolds, 1995; AramayoFlores y Alonso, 1997) se intercala en el terciosuperior del Segundo Ciclo Progradante. La sedi-mentación de estos depósitos tuvo lugar en unacuenca de antepaís y acompañó el avance del fren-te de deformación y el desarrollo del anticlinalPescado.

La base y el techo del Segundo CicloProgradante son superficies de inundación netas quelo separan del Primer Ciclo Progradante, por deba-jo, y del Tercer Ciclo Progradante, por encima. Laedad del techo es de aproximadamente 4 Ma (cf.Aramayo Flores y Alonso, 1997). El espesor de esteciclo es de 500 m en el río Iruya (Hernández et al.,1996).

3.5.2.3. Tercer Ciclo Progradante (15)

Estratos del Tercer Ciclo Progradanteafloran adosados a la falla del Pescado y en elnúcleo del sinclinal inmediatamente al este de lafalla Pintascaya-Desecho Chico. Los depósitosde este ciclo conforman una sucesióngranocreciente que se inicia con pelita rojiza debarreal y culmina con estratos de arenisca y are-nisca conglomerádica y escasos bancos de con-glomerado de origen fluvial. Los clastos de gra-va provienen de estratos del Precámbrico yPaleozoico inferior. La edad de este ciclo estácomprendida aproximadamente entre 5,5 y 1,6Ma, en base a magnetoestratigrafía (Hernándezy Reynolds, 1995). La acumulación de estos de-pósitos acompañó el plegamiento de las SierrasSubandinas; por ello se les denomina “estratossincrecimiento”.

La base del Tercer Ciclo Progradante es unasuperficie de inundación neta que lo separan delSegundo Ciclo Progradante y su techo es una dis-cordancia regional de bajo ángulo que lo separa dela Formación El Simbolar. El espesor de este cicloes de unos 2 km (Hernández et al., 1996).

3.5.2.4. Formación El Simbolar (16)

La Formación El Simbolar se refiere a depósi-tos previamente denominados Estratos del Simbolary Formación Simbolar (cf. Hernández et al., 1996;Aramayo y Alonso, 1997). La Formación ElSimbolar consiste predominantemente en estratospotentes de conglomerado de grano grueso, acumu-lados en abanicos aluviales, aflorantes al sudeste del

anticlinal Pescado, entre las fallas Pescado y N28E.El espesor de esta formación alcanza 400 m(Hernández et al., 1996); su base es, en parte, unadiscordancia regional de bajo ángulo y, en parte, lafalla N28E. Su techo es una discordancia regionalde ángulo bajo a moderado por encima de la cual sedisponen las capas del Pleistoceno superior-Holoceno. Su edad está comprendida aproximada-mente entre 1,6 y 0,25 Ma, en base amagnetoestratigrafía (Hernández y Reynolds, 1995).Los abanicos aluviales ocuparon la depresión resul-tante del plegamiento de los anticlinales Pescado yPintascaya.

Mosquera (1999) empleó el nombre informal“formación El Simbolar” para referirse a depósi-tos en las Sierras Subandinas orientales acumula-dos en depresiones formadas por la estructuraciónde las sierras de San Antonio y Aguarague. Estosestratos se acumularon en cuencas diferentes yseparadas de la cuenca de la Formación ElSimbolar.

SIERRAS SUBANDINAS ORIENTALES

En la mayor parte del área de las SierrasSubandinas orientales los estratos del Subgrupo Ter-ciario Subandino afloran escasamente bajo una cu-bierta de depósitos del Cuaternario, y no ha sidoposible distinguir unidades menores en esa potentesecuencia. Excepcionalmente, en las serranías deCampo Durán y en el extremo sur de la sierra deSan Antonio, existe información cartográfica paradividir el Subgrupo Terciario Subandino en Inferior,Medio y Superior. La litología dominante en los tresmiembros es arenisca beige, de grano fino y me-diano, en estratos medianos y gruesos, alternandocon pelita rojiza y con intercalaciones de tobas. Losbancos de arenisca son mayormente macizos ysuelen tener techos y bases irregulares. Estos de-pósitos en su mayor parte corresponden a ríos efí-meros.

3.5.2.5. Terciario Subandino Inferior (17)

Esta unidad consiste en bancos alternantes dearenisca beige, de grano fino, y pelita rojiza, en es-tratos medianos y gruesos. La base es una superfi-cie de inundación regional que la separa de la For-mación Tranquitas y el techo se ubica en la basedel 1er. Grupo de Tobas Grises (Hernández yReynolds, 1995). El espesor de este miembro es de1,5 a 2 km.


3.5.2.6. Terciario Subandino Medio (18)

Esta unidad consiste en bancos alternantes dearenisca beige, de grano fino, y pelita rojiza, en es-tratos medianos y gruesos. La base se ubica en labase del 1er. Grupo de Tobas Grises; su techo estáentre el 3er. y 4to. Grupo de Tobas Grises (Hernándezy Reynolds, 1995). El espesor de este miembro esde 1,5 a 2,2 km.

3.5.2.7. Terciario Subandino Superior (19)

Esta unidad consiste en bancos alternantes dearenisca beige, de grano fino, y pelita rojiza, en es-tratos medianos y gruesos; en general el tamaño degrano de los depósitos es mayor que en las dos divi-siones anteriores y localmente incluye bancos deconglomerado (por ejemplo, en el tramo inferior dela quebrada de Galarza). La base se ubica entre el3er. y 4to. Grupo de Tobas Grises (Hernández yReynolds, 1995; Aramayo Flores y Alonso, 1997).El espesor de este miembro es de 1,5 a 2 km.

3.6. PLEISTOCENO SUPERIOR-HOLOCENO

Bajo este epígrafe se describen los depósitos delPleistoceno superior y Holoceno dispuestos en dis-cordancia de bajo y alto ángulo sobre capas del Gru-po Orán. La edad máxima de la base de esta unidades aproximadamente de 0,25 Ma, basado enmagnetoestratigrafía (Hernández y Reynolds, 1995).Las unidades definidas para el Pleistoceno superior-Holoceno se basan principalmente en criteriosgeomorfológicos. En algunos sitios, cañadones na-turales y calicatas artificiales permiten obtener in-formación estratigráfica para los 5 a 10 m superio-res del relleno cuaternario de la cuenca de antepaís,y en otros, pozos de agua y pruebas preliminares desísmica de reflexión han permitido estudiar laestratigrafía hasta profundidades de varias decenasde metros.

3.6.1. DEPÓSITOS INDIFERENCIADOS(20)

Esta división comprende principalmente elregolito que cubre gran parte de las áreas bajas inter-e intraserranas. El espesor del regolito localmentesupera los 5 m y puede sostener suelos. Los princi-pales tipos de suelo son (Nadir y Chafatinos, 1990):a) Gleysoles en las planicies fluviales, b) Planosoles

en terrazas y conos detríticos antiguos sobre la mar-gen del río Tarija y c) Phaeozem en vallesintermontanos. Por otra parte, se incluyen en estadivisión depósitos de conos de deyección y de aba-nicos aluviales cuya extensión areal no permite elmapeo a la escala 1:250.000.

3.6.2. DEPÓSITOS DE PIE DE MONTE(21)

Esta unidad agrupa los depósitos de abanicosaluviales coalescentes al pie de la sierra de Tartagaly de la sierra de Campo Durán. El transporte dedetrito es de noroeste a sudeste. La faja de estepiedemonte es angosta en el valle estructural quesepara las sierras de Campo Durán y de Tartagal, yse ensancha hacia el sur. Cortes profundos como enZanja Honda exponen depósitos fluviales aterrazadosen estratos de arena gravosa y grava gruesa queforman unidades de 3 a 5 m de potencia. El espesorde los depósitos de piedemonte cerca del pie de sie-rra (zona de máxima flexión del antepaís andino) seestima en 140 m en base a un pozo de agua cerca deGral. Ballivian. El borde noroccidental y occidentalde esta unidad es neto contra afloramientos delSubgrupo Terciario Subandino en la sierra de Cam-po Durán. Suelos de tipo Luvisol crómico se desa-rrollan sobre los depósitos del pie de monte (Nadir yChafatinos, 1994).

3.6.3. DEPÓSITOS DE ABANICOSALUVIALES ANTIGUOS DELCARAPARÍ-ITIYURO (22)

Esta unidad agrupa los depósitos de un granabanico aluvial con ápice donde el río Caraparísale de la sierra de Campo Durán y que se ex-tiende hacia el este y sudeste, hasta más allá delborde oriental de la Hoja. Los depósitos superfi-ciales consisten en arena y limo que en partesestán retrabajados y redistribuidos por el vientoformando médanos bajos. En imagen satelital seobservan numerosos paleocauces distribuidoresque derivan en bañados y están separados porinterfluvios. Depósitos de esta unidad recubrenel tramo distal de la unidad 21 (Depósitos de piede monte). En su margen septentrional esta uni-dad linda con la unidad 21 y con un abanico aluvialcon ápice en Bolivia (Depósitos de abanicosaluviales del Norte, unidad 25). Suelos del tipoVertisol y Xerosol se desarrollan en el ámbito deesta unidad.

Tartagal 17

3.6.4. DEPÓSITOS DE ABANICOSALUVIALES MODERNOS DELCARAPARÍ-ITIYURO (23)

Esta unidad agrupa los depósitos arenosos deun gran abanico aluvial con ápice donde el ríoCaraparí sale de la sierra de Campo Durán y que seextiende hacia el sudeste y sur, hasta el borde orien-tal de la Hoja. Suelos comunes en esta región sonlos Luvisoles, Vertisoles y Xerosoles (Nadir yChafatinos, 1994). En imagen satelital se observannumerosos paleocauces y el cauce actual delCaraparí-Itiyuro, cuyas aguas actualmente seinsumen hacia la mitad de su recorrido. Hacia el suresta unidad linda con los Depósitos de abanicosaluviales del Bermejo (unidad 24); el contacto netoy la localización de cuerpos de agua sobre el con-tacto, en la desembocadura de los cursos activos delItiyuro, sugieren contemporaneidad y probableinterdigitación de estos dos sistemas. Hacia el oesteesta unidad linda con los depósitos de piedemontecon un contacto difuso que sugiere interdigitación.El límite occidental de esta unidad está marcado porel bañado El Tacuruzal.

3.6.5. DEPÓSITOS DE ABANICOSALUVIALES DEL BERMEJO (24)

Esta unidad agrupa los depósitos más antiguosdel abanico aluvial del Bermejo, representado porpaleocauces orientados de oeste-sudoeste a este-noreste que se extienden más allá del borde orien-tal de la Hoja. El ápice de este abanico, donde elrío Bermejo actual sale de la sierra de Tartagal, asícomo los depósitos más modernos de este abanico,se encuentran fuera de los límites de la HojaTartagal. Los cauces abandonados son de sinuosi-dad baja a moderada; los meandros pueden alber-gar madrejones luego de la temporada de lluvias.Registros de pozos de agua y pruebas de sísmicade reflexión de poca profundidad indican queaproximadamente un 90 % del espesor de este de-pósito consiste de arena fina y mediana bien selec-cionada, y el 10 % restante en niveles de gravilla yarena con gravilla y de delgados bancos de arcillay limo. En superficie, el retrabajo eólico ha dadolugar a la formación de médanos libres y de acu-mulaciones de arena a la sombra de arbustos. A lolargo del borde septentrional de esta unidad, en lacañada La Colorada, se forman numerososmadrejones en paleocauces meandriformes, enlos cuales se acumula fango.

3.6.6. DEPÓSITOS DE ABANICOSALUVIALES DEL NORTE (25)

Esta división agrupa los depósitos distales de unabanico aluvial con ápice en Bolivia. Numerosospaleocauces distribuidores corren de noroeste a su-deste, entrando en la Argentina, y luego viran al estepara finalmente desaparecer en un bañado situadoen el ángulo nororiental de la Hoja Tartagal. Estospaleocauces están rellenos con arena fina y fango.El límite meridional de esta unidad aproximadamen-te coincide con la quebrada Zanja Honda.

3.6.7. DEPÓSITOS DE CAUCES FLUVIA-LES ACTIVOS (26)

Esta división incluye la grava, arena y escasofango que rellenan los cauces de los ríos actualmen-te activos de acuerdo a una escala temporal de dé-cadas, así como los depósitos en meandros actual-mente inactivos pero inmediatamente adyacentes aotros activos. Este caso es particularmente impor-tante en el río Bermejo. También se agrupan en estaunidad los depósitos aterrazados en los valles de losríos Bermejo, Pescado y Caraparí, compuestos porgrava y arena. En esta Hoja se mapeó la unidad 26sólo para los ríos Pescado y Bermejo dado el detalleque ofrece la planimetría del IGM. La imagen satelitalpermite mapear esta unidad para, por ejemplo, losríos Seco y Caraparí. Además, el curso actual delrío Bermejo está muy desplazado respecto de la car-tografía IGM.

4. TECTÓNICA

La Hoja abarca dos áreas de marcado con-traste estructural , como son las SierrasSubandinas y la llanura Chaqueña. En la llanuraChaqueña la potente pila sedimentaria delProterozoico superior al Cuaternario muestra unadeformación que varía de suave, en las capasmás antiguas, a nula, en el Cuaternario. Las Sie-rras Subandinas, por el contrario forman partede la faja plegada y corrida del orógeno andino,y en ellas la deformación es fuerte y compleja.Las estructuras de primer orden son pliegues yfallas inversas con vergencia hacia el este y rum-bo NNE-SSO. A continuación se describen, deoeste a este, las principales estructuras (Figura2); la información ha sido tomada en gran partede Robbiano y Vistalli (1976) y de Aramayo Flo-res (1999).


Anticlinal Nogalito. Es un pliegue con núcleoen estratos del Grupo Mandiyutí, expuesto parcial-mente en el rincón noroccidental de la Hoja; su ejebuza hacia el noreste y tiene cierre en Bolivia. Elanticlinal está cortado oblicuamente por la falla in-versa India Muerta que suprimió gran parte del flan-co oriental.

Anticlinal Pescado. Es un amplio pliegue leve-mente volcado hacia el este, con núcleo en en estra-tos del Devónico; su flanco oriental está truncadopor la falla de Pescado.

Falla de Pescado. Corrimiento de envergadu-ra regional. En el bloque colgante, de norte a sur,bisela progresivamente estratos del Terciario, delPérmico inferior-Triásico superior y del Paleozoicosuperior, y los superpone a capas de la Formación ElSimbolar y del Tercer Ciclo Progradante expuestasen el bloque basal.

Falla N28E. Falla inversa con vergencia haciael oeste, de corto rechazo, que en parte sigue la basede la Formación El Simbolar y la separa del TercerCiclo Progradante.

Falla Pintascaya-Desecho Chico. Corri-miento de traza ondulada con vergencia hacia eleste. En su tramo septentrional, esta falla super-pone capas del Paleozoico superior a capas de laFormación Tranquitas, en el flanco occidental delsinclinal del Remanso. En su tramo austral super-pone bancos de la Formación Tranquitas sobreestratos del Tercer Ciclo Progradante. En el blo-que colgante, esta falla corta estratigráficamentehacia arriba capas de los Grupos Macharetí yMandiyutí hasta alojarse en la FormaciónTranquitas.

Sinclinal del Remanso. Pliegue de extensiónregional con buzamiento suave hacia el NNE, con-formado en superficie enteramente por bancos delGrupo Orán. La falla Pintascaya-Desecho Chicobisela de norte a sur el flanco occidental de estesinclinal.

Anticlinal Aguas Blancas. Pliegue amplio connúcleo en capas de la Formación Tranquitas. Estepliegue tiene corta extensión en la Hoja pues estátruncado en el sur por la falla El Carpintero; hacia elnorte entra en Bolivia. Su flanco oriental está corta-do por la falla Bermejo.

Anticlinales Chango Norte-Ramos, SanPedrito y Acambuco. Culminacionesbraquianticlinales de un tren estructural que confor-ma la sierra de San Antonio y que tiene hundimientoseptentrional en Bolivia y austral cerca del borde aus-tral de la Hoja Tartagal, donde se desarrolla la estruc-tura de La Porcelana. La conexión entre las estructu-ras de Acambuco y San Pedrito se caracterizan poruna fuerte deflexión hacia el este que ha sido atribui-da a un control por falla OSO-ESE en el basamento.

Anticlinal Yaguani. Pliegue situado al este delanticlinal Chango Norte-Ramos y separado de aquelpor el sinclinal Yaguani. El flanco oriental del anticlinalYaguani está cortado por la falla Río Seco.

Falla Río Seco. Corrimiento de extensión re-gional desarrollado fuera de secuencia hace 2-1,5millones de años (Mosquera, 1999).

Falla Las Lagunas. Corrimiento antitético dealivio de esfuerzo.

Anticlinales Aguaragüe y Yacuy Norte. Cul-minaciones braquianticlinales que conforman el trenestructural de la sierra de Tartagal o de Aguaragüe.Ambas estructuras son marcadamente asimétricasy tienen sus flancos orientales truncados por la fallainversa Aguaragüe. El extremo meridional de estepliegue muestra una fuerte deflexión hacia el oesteatribuido a la influencia de fallas del Rift Cretácico(Mosquera, 1999).

Falla Aguaragüe. Corrimiento que se extien-de de norte a sur desde Bolivia hasta casi el bordeaustral de la Hoja Tartagal. Está expuesto en super-ficie al norte de la latitud de Tartagal y, en su tramoseptentrional, al este del anticlinal Yacuy Norte; traea la superficie capas de la Formacion Tupambi y lassobrepone al Cuaternario pedemontano. Al sur de lalatitud de Tartagal este corrimiento pasa a ser unacuña estructural limitada por un nivel de despegueen el Silúrico y otro superior en la base del SubgrupoSanta Bárbara (Mosquera, 1999).

Anticlinal de Campo Durán-Madrejones. con-formado en superficie por las capas más jóvenes delSubgrupo Terciario Subandino.

Falla de Campo Durán. En profundidad, estecorrimiento conforma una cuña estructural con unnivel de despegue inferior en el Silúrico y otro supe-rior en la Formación Los Monos (Mosquera, 1999).

Tartagal 19

La estructuración del área correspondiente a laHoja Tartagal es el resultado de cinco principalesepisodios de deformación tectónica, los cuales estánregistrados como discordancias regionales en losafloramientos. Estos episodios tuvieron lugar en: (a)el Devónico tardío-Carbonífero temprano; (b) elPérmico temprano-Triásico inferior; (c) el Triásico-Jurásico; (d) el Paleógeno y (e) el Neógeno. Lasdiscordancias asociadas con los primeros cuatroepisodios son todas de bajo ángulo, como se apreciaclaramente en el anticlinal Pescado, donde las ca-pas del Devónico al Terciario inferior están aproxi-madamente paralelas. Las discordancias reflejanmovimientos epeirogénicos y de bloques fallados.

La estructuración de las Sierras Subandinas estávinculada principalmente al acortamiento asociadoal ascenso de los Andes, en el Neógeno. La defor-mación del Neógeno involucra al basamentopaleozoico. En general, los planos de las fallas in-versas tienen inclinaciones fuertes en superficie yse aplanan en profundidad hacia el oeste, haciéndo-se paralelos a la estratificación, y coalescen en pla-nos de despegue regionales, subhorizontales, aloja-dos en pelitas del Silúrico y del Devónico. Los plie-gues son asimétricos, con el flanco occidental tendi-do y el flanco oriental más empinado. Los anticlinalesson apretados y los sinclinales son abiertos. Se pue-den distinguir tres niveles estructurales según la res-puesta a los esfuerzos compresivos (Mombrú yAramayo Flores, 1986). El nivel más profundo estáconformado por un paquete macizo de bancos dearenisca del Devónico, el cual resistió a la compre-sión plegándose suavemente. El nivel central corres-ponde a pelitas del Devónico y es el que absorbió lacompresión con un comportamiento dúctil. El nivelsuperior, comprende estratos del Paleozoico supe-rior a Terciario que se deformaron en pliegues apre-tados y concéntricos.

Mombrú y Aramayo Flores (1986) postularonque el estilo de plegamiento en la sierra de Tartagalse desvía del patrón general en zonas donde el espe-sor del nivel dúctil es muy potente. En esas zonaslos pliegues adoptan una geometría en cajón, conambos flancos empinados y hasta rebatidos. Elanticlinal de Aguaragüe, en la sierra de Tartagal, tie-ne este estilo. Los perfiles estructurales que acom-pañan el mapa fueron elaborados en base a variasfuentes. El tramo A-A´, está basado en Mingramm(1982) para la estructura profunda y fue ajustado ala cartografía geológica de superficie. Los tramosB-B´ y C-C´ están principalmente basados en laslíneas sísmicas en Mosquera (1999).

5. GEOMORFOLOGÍA

La geomorfología del área cubierta por la HojaTartagal está caracterizada por el contraste entrelas Sierras Subandinas, en el oeste, y la amplia llanu-ra Chaco-Salteña, en el este (Igarzábal, 1991). Elnexo entre estas dos regiones es una angosta franjade piedemonte al pie de las sierras de Tartagal y deCampo Durán (Figura 3).

Ambiente serrano

El relieve de las Sierras Subandinas, con cordo-nes paralelos separados por amplios vallessubsecuentes, guarda estrecha relación con la es-tructura geológica generada por la orogénesis andina:las cumbres coinciden con las crestas de anticlinalesy los valles con sinclinales o con sectores deprimi-dos ubicados al pie de la serranías levantadas porcorrimientos.

El ambiente serrano en su mayor parte está cu-bierto por un denso tapiz vegetal que lo protege deuna incisión por el escurrimiento superficial. Por otraparte, el clima húmedo tropical y la condición friablede las areniscas del Subgrupo Terciario Subandino,que cubre gran parte del área, favorecen lameteorización química y el desarrollo de un potenteregolito que en faldeos de fuerte pendiente es pro-penso a ser removido por deslizamientos, reptacióny flujos densos.

Los deslizamientos aportan importantes volúme-nes de detrito a los cauces fluviales y colmatan lacapacidad de transporte de sedimento de los ríos.La mayor parte de los deslizamientos observados enla región son de origen natural; las intensas precipi-taciones estivales ocurridas en años recientes hanfavorecido estos fenómenos. Los deslizamientosgenerados por la desestabilización de laderas comoconsecuencia del emplazamiento de caminos u otrasobras de infraestructura realizadas para distintasactividades extractivas de la zona, son subordina-dos. Son numerosas las cicatrices de deslizamientosen los faldeos de los cordones montañosos de estazona. En algunos casos, una vez producido el desli-zamiento, el sector afectado es colonizado por nue-vas especies vegetales, lográndose un cierto gradode estabilización. En sectores de menor pendiente lareptación del suelo puede ser importante. Losdeslizamientos ocurren en todo el ambiente serranopero son particularmente comunes en el tramo de lasierra de Tartagal entre las quebradas del río Tartagaly de Galarza, donde afloran estratos de la Forma-


ción Tranquitas (Vistalli y Gómez, 1985).En el ambiente serrano, la red hidrográfica se

caracteriza por afluentes de corto recorrido que con-fluyen en los colectores principales. Un ejemplo deeste diseño es el río Seco, que corre entre las sierrasde San Antonio y de Tartagal, y desagua hacia el suren la cuenca del río Bermejo. Por otra parte, la sie-rra de Tartagal está cortada por el curso anteceden-te del río Caraparí, que desagua hacia el este.

Ambiente de pie de monte

El ambiente de pie de monte es el resultado dela coalescencia de conos de deyección y aluviales.En la Hoja Tartagal, este ambiente se desarrolla en(a) la cuenca interserrana de los valles de los ríosBermejo y Tarija, sobre el límite con Bolivia, entrelas sierras Subandinas occidentales y la sierra deSan Antonio, (b) en la cuenca interserrana del ríoSeco inferior, entre la sierra de San Antonio y lasierra de Tartagal, y (c) en la región extraserrana alo largo del flanco oriental de la sierra de Tartagal.En las cuencas interserranas el ambiente de pie demonte es arealmente restringido, principalmente con-formado por conos de deyección que descienden alos colectores troncales. El ambiente de pie de mon-te oriental, por su parte, es el resultado de lacoalescencia de abanicos aluviales y conos de de-yección alimentados por numerosos cursos de aguaefímeros que descienden por el flanco oriental de lasierra de Tartagal.

En las cuencas interserranas, el ambiente de piede monte ha sido solo levemente modificado por laacción del hombre. El oriental, en cambio, ha sidofuertemente modificado por la acción antrópica enlos últimos años, como consecuencia de la amplia-ción de las áreas de cultivos, acompañada de des-montes y la ocupación de terrenos en zonas másaltas. La mayoría de los cursos fluviales que cruzanel pie de monte han sufrido importantes reajustes ensus radios hidráulicos. El río Tartagal y el arroyoGalarza, por ejemplo, durante muchos años tuvieronuna sección transversal reducida, acorde al caudalque normalmente escurría por la misma; en añosrecientes, sin embargo, sus caudales seincrementaron significativamente, lo cual condujo alcrecimiento de la sección transversal de los caucesy su profundización. Estos cambios obligaron a rea-lizar inversiones significativas en obras de protec-ción con la finalidad de estabilizar sus cauces. En elcaso del río Tartagal que cruza la ciudad de Tartagal,el tramo que pasa por el área urbanizada fue prote-

gido con losetas de hormigón para evitar que el ríocontinuara con la profundización y el ensanchamientodel cauce, ya que ello puso en peligro a muchas vi-viendas y diferentes obras de infraestructura.

El tramo inferior del río Tartagal fue canalizadoy controlado con otro sistema diferente al previa-mente señalado. Para evitar que el agua continuaracon la profundización del cauce, se construyeronmuros longitudinales en ambas márgenes conjunta-mente con azudes complementarios para el controlde fondo del cauce. Estas obras se realizaron congaviones industrializados (malla hexagonal doble tor-sión), lo cual permitió proteger un amplio sector delcauce con un resultado apropiado mediante una obrade bajo costo y de bajo impacto ambiental, debido aque en la actualidad está totalmente cubierta de ve-getación. En contraposición, el sector protegido conlosetas de hormigón tuvo serios problemas en dife-rentes oportunidades, lo que dio lugar a reparacio-nes costosas y no permitió como en el caso anteriorque se desarrollara la vegetación.

El arroyo Galarza, por su parte, corre paralelo ala ruta nacional número 34 en su tramo inferior. Envarias oportunidades, durante crecidas, la ruta fuelocalmente erosionada. Para protegerla se constru-yeron muros laterales y saltos disipadores congaviones industrializados para evitar que la erosiónretrocedente continuara con la profundización dellecho.

Ambiente de llanura

El sector oriental de la Hoja Tartagal abarcaparte de la llanura Chaco-Salteña, una subdivisiónlocal de la llanura Chaco-Pampeana. La llanuraChaco-Salteña es, en rigor, una planicie de muy bajogradiente que llega hasta las cercanías del río Paraná,formada por la coalescencia de los extensos abani-cos aluviales del Caraparí-Itiyuro, Pilcomayo y Ber-mejo. En la llanura Chaco-Salteña el factor más im-portante es la actividad fluvial, a la que sigue la ac-ción antrópica evidenciada en diferentes formas ycon distintas intensidades, pero en todos los casosocasionando profundas modificaciones al relieve yambiente. Estos cursos con nacientes en diferentessectores de las serranías del oeste desembocan enla planicie oriental, luego de un cierto recorrido porla misma, el que varía de acuerdo con los caudalesdisponibles.

En el área de estudio alcanza significativa im-portancia el tramo final del río Caraparí o Itiyuro alformar un extenso cono aluvial con una serie de bra-

Tartagal 21

zos abandonados los cuales evidencian una migra-ción del cauce a lo largo de los años. En el terrenose observan canales no funcionales, en algunos ca-sos cubiertos en forma parcial por nueva vegeta-ción, lo cual demuestra la carencia de actividad flu-vial. Normalmente el río Caraparí pierde su caudalpor infiltración en un sector donde resulta fácil deli-mitar el cauce actual, que contrasta con los restan-tes brazos abandonados o bien con aquellos canalesque ocasionalmente llevan agua durante los años demayores lluvias. Del análisis de las imágenessatelitarias disponibles, se puede observar que el ríoCaraparí ocasionalmente alcanza con sus aguas alsector donde el río Bermejo tiene influencia desde elpunto de vista fluvial y, por ende, morfogenético. Losrestantes cursos de agua que provienen de las se-rranías del oeste se pierden en la zona boscosa for-mando, en algunos casos, conos aluviales de mate-rial de grano fino.

El factor antrópico en el ambiente de llanuraconstituye un elemento morfogenético muy impor-tante, ya que es el motor de una degradación siste-mática y acelerada del relieve y de los recursos na-turales ligados al suelo, lo cual da lugar a un procesocreciente de desertización. La sistemática extrac-ción de madera sin reforestación, los incendios fo-restales, la apertura de picadas y caminos, los des-montes y abandonos de campos, el sobrepastoreo,son algunos de los factores antrópicos que contribu-yen a la pérdida continua de suelos y a ladesertización. Las picadas, los caminos vecinales yciertos límites de áreas de cultivo ejercen un controllocal sobre el drenaje superficial, favoreciendo elencauzamiento en direcciones preferenciales.

6. HISTORIA GEOLÓGICA

Los estratos más antiguos aflorantes son delDevónico y se acumularon en una plataforma conti-nental marina adosada al cratón sudamericano. Losmicrofósiles indican ambientes de sedimentación dealtas paleolatitudes que se extendieron a través deSudamérica central hasta el África septentrional(Ottone, 1996). A fines del Devónico y principiosdel Carbonífero, la compresión asociada con laorogénesis Chánica produjo el fallamiento en blo-ques del sustrato Devónico y un generalizado as-censo que dio lugar a la emersión y erosión subaéreade esos depósitos. En el Carbonífero temprano, elmar transgredió nuevamente la región de la HojaTartagal. Esta inundación ocurrió en tiempos de la

glaciación continental que ocupó grandes áreas enlos actuales Andes Centrales. El mar permitió elbalsaje por témpanos de detrito glacígeno y lasubsidencia posterior a la orogénesis Chánica per-mitió su preservación como depósitos de plataformanerítica (Grupo Macharetí). Estas condiciones, conavances y retrocesos de las calotas glaciarias, per-sistieron hasta el Pérmico (Grupo Mandiyutí). Unaregresión glacioeustática dio lugar a la discordanciaque separa los Grupos Macharetí y Mandiyutí.

La segunda deformación significativa ocurrió enel Pérmico temprano, y está reflejada por la discor-dancia en la base del Grupo Cuevo. El bajo ángulode la discordancia indica que se debió a un ascensoepeirogénico que condujo a la emersión regional. Lascondiciones ambientales fueron predominantemen-te continentales y de clima árido y semiárido, a juz-gar por el extenso desarrollo de campos de médanos(Formación Cangapi) y de barreales (FormaciónIpaguazú). No obstante, una ingresión marina cercadel límite Pérmico-Triásico permitió el depósito delas calizas de la Formación Vitiacua. Otro evento deascenso epeirogénico habría ocurrido entre elTriásico y el Jurásico, el cual habría dado lugar a ladiscordancia de bajo ángulo en la base del GrupoTacurú, cuyos depósitos reflejan el desarrollo decampos de médanos.

La tercera deformación tuvo lugar en elPaleógeno tardío-Neógeno temprano y está refleja-da en la discordancia de bajo ángulo en la base de laFormación Tranquitas. La discordancia refleja unmovimiento epeirogénico con alabeo hacia el norte.Esta etapa de la evolución geológica se asocia conel inicio de la cuenca de antepaís andino, cuando elcratón sudamericano fue flexionado por la cargalitostática de la Puna, primero, y de la CordilleraOriental, más tarde, en el Mioceno temprano y me-dio. El ascenso de la Cordillera Oriental correspon-de aproximadamente con la fase diastróficaQuechua. El área de la Hoja estaba al este del fren-te de corrimiento, enteramente en la cuenca deantepaís. Esta época corresponde a la sedimenta-ción del Primer Ciclo Progradante y parte del Se-gundo Ciclo Progradante. Para el Mioceno tardío(alrededor de 8 Ma) el frente de deformación ocupóel área de la Hoja. La sedimentación del tramo su-perior del Segundo Ciclo Progradante y del TercerCiclo Progradante es contemporánea con el desa-rrollo inicial de las estructuras anticlinales de Nogalitoy Pescado, y la estructuración de la falla dePintascaya-Desecho Chico. Los depósitos de estosciclos se conocen como “estratos sincrecimiento”


(Hernández et al., 1996). Los estratos acumuladosen la cuenca de antepaís fueron progresivamenteincorporados en la faja plegada y corrida, al tiempoque el eje de la cuenca migraba hacia el este. Haciafines del Terciario la tasa de acortamiento disminu-yó y los depósitos de la Formación El Simbolar relle-naron la depresión al este del anticlinal Pescado.

El acortamiento continuó durante el Cuaternariotardío pero el sistema sedimentario que originó losdepósitos del Subgrupo Terciario Subandino dejó deestar activo. Ríos antecedentes cortaron las estruc-turas anticlinales y los bloques de falla elevados, yconos de deyección cubrieron los faldeos de estasmismas estructuras.

La evolución geológica del área correspondien-te a la Hoja Tartagal se resume en los dos cuadrosadjuntos.

7. RECURSOS MINERALES

La actividad económica del área correspondien-te a la Hoja Tartagal está vinculada a los mineralesindustriales, petróleo y gas (Figura 5).

7.1. YACIMIENTOS DE MINERALES IN-DUSTRIALES

La explotación legal de calizas y áridos se re-monta a las décadas del 50´ y 60´. Las canterasde caliza están en la Formación Vitiacua, de edadtriásica, y se nuclearon en el entorno del actualDique Itiyuro. La producción de cal era para con-sumo local. Como consecuencia de la construc-ción del mencionado dique, muchas de ellas que-daron aisladas o inundadas por las aguas del em-balse, y suspendieron la producción. Después detreinta años algunas de las mismas canteras fue-ron nuevamente denunciadas (Cantera La Espe-ranza) pero en la actualidad no existe ningunaexplotación.

La extracción legal de áridos inicialmente senucleó en la zona del Río Carapary, si bien la mayorparte de los ríos y arroyos que cruzan el piedemonteson potenciales fuentes de áridos. Ha habido unaexplotación ininterrumpida que alcanza para abaste-cer parcialmente el mercado local, con una venta enbruto del material rocoso. El marco minero legal deesta actividad se estableció recién en la década delos 80´. En la actualidad existen varias canteras deáridos denunciadas y activas, tanto en la zona del ríoCaraparí (Canteras Carapary, Carapary I, Aguay)como en el sector sudoccidental de la hoja, en el río

Pescado. Existen varias explotaciones ilegales en lasproximidades de los principales centros urbanos a lolargo de la ruta nacional 34, como por ejemplo enTartagal y Ballivian, y algunas explotaciones en te-rrenos privados.

Hay depósitos de arcilla en niveles delCuaternario. A la fecha la explotación de arcillas esmayormente clandestina, y se nuclea en torno a laspoblaciones más importantes. Su aprovechamientose limita a la fabricación de ladrillos. Un recurso coninteresantes perspectivas futuras es un depósito desulfato y carbonato de sodio que ha sido denunciadoen el año 1998. Este depósito corresponde a la MinaCampo Blanco, ubicada en las proximidades del pa-raje Tobantirenda, y aún no se encuentra en explo-tación. La figura 4 muestra la distribución de losdepósitos de arcilla, áridos y calizas de la FormaciónVitiacua.

7.2. PETRÓLEO Y GAS.

La explotación de hidrocarburos es la actividadeconómica de mayor importancia. La actividad pe-trolera en esta región se inició en 1906, cuando D.Francisco Tobar perforó cinco pozos en la quebradade Galarza, sierra de Tartagal, y descubrió el yaci-miento que bautizó “República Argentina”. En 1924,Yacimientos Petrolíferos Fiscales S.E. compró losderechos de la mina y la rebautizó “Vespucio”. Añosmás tarde, Yacimientos Petrolíferos Fiscales S.E.descubrió los yacimientos Tranquitas y Río Pesca-do. Todos los yacimientos mencionados produjeronimportantes volúmenes de hidrocarburos, y algunosde ellos se encuentran actualmente en operación.En la década del 20´, la Standard Oil Company des-cubrió los yacimientos San Pedro, Ramos, Lomitas,Aguas Blancas y Cerro Tartagal. Los volúmenes dehidrocarburos recuperados en esos primeros añosde actividad permitieron la construcción de dos refi-nerías, una ubicada en Campamento Vespucio (Ya-cimientos Petrolíferos Fiscales) y otra en ManuelElordi (SOC).

En 1957 se descubrió el primer yacimiento degas y condensado de la Argentina, yacimiento Cam-po Durán, al que le siguió el de Madrejones. La pues-ta en producción de estas dos grandes trampas es-tructurales condujo a la construcción de la refineríade Campo Durán y del gasoducto que une ese com-plejo industrial con el centro del país y Buenos Ai-res, así como la del poliducto paralelo.

A fines de 1970, Yacimientos Petrolíferos Fisca-les S.E. realizó una serie de perforaciones en la

HOJA TARTAGAL SINTESIS DE LA EVOLUCION GEOLOGICA

EDAD UNIDAD/ HIATO

ACONTECIMIENTO SEDIMENTACION/ TECTONICA EROSION

Depósitos aluviales

Erosión del relieve actual. Sedimentación post-crecimiento de pliegues.

Neotectónica y diseño del relieve actual.

Grupo Orán Sedimentación sin-crecimiento de pliegues. Abanicos aluviales, ríos y barreales ocupan la peneplanicie.

Pliegues, y fallas asociadas, de Pescado, Aguarague y otros. Avance del frente de plegamiento. Cuenca de antepaís andino y cuencas de piggy-back asociadas.

hiato Erosión de una peneplanicie. Elevación epeirogénica regional y alabeo.

Grupo Tacurú Campos de médanos. Subsidencia lenta (?).

hiato Elevación epeirogénica regional. Grupo Cuevo

Domina sedimentación continental, eólica y de barreal; posible ingresión marina con la Formación Vitiacua.

Subsidencia lenta (?).

hiato Plegamiento y elevación orogénica regional.

Grupo Mandiyutí Grupo Macharetí

Inundación marina de la plataforma intracontinental y prolongado englazamiento de la cuenca.

Subsidencia normal. Subsidencia rápida.

hiato Elevación epeirogénica con fallamiento en bloques.

Inundación marina de la plataforma pericratónica.

Subsidencia normal.

Cuaternario Plioceno Mioceno Jurásico Triásico Pérmico Carbonífero Devónico

Unidad Cordillerano


Subcuenca Lomas de Olmedo. Ellas condujeron aldescubrimiento de un nuevo nivel productor en la For-mación Yacoraite, de edad cretácica. Este yacimien-to aportó nuevos volúmenes de petróleos de mayordensidad a los conocidos hasta la fecha, similar al queproviene de los yacimientos Martinez del Tineo, PuestoGuardián, Vinalar Norte y Puesto Climaco, todos ellosfuera de la Hoja Tartagal, al sur del Río Bermejo.Para la misma época, Yacimientos Petrolíferos Fis-cales S.E. comenzó una exploración profunda en lassierras de San Antonio, Itaú y Tartagal y descubriógas y condensado de los yacimientos Ramos,Aguaragüe, Yacuy y Tranquitas, en reservorios de edaddevónica. Los últimos descubrimientos de relevanciaen la exploración hidrocarburífera se concretaron lue-go de la privatización de la Cuenca Noroeste; entreellos están los yacimientos Aguaragüe Profundo, SanPedrito, Ñacatimbay, Porcelana, Campo Durán So-mero y Chango Norte.

La figura 4 muestra la distribución de los cam-pos petroleros en el área de la Hoja Tartagal.

Cuencas petroleras del NOA.

El subsuelo de la Hoja Tartagal abarca rocasreservorio y generadoras de hidrocarburos de eda-des diversas. Ello es debido a que esta región hasido un persistente depocentro durante gran partedel Fanerozoico, con una acumulación de más de 10km de espesor de sedimentos, alojados en cuencasparcialmente superpuestas, a saber, las cuencasDevónica, Carbonífera, Cretácica y Terciaria. To-das estas cuencas tienen áreas productivas en elámbito geográfico de las Sierras Subandinas.

Cuenca Devónica

El límite occidental de la Cuenca Devónica co-incide con el frente externo de la Cordillera Orien-tal, mientras que hacia el este se extiende por elantepaís andino. En 1976, una etapa exploratoria conel objetivo de investigar horizontes devónicos pro-fundos condujo al descubrimiento de los yacimien-tos de Ramos y Aguaragüe, productivos de las For-maciones Los Monos, Santa Rosa, Kirusillas y Ra-mos. La Formación Santa Rosa fue alcanzada a pro-fundidades que varían entre 2800 y 4000 mbbp yproduce caudales importantes de condensado y gas.

Roca madre. Pelítas grises oscuras de la For-mación Los Monos son las rocas generadoras másimportantes de la Cuenca Devónica. Su carácteroleogenético ha sido confirmado por estudios

geoquímicos realizados en los anticlinales de Ramosy Aguaragüe; se caracterizan por generar hidrocar-buros livianos debido a su maduración a grandes pro-fundidades. Por su parte, pelitas en la FormaciónKirusillas (Silúrico) habría generado únicamente gas,según los análisis realizados en el yacimiento Ra-mos. En los sinclinales, la pesada carga litostáticade los depósitos del Terciario ha hecho que las pelitasse quemen o entren en la ventana de gas (Mingramm,1982).

Roca reservorio. Las rocas del Silúrico-Devónico con características de reservorio son lasareniscas cuarcíticas de las Formaciones Santa Rosay Ramos, cuya permeabilidad es consecuencia defisuración en posiciones crestales de los pliegues.Este es el caso de los yacimientos Ramos,Aguaragüe y Aguas Blancas.

Trampas. Las trampas son de tipo estructural,desarrolladas en el Oligoceno.

Cuenca Carbonífera

La Cuenca Carbonífera está limitada hacia eloeste por el frente de fallas que eleva la CordilleraOriental y se extiende hacia el noreste por el subsuelode la llanura Chaqueña. La tarea exploratoria entre1926 y 1930 condujo al descubrimiento de los yaci-mientos de Lomitas, Aguas Blancas, Vespucio yTranquitas. Más tarde, entre 1951 y 1962, la explo-ración a profundidades mayores condujo al descu-brimiento de los yacimientos Campo Durán,Madrejones, Icua, Jollín y Tonono, en las SierrasSubandinas Orientales y llanura Chaqueña.

Roca madre. La generación de hidrocarburosprincipalmente se debe a intervalos pelíticos y pelitasbituminosas en las Formaciones Itacuamí, Tupambiy San Telmo.

Roca reservorio. Las areniscas de las Forma-ciones Tupambí, Tarija y Las Peñas poseen buenaporosidad primaria, y son los principales reservorios.Se extrae petróleo de niveles poco profundos, entre500 y 1000 mbbp, y condensados a profundidadesentre 2700 y 4050 mbbp.

Trampas. Las mismas pelitas generadoras, y lasdiamictitas de la Formación Tarija, actúan de sello.El entrampamiento es en general estructural. Losanticlinales son elongados y guardan una direcciónsur-suroeste a nor-noreste, en actitud coincidente conel rumbo de los cordones serranos. Conviene desta-car que el carácter del entrampamiento estructural serepite en profundidad para láminas corridas sucesi-vas. Si bien hay desplazamientos variables entre las

Cuadro 1: RESUMEN DE INDICIOS Y OCURRENCIAS MINERALES

Nº INDICIO

SUSTANCIA NOMBRE LOCALIDAD HOJA 1:100.000

LITOLOGIA UNIDAD CARTOGRAFICA

EDAD MINERALOGIA LABORES MINERAS

1 áridos Juan 1 Río Pescado 22º 58´26´´ 64º21´19´´ 2363-13 áridos 27 Cenozoico cantera

2 áridos Cumi Río Pescado 22º56´53´´ 64º22´30´´ 2363-13 áridos 27 Cenozoico cantera

3 áridos Carapary Río Carapary 22º06´13´´ 63º41´54´´ 2363-2 áridos 27 Cenozoico cantera

4 áridos Carapary I Río Carapary 22º06´46´´ 63º42´12´´ 2363-2 áridos 27 Cenozoico cantera

5 áridos Aguay qda. Aguay 22º18´´57´´ 63º44´29´´ 2363-2 áridos 27 Cenozoico cantera

6 sulfato C. Blanco Tobantirenda 22º09´45´´ 63º42´47´´ 2363-8 evaporita 8 Cenozoico Thenardita manual

7 petról.,gas Ñacatimbay Aguaray 22º17´36´´ 63º41´37´´ 2363-2 arenisca 7 Pz.sup perforaciones

8 petról.,gas C. Durán C. Durán 22º10´09´´ 63º38´40´´ 2363-2 arenisca 4 Pz.sup perforaciones

9 petról.,gas Madrejones Prof. S. 22º01´45´´ 63º37´21´´ 2363-2 arenisca 4 Pz.sup perforaciones

10 petról.,gas Ipaguazú Mazza 22º02´01´´ 63º32´38´´ 2363-2 arenisca 4 Pz.sup perforaciones

11 petról.,gas Jollín Jollín 22º06´46´´ 63º16´28´´ 2363-9 arenisca 4 Pz.sup perforaciones

12 petról.,gas Tonono Tonono 22º16´15´´ 63º18´48´´ 2363-3 arenisca 4 Pz.sup perforaciones

13 petról.,gas Balbuena Balbuena 22º48´49´´ 63º01´42´´ 2363-9 diamictita 4 Pz.sup perforaciones

14 petról.,gas Río Pescado Río Pescado 22º55´48´´ 64º26´06´´ 2363-13 arenisca 4 Pz.sup-Dv perforaciones

15 petról.,gas Ch. Norte Sa. Alto Río Seco

22º57´43´´ 64º10´43´´ 2363-7 arenisca 4 Pz.sup-Dv perforaciones

16 petról.,gas L.Porcelana Sa. Alto Río Seco


17 petról.,gas Ramos Sa. Alto Río Seco


18 petról.,gas Aguaragüe Sa. Alto Río Seco


19 petról.,gas Tranquitas C. Vespucio-Gral.Mosconi

22º39´00´´ 63º52´16´´ 2363-8 arenisca 4 -10 Pz.sup-Dv perforaciones

20 petról.,gas Lomitas Tartagal 22º35´41´´ 63º51´28´´ 2363-8 arenisca 4 -7 Pz.sup-Dv perforaciones

21 petról.,gas Cuchara Co. S. Pedro 22º30´08´´ 63º51´10´´ 2363-8 arenisca k Pz.sup-Dv perforaciones

22 petról.,gas S. Pedrito Acambuco 22º21´03´´ 63º59´55´´ 2363-1 arenisca 4 Pz.sup-Dv perforaciones

23 petról.,gas Acambuco C. Macueta 22º13´32´´ 63º56´45´´ 2363-1 arenisca 4 Pz.sup-Dv perforaciones

24 petról.,gas Macueta qda. Yacuy 22º01´44´´ 63º53´51´´ 2363-8 arenisca 4 Pz.sup-Dv perforaciones

COORDENADASX Y


crestas anticlinales profundas y las superficiales, guar-dan en general una relación vertical que se traduceen la presencia de yacimientos superpuestos. A nivelindividual, cada alineación constituye un tren de es-tructuras anticlinales separadas por sillas, a conse-cuencia de las inflexiones del eje regional. A ello serelacionan las distintas trampas. Los yacimientos deCampo Durán-Madrejones, Ramos y Acambuco sonimportantes productores.

Cuenca Cretácica

La Cuenca Cretácica se extiende sobre granparte de las provincias de Salta, Jujuy, Tucumán yFormosa. En ella se reconocen varios depocentroso subcuencas: Alemanía, Metán, Tres Cruces y Lo-mas de Olmedo, separadas por altos internos y um-brales que paulatinamente fueron perdiendo influen-cia hasta quedar totalmente soterrados. Lasubcuenca Lomas de Olmedo entra parcialmente enel sector suroriental de la Hoja Tartagal. El sectoroccidental de la cuenca se caracteriza por estarmayormente aflorado, mientras que el orientalsubyace a los sedimentos Terciarios postpaleocenos,encontrándose mejor preservados desde el punto devista petrolero.

Roca madre. El principal horizonte productorde hidrocarburos está en arcilitas y carbonatos debaja energía de la Formación Yacoraite. Las eda-des de generación y expulsión de los hidrocarburosposiblemente varíen considerablemente entre lasdistintas áreas, ya que la cuenca presenta historiasde subsidencia diferenciadas, gradientesgeotérmicos variables y una evolución tectónicaposterior a la sedimentación, muy compleja y dis-tinta.

Roca reservorio. Los reservorios son arenis-cas con porosidad intergranular, calizas fisuradasy calizas oolíticas. Otros niveles reservorios exis-ten en arcilitas calcáreas fisuradas de la Forma-ción Maíz Gordo y en vulcanitas andesíticas deedad cretácica superior. Ciertos intervalos de lasareniscas de la Formación Lecho son excelentesreservorios.

Trampas. Los yacimientos descubiertos obe-decen a distintos tipos de entrampamientos tantoestructurales, como combinaciones de éstos contrampas sedimentarias, (yacimientos Caimancito,Martínez del Tineo, Puesto Guardián, El Vinalar,todos ellos fuera de la hoja), anticlinales fisurados,hemianticlinales, espolones; todos los casos men-cionados están relacionados con el ambiente del

Chaco Salteño. El factor estratigráfico delentrampamiento está dado en algunos casos porlenticularidad en arenas, en otros por diagénesisdiferencial y, en otros, por disolución en carbo-natos. La estratigrafía del Grupo Salta, salvo enlas áreas proximales, contienen niveles pelíticosque actúan como sellos efectivos. No obstante,dado el medio sedimentario lacustre que carac-terizó a la Formación Yacoraite, ésta posee sec-ciones de arcilitas y carbonatos impermeables,interdigitados con los reservorios confiriendo unbuen sello. La Formación Olmedo suprayacenteofrece un buen sello por la presencia de arcilitasy evaporitas.

La Cuenca Cretácica no ha dado aun yacimien-tos productivos en el área de la Hoja Tartagal. Elúnico lugar donde se atravesó a la FormaciónYacoraite y que constituye un horizonte productivoes un hallazgo reciente y corresponde al yacimientoChango Norte.

EXPLORACIÓN Y PRODUCCIÓN

La actividad exploratoria y de desarrollo duran-te fines de la década del 90´ ha sido muy importantetanto en la corrida de líneas sísmicas, como en laperforación de pozos en vista a confirmar y/o am-pliar las reservas hidrocarburíferas. Los pozos Cam-po Durán 15, 38, 41 y 45 fueron intervenidos paraevaluar el potencial hidrocarburífero de niveles so-meros (Formaciones San Telmo y Las Peñas), quese comportaran como productivos a partir del des-cubrimiento de los pozos Ñacatimbay x-1001 y Cam-po Durán Sur x-1001. Anteriormente los menciona-dos pozos producían de las Formaciones Tarija yTupambí, y en la actualidad aportan un nuevo yaci-miento que permitió incrementar notablemente lasreservas.

8. SITIOS DE INTERÉS GEOLÓGICO

Se proponen tres Sitios de Interés Geológico (verdetalles de ubicación y descripción en el Repositoriodel SEGEMAR):

1) Los Grupos Mandiyutí y Cuevo en el ríoCaraparí. Extremo septentrional de la sierra deTartagal. Este sitio se destaca por los excelentesafloramientos a lo largo del río Caraparí, y contieneel perfil tipo de la Formación Caraparí. Entre el puentesobre el rio Caraparí y el dique Itiyuro, el perfil ex-pone el tramo superior de la Formación Las Peñas yuna completa exposición de las Formaciones San

Tartagal 27

Telmo y Caraparí. Sobre el camino y al oeste deldique Itiyuro aflora la Formación Vitiacua.

2) Perfil del Grupo Macharetí en la quebradade Iquira. Sierra de Tartagal, inmediatamente aloeste de Aguaray. Los afloramientos están res-tringidos a la quebrada del arroyo Iquira, y el per-fil expone las Formaciones Tupambi, Itacuamí yTarija. Este sitio se destaca por ser uno de los es-casos lugares donde afloran las Formaciones

Tupambi e Itacuamí en las Sierras Subandinasorientales.

3) El Conglomerado Galarza en la quebrada deGalarza. Sierra de Tartagal, inmediatamente al oestede Campamento Vespucio. Excepcional afloramien-to de la Formación Tranquitas en la quebrada deGalarza y sobre el camino. Este sitio se destaca pormostrar el mejor afloramiento del ConglomeradoGalarza.


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AGRADECIMIENTOS:

Se agradece a Mateo Turic y Roberto Campillo (YPF S.A.), a Eduardo Carrara y Fernando AramayoFlores (Tecpetrol S.A.) y Eduardo Pezzi y Daniel Starck (Pan American Energy) por haber gentilmentefacilitado la cartografía geológica de base para el mapeo de las Sierras Subandinas en la Hoja Tartagal. Seagradece a F. Aramayo Flores y R.M. Hernández por la lectura crítica de esta Memoria. Se agradece a D.Starck por las estimulantes conversaciones frente a los afloramientos. Se agradece a Julio Arias (Secreta-ría de Minería, Industria y Recursos Energéticos de la Provincia de Salta) por el material utilizado en elcapítulo Geología Económica.

hoja geológica 2363-i tartagal

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