la estructura de la faja corrida y plegada de …

123Revista de la Asociación Geológica Argentina 65 (1): 123 - 139 (2009)

INTRODUCCIÓN

La faja corrida y plegada de Malargüe(Kozlowski et al. 1993) es un cinturónorogénico de piel gruesa desarrollado du-rante la orogenia andina en el sudoeste dela provincia de Mendoza. Esta faja de de-formación cenozoica representa a la pro-

vincia geológica Cordillera Principal y jun-to con la Cordillera Frontal (Fig. 1a) con-forman los Andes del sur mendocino, as-cendidos como resultado de la interac-ción entre las placas de Nazca y Suda-mericana. Las tareas de campo llevadas acabo en el presente trabajo se realizaronen la región cordillerana del río Diaman-

te, ubicada unos 100 kilómetros al oestede la ciudad de San Rafael y aproximada-mente 90 kilómetros al norte de la locali-dad de Malargüe, en la provincia de Men-doza (Fig. 1b). La zona de estudio se ex-tiende en sentido latitudinal desde el ríoNegro hasta el arroyo La Manga y desdelas nacientes del arroyo Tordillo hasta

LA ESTRUCTURA DE LA FAJA CORRIDA Y PLEGADA DE MALARGÜE EN LA ZONA DEL RÍO DIAMANTE (34º30'-34º50' L.S.) Y SU RELACIÓN CON LA CORDILLERAFRONTAL, PROVINCIA DE MENDOZA

Martín M. TURIENZO

CONICET-INGEOSUR, Universidad Nacional del Sur, Bahía Blanca. E-mail: [email protected]

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

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

ABSTRACT: The structure of the Malargüe fold-and-thrust belt at the Rio Diamante area (34º30'-34º50' S.L.) and its relationship with the Cor-dillera Frontal, Mendoza province. The Malargüe fold-and-thrust belt is a thick-skinned one developed mainly in Miocene-Pliocenetimes during the Andean orogeny, in Mendoza province. Based on detailed field mapping, seismic and well information, threebalanced structural cross-sections were made resulting an average shortening of 14, 2 km (24%) for basement and cover rocks.Regionally, two basement uplifts occur surrounding a central region where thin-skinned deformation prevails. At the west,three large basement wedges are observed related to thrust faults developed during Andean compression which propagatedinto the sedimentary cover (along the gypsum of Tábanos and Auquilco Formations). This suggests a close spatial and tem-poral relationship between basement and cover deformation. In the thin-skinned region, the abundance of shales and salt ho-rizons at the western sector promoted folding while the more competent units placed at the eastern zone are deformed intoduplex and imbricate thrusts (Mesón and Sosneado thrusts). In the eastern region, lack of detachment levels in the cover rocksmade difficult the development of basement wedges and instead important backthrusting occurred. Further compression pro-pagates the Carrizalito fault upwards overthrusting pre-Jurassic rocks on Tertiary synorogenic sediments in the north and cen-tral areas, while in the southern area basement structures remain in the subsurface.

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

cercanías del paso La Jaula en sentidolongitudinal. El relevamiento detalladoefectuado en esta región de los Andespermitió el reconocimiento de todas lasunidades aflorantes, incluyendo rocas debasamento pre-jurásico que conformanel extremo austral de la Cordillera Fron-tal, sedimentos Jurásico-Cretácicos querellenaron el sector sur-mendocino de laCuenca Neuquina y rocas sedimentariase ígneas cenozoicas principalmente de-positadas en asociación con el levanta-miento andino. La geología de la región,particularmente la estratigrafía, ha sidoobjeto de numerosos estudios entre losque se destacan los trabajos de Gerth(1931), Groeber (1947), Yrigoyen (1953),Volkheimer (1978) y Sruoga et al. (2000).En cuanto a la estructura y evolución tec-tónica en la región del río Diamante,existen diversas contribuciones realizadastanto en el ámbito de la industria petrole-ra (Kozlowski 1984, Kozlowski et al. 1989,1993, Baldi et al. 1984, Bogetti y Aguerre1993, Cazau 1993, Manceda y Figueroa1995) como académico (Nullo et al. 1987,Nullo y Stephens 1993, Baldauf et al.1992, Baldauf 1997, Combina et al. 1993,Combina 1996, Ramos 2002, Combina yNullo 2005, Broens y Pereira 2005, Giam-biagi et al. 2005, Kim et al. 2005, Turienzoy Dimieri 2005 a, b, c, 2006, 2008, Tu-rienzo et al. 2006, Turienzo 2008, Fuentesy Ramos 2008). Una mención especialmerecen las observaciones realizadas porel geólogo alemán Enrique Gerth entrelos años 1910 y 1913, publicadas reciénen 1931, en la zona entre el río Grande yel río Diamante al sur de Mendoza. En lamencionada contribución, Gerth (1931)analiza y describe con gran claridad yprofundidad el comportamiento tectóni-co y estructural de la región. Dicho autorinterpretó la progresión de la deforma-ción hacia el antepaís y reconoció la im-portancia de los principales eventos dias-tróficos en base a discordancias observa-das en los estratos sinorogénicos tercia-rios. Destacó la vergencia hacia el este delas estructuras principales aunque reco-noció, según sus propias palabras, "plega-miento hacia atrás de vez en cuando". Resaltó

la importancia del fallamiento y la com-plejidad del plegamiento, dada por lainteracción entre estructuras de basa-mento a las que llamó de primer orden, pri-marias o de "hondura" y aquellas de segundoorden o secundarias, desarrolladas en la cu-bierta sedimentaria principalmente de-lante y/o entre las anteriores. Este estiloestructural que relaciona la deformacióndel basamento y la cubierta, descriptofielmente por Gerth a comienzos del si-glo XX, fue posteriormente reafirmadopor estudios detallados (algunos susten-tados con información de subsuelo) endiversos sitios de la Cordillera Neuquina

(Kozlowski et al. 1996) y la CordilleraPrincipal Mendocina (Dimieri 1992,Manceda et al. 1992, Kozlowski et al.1993, Rojas y Radic 2002, Turienzo yDimieri 2005c, Turienzo 2008) e inclu-yendo esta contribución.En el presente trabajo se puso particularénfasis en el mapeo de las estructurastectónicas presentes en la zona de estu-dio, tanto las que afectan al basamentocomo a la cubierta sedimentaria, a fin deobtener un riguroso control de los plie-gues y fallas allí presentes. Esta informa-ción geológica de superficie junto con losdatos de subsuelo existentes, líneas sísmi-

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

cas 2D y perforaciones, permitieron laconfección de tres secciones estructura-les balanceadas en base a las cuales se cal-cularon los respectivos acortamientostectónicos. El objetivo de esta contribu-ción es describir las principales estructu-ras que tienen lugar en este sector de lafaja corrida y plegada de Malargüe y pre-sentar una interpretación, viable desde elpunto de vista geométrico, que ilustre es-tilo estructural que caracteriza a este seg-mento andino. Se analizan las diferenciasentre las estructuras desarrolladas en elsector occidental respecto al oriental enfunción de los cambios litológicos obser-vados en las rocas sedimentarias meso-zoicas. Finalmente, la disposición tridi-mensional de las secciones permite reco-nocer las variaciones a lo largo del rum-bo de las estructuras que afectan al basa-mento y a la cubierta sedimentaria.

MARCO GEOLÓGICO

La geología de los Andes mendocinos esel resultado de diversos eventos tectóni-cos, tanto compresivos como extensiona-les, a los que se asocian importantes pro-cesos deformacionales, magmáticos y se-dimentarios, que se sucedieron desde elPaleozoico hasta la actualidad (Ramos1993, 1999). Las rocas presentes en la zo-na del río Diamante serán descriptas bre-vemente en base a observaciones de cam-po propias, destacando la composicióngeneral y principalmente el aspecto de lasunidades en el terreno ya que el recono-cimiento visual es una herramienta esen-cial para dilucidar las estructuras. Pa-raun mayor detalle de la estratigrafía delárea se sugiere la lectura de las diversashojas geológicas (Groeber 1947, Volkhei-mer 1978, Sruoga et al. 2000). En la figu-ra 2 se muestra un cuadro estratigráficoen el que se resume la denominación, com-posición y edad de las unidades que aflo-ran en la región, así como también unasíntesis de los principales eventos tectó-nicos en este sector de los Andes. Las es-tructuras y unidades fueron relevadas ensucesivas campañas a lo largo de 5 añosde estudios, lo cual permitió la confec-

ción de un mapa geológico a escala 1:50.000 (Turienzo 2008), que en la presen-te contribución se muestra de manerasimplificada (Fig. 3).

Basamento pre-jurásicoLas rocas más antiguas corresponden a laFormación Las Lagunitas, de supuestaedad Devónica (Volkheimer 1978), com-puestas por sedimentitas marinas conmuy bajo grado de metamorfismo que

afloran en el faldeo este y sudeste delCordón del Carrizalito (Fig. 3). Recienteshallazgos de graptolites permiten reasig-nar esta unidad al Ordovícico superior(Tickyj et al. 2009). En general son arenis-cas cuarcíticas finas, verdosas y grisáceas,en las cuales se conservan algunas estruc-turas primarias, y pizarras micáceas, ne-gras a marrón-doradas, con un marcadoclivaje. Estos materiales fueron intruidospor la tonalita El Carrizalito, constituida

La faja plegada y corrida de Malargüe en el río Diamante… 125

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

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por diversos cuerpos granodioríticos atonalíticos con numerosos enclaves mi-crogranulares máficos, que conformagran parte del Cordón del Carrizalito.Dessanti y Caminos (1967) determinaronuna edad de 334 ± 16 Ma (K/Ar) por locual el emplazamiento de estos cuerposcorrespondería al ciclo Carbónico del mag-matismo Gondwánico, el cual tendría lu-gar con anterioridad a la fase orogénicasanrafaélica (Llambías et al. 1993). Conposterioridad se produjo la intrusión degranitos y diques riolíticos y la efusión derocas volcánicas durante el ciclo Choiyoidel magmatismo gondwánico (Pérmico-Triásico). Los afloramientos graníticos,de un color naranja intenso, se encuen-tran a lo largo del valle del río Diamante(Fig. 3) y anteriormente fueron denomi-nados Granito La Estrechura (Volkhei-mer 1978). Los materiales extrusivos,principalmente coladas riolíticas y rocaspiroclásticas, afloran en el sector nortedel área mapeada y fueron previamenteincluidos en la Asociación Volcánica LaTotora (Volkheimer 1978). Todas estasunidades constituyeron el zócalo sobre elcual luego se desarrolló la cuenca Neu-quina. Estudios de meso y microescala delas rocas plutónicas, que representan lamayor parte del basamento en esta re-gión, muestran que éstas tuvieron uncomportamiento netamente frágil duran-te la deformación andina (Turienzo et al.2006).

Sedimentos mesozoicos de la cuencaNeuquinaA fines del Triásico y comienzos del Ju-rásico comienza la acumulación de sedi-mentos en el ámbito de las provincias deNeuquén y Mendoza iniciándose así eldesarrollo de la cuenca Neuquina. Existeun consenso generalizado acerca de queesta cuenca se formó en un sector de re-troarco, al este de un arco volcánico, enun ambiente extensional de intra-arco aligual que gran parte de la cuencas de rifttriásicas del oeste argentino (Charrier1979, Ramos 1993). Vicente (2006) estu-dió la distribución regional y composi-ción de los sedimentos y postuló un mo-

delo paleogeográfico en el que las aguasdel océano Pacífico pasaron a través delarco volcánico por dos sectores e inva-dieron así el rift triásico-jurásico en elcentro-oeste de la Argentina. En el áreadel río Diamante los niveles estratigráfi-cos más bajos observados en el terrenocorresponden al Grupo Cuyo, que afloraen el sector sudoeste desde el arroyoTordillo hasta la zona del arroyo La Man-ga (Fig. 3) y adquiere aún más relevanciahacia el sur en el valle del río Atuel. Estaunidad se inicia con gruesos bancos con-glomerádicos e intercalaciones arenosas,de color amarillento-anaranjado, corres-pondientes a la Formación El Freno (Het-tangiano). De acuerdo a Manceda y Fi-gueroa (1995) la depositación de esta for-mación se produjo como una secuenciade sinrift en diversos hemigrábenes asi-métricos que controlarían importantescambios de espesor. Sin embargo, en lazona del río Atuel, Spalletti et al. (2005)concluyen que esta unidad posee una po-tencia más bien uniforme, del orden delos 300 metros. En el relevamiento decampo llevado a cabo en la región del ríoDiamante se ha observado un espesor si-milar a este último, que disminuye gra-dualmente hacia el norte y el este, sin va-riaciones bruscas. De forma transicionalse disponen areniscas finas con fósilesmarinos asignables a la Formación Pues-to Araya (Sinemuriano-Toarciano) y peli-tas oscuras de la Formación Tres Esqui-nas (Sinemuriano-Bajociano). Esta secuen-cia es coronada por niveles evaporíticosde la Formación Tábanos (Calloviano me-dio) que representan una restricción en elambiente marino. Esta somerización con-tinuó durante el lapso Calloviano supe-rior-Oxfordiano donde se acumularonareniscas finas, amarillentas, con grandesestructuras primarias (dunas), de la For-mación Lotena, la cual da nombre al gru-po homónimo. Escasamente representa-das se observan las calizas gris-azuladasde la Formación La Manga y el yeso de laFormación Auquilco. La acumulación delGrupo Lotena también estuvo restringi-da a sectores internos de la cuenca, acu-ñándose hacia los bordes hasta desapare-

cer totalmente, tal como se registra en elpozo YPF.APe.x-1 ubicado al este del ya-cimiento Vega Grande (Fig. 3) donde in-mediatamente sobre el basamento yacenlas sedimentitas de la Formación Tordillo(Kimmeridgiano). Esta última se halla in-tegrada por potentes niveles de conglo-merados rojizos los cuales dan inicio a ladepositación del Grupo Mendoza. Fueradel área de estudio, basaltos y andesitasde edad jurásica superior que se hallan in-tercalados entre los estratos de la For-mación Tordillo representan las primerasevidencias de un magmatismo de arco enel lado argentino siendo los sedimentoscontemporáneos depositados en unacuenca de retroarco con la subsidenciacontrolada por el enfriamiento térmicode la corteza (Ramos 1993). En ese esta-dio se produce la mayor inundación en lacuenca Neuquina representada por lagran expansión areal de las pelitas oscu-ras de la Formación Vaca Muerta (Titho-niano-Berriasiano), una de las más im-portantes rocas generadoras de hidrocar-buros. Un destacado y continuo bancocalcáreo, blanco-amarillento, con abun-dantes restos fósiles marinos, correspon-de a la Formación Chachao (Valanginia-no). Sobre ésta comienza una espesa se-cuencia de pelitas oscuras y calizas gris-azuladas de la Formación Agrio (Haute-riviano-Barremiano). Se debe resaltar queel Grupo Mendoza en la región aquí es-tudiada aflora en dos sectores bien deli-mitados, uno occidental y otro oriental(Fig. 3), con un marcado cambio de espe-sor y de facies al pasar de un ambientemarino de cierta profundidad a una zonade borde de plataforma y litoral. Losafloramientos occidentales, desde el ce-rro Amarillo hasta el sur del arroyo lasYeseras, presentan más de 600 metros deconglomerados seguidos por un espesorsimilar de pelitas oscuras. Las exposicio-nes que se encuentran al este, bordeandoel valle del río Diamante hasta Lomas Ba-yas, corresponden a una sección conden-sada donde unos pocos niveles conglo-merádicos son cubiertos por escasos se-dimentos finos amarillentos y mayormen-te bancos carbonáticos fosilíferos que en


conjunto totalizan aproximadamente 150metros. Esta notable variación lateral delos depósitos del Grupo Mendoza en elsector mendocino de la cuenca Neuquinafue particularmente estudiada en la re-gión del río Diamante por Tunik et al.(2005). Los estratos de la Formación Agrioson cubiertos por la Formación Huitrín(Barremiano-Aptiano), integrada por ni-veles carbonáticos en su base y yeso en laparte superior. Estas rocas formadas enun medio marino muy restringido repre-sentan la última conexión con las aguasdel Pacífico. Al igual que las unidades delgrupo anterior, esta formación presentavariaciones de litología. Mientras en elsector occidental predominan las rocasevaporíticas, con algunos niveles calcáre-os subordinados, en el sector orientalsolo se encuentran bancos de calizas. Co-mo se verá más adelante, estos cambiosde composición en las distintas forma-ciones descriptas juegan un rol funda-mental ya que ejercen un fuerte controlen el tipo de estructuras que se desarro-llan en la cubierta sedimentaria. La For-mación Huitrín forma parte del GrupoRayoso junto con la formación homóni-ma, esta última compuesta por sedimen-tos rojizos que dificultan su diferencia-ción con la suprayacente Formación Dia-mante. Los estratos arenosos y conglo-merádicos de color rojo de la FormaciónDiamante, depositados entre el Cenoma-niano y el Campaniano (Volkheimer 1978),fueron acumulados en un ambiente neta-mente continental y son el equivalentemendocino del Grupo Neuquén. La pre-sencia en estas rocas de clastos calcáreosposiblemente provenientes de las secuen-cias marinas mesozoicas (Kim et al. 2005)así como también discordancias internasinterpretadas como sedimentos sinoro-génicos sugieren una posible actividadcompresiva, que habría tenido lugar apartir de los 110 Ma (Orts y Ramos 2006).En tal contexto, los depósitos cretácicotardío-paleocenos del Grupo Malargüe sehabrían acumulado en una cuenca de an-tepaís vinculada a la carga tectónica y/oal propio peso del arco volcánico (Ramos1993). Las rocas de esta unidad se hallan

expuestas principalmente al sur del arro-yo Las Aucas (Fig. 3) y son en general se-dimentos finos, fluvio-lacustres, de colo-ración rojiza a verde. Dentro de esta se-cuencia predominantemente continentalse destaca la Formación Roca (Maastrit-chtiano - Daniano), compuesta por unaserie de bancos calcáreos, amarillentos,con fósiles marinos, relacionada con unaingresión del océano Atlántico.

Rocas cenozoicas andinasUna importante actividad ígnea y sedi-mentaria tuvo lugar en la Cordillera Prin-cipal, fundamentalmente durante el Ter-ciario, en estrecha relación con la tectóni-ca andina. Numerosos cuerpos subvolcá-nicos, diques y filones capas, de compo-sición general andesítica, fueron agrupa-dos por Nullo et al. (2002) en dos cicloseruptivos: Molles (Oligoceno superior-Mioceno) y Huincán (Mioceno-Plioce-no). En la región del río Diamante se des-tacan los stocks andesíticos que formanlos cerros Laguna Amarga, La Brea y Ma-la Dormida (Fig. 3), que fueron estudia-dos y datados por Baldauf et al. (1992) ycorresponden al ciclo eruptivo Huincán(Baldauf 1997, Nullo et al. 2002). El im-portante levantamiento de los Andes apartir del Mioceno medio es registradopor la acumulación de sedimentos sintec-tónicos cuyas mejores exposiciones se lo-calizan en la Cuchilla de la Tristeza y elarroyo Las Aucas (Fig.3). Las Formacio-nes Agua de la Piedra (Mioceno medio-superior) y Loma Fiera/Río Diamante(Mioceno superior-Plioceno), compues-tas en su mayoría por areniscas, conglo-merados y aglomerados volcánicos, fue-ron estudiadas por Kozlowski (1984),Combina et al. (1993), Combina (1996),Combina y Nullo (2005), entre otros. Enla zona de estudio, la Formación Agua dela Piedra es afectada por diversos corri-mientos y de esta forma localmente pre-senta altos valores de buzamiento. Encontraparte, los sedimentos más jóvenescubren en discordancia a la unidad ante-rior y en general se presentan menosafectados por la tectónica. La continui-dad de la actividad magmática a fines del

Terciario y durante el Cuaternario produ-jo la efusión de coladas andesíticas y ba-sálticas, ampliamente representadas en laregión de trabajo (Fig. 3).

ESTRUCTURA

La región cordillerana del río Diamantees un sitio excepcional para el estudio delas estructuras tectónicas desarrolladasen este sector de los Andes. La presenciade estructuras que involucran tanto al ba-samento como a la cubierta sedimentaria,notablemente expuestas a lo largo del va-lle del río, permite estudiar la vinculaciónque existe entre la deformación de pielfina y piel gruesa. En líneas generales laestructura de la región está conformadapor dos grandes alzamientos de basa-mento que tienen lugar en el sector occi-dental y oriental de la zona de estudio,entre los cuales se dispone un sector cen-tral, de orientación aproximada NNO,donde las estructuras se desarrollaron enla cubierta sedimentaria (Fig. 3). En esteúltimo sector, los mencionados cambioslitológicos que presentan las Formacio-nes Vaca Muerta, Agrio y Huitrín, dan lu-gar a una zona occidental con predomi-nio del plegamiento y una zona orientaldonde prevalece el fallamiento. La des-cripción de las estructuras que se realizaa continuación se basa fundamentalmen-te en la expresión que las mismas tienenen el terreno, por lo cual su caracteriza-ción y localización está circunscripta almapa geológico de la figura 3. De estemodo se pretende diferenciar las estruc-turas mapeadas, que en esta región de losAndes presentan notables exposiciones,de la reconstrucción estructural que sedetallará con posterioridad y que está su-jeta a las interpretaciones del autor.

Sector occidental En el sector sudoeste del área de estudiose hallan expuestas las unidades inferio-res de la pila estratigráfica (Grupo Cuyo),a elevadas cotas topográficas, lo cual po-ne de manifiesto el importante ascensodel basamento. Las rocas sedimentariasJurásicas allí presentes se encuentran

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afectadas por una serie de estructuras deplegamiento con rumbo N a NNE, yconjuntamente con las estructuras de ba-samento sobre las que se disponen con-forman un anticlinorio de más de 10 ki-lómetros de ancho en la región sur que sehunde y pierde relevancia hacia el norte(Fig. 3).En el extremo occidental de la sección B,al sur del cerro Malo, se observan dos pa-res anticlinal-sinclinal que afectan a lasrocas de las Formaciones Tres Esquinas yTábanos, estas últimas bien preservadasen los núcleos de los sinclinales (Figura 4en Turienzo y Dimieri 2005c). Estas es-tructuras se presentan como plieguessuaves, con una vergencia no muy defini-da hacia el este, y no se han observadoevidencias de fallamiento. Hacia el sur, enel arroyo Blanco, las capas de las Forma-ciones El Freno y Puesto Araya se hallansubverticales a invertidas y afectadas poruna falla buzante al oeste lo cual confir-ma su vergencia oriental.Continuando hacia el este a lo largo de lasección B, en el valle del arroyo Tordillo,las rocas del Grupo Cuyo se hallan afec-tadas por dos anticlinales de rumbo N-S(Fig. 3). La geometría de ambos pliegueses similar, con un limbo frontal corto yempinado y un limbo trasero de mayorlongitud y suavemente buzante (Fig. 4),conformando dos anticlinales asimétri-cos con vergencia hacia el oeste, asocia-dos a retrocorrimientos. Las charnelasson relativamente angulosas, con limbosrectos, que asemejan una geometría de

tipo kink. Los buzamientos medidos enel pliegue más occidental son de aproxi-madamente 5º a 10º en el flanco poste-rior y de alrededor de 40º en las capasfrontales mientras que el pliegue orientalposee buzamientos aproximados de 10º-15º y 25º-30º en sus limbos trasero yfrontal respectivamente. El eje de los an-ticlinales del arroyo Tordillo inclina haciael norte con muy bajo ángulo y un pocomás al sur, en la zona del arroyo Frío(Fig. 3), sólo se reconoce con claridad unanticlinal con vergencia al oeste. En esteúltimo sector, al sudoeste del cerro TresLagunas, los estratos del Grupo Cuyoque buzan con bajo ángulo hacia el estecambian bruscamente de buzamiento yse disponen en posición invertida con-formando un anticlinal volcado hacia eleste. Todas las estructuras descriptas for-man un anticlinorio cuyo hundimientohacia el norte se pone de manifiesto porla desaparición de las rocas de losGrupos Cuyo y Lotena a la latitud del ce-rro Malo (Fig. 3). En el sector austral, a lolargo de la sección C, estas unidades con-tinúan aflorando unos kilómetros máshacia el este conformando un sinclinal yun amplio anticlinal con hundimiento ha-cia el norte tal como se aprecia en la zonade Las Yeseras, al sudeste del cerro TresLagunas.

Sector central: zona de plegamientoEl comienzo de esta zona con deforma-ción en la cubierta sedimentaria está mar-cado por el desarrollo de un notable sin-

clinal que se extiende desde el norte delrío Negro hasta el faldeo oriental del ce-rro Tres Lagunas (Fig. 3). La mayor ex-presión de este pliegue se observa en lazona del arroyo Las Playas, a lo largo dela sección A, donde esta estructura fuedenominada sinclinal Las Playas (Kim etal. 2005). En dicho sector alcanza un an-cho máximo de aproximadamente 5 km yalberga en su núcleo a los sedimentos delGrupo Malargüe. El flanco occidental deesta estructura está conformado por unacompleta secuencia de estratos que abar-ca desde el Grupo Mendoza hasta elGrupo Malargüe, con buzamiento gene-ral de mediano a alto ángulo hacia el este.El limbo oriental del sinclinal está bienrepresentado por los estratos de laFormación Diamante con buzamientosde 40º a 50º al oeste. Siguiendo el hundi-miento general hacia el norte de las es-tructuras mayores, este sinclinal se des-arrolla en unidades más antiguas en elsector austral (Fig. 3).Al este del sinclinal, una serie de plieguescon diferente grado de desarrollo a lo lar-go de su rumbo, conforman quizás lasestructuras más conspicuas de esta zonade plegamiento en la cubierta sedimenta-ria. En la pared norte del valle del ríoNegro (Fig. 3), se observan claramentedos anticlinales volcados hacia el este,con las evaporitas del Grupo Rayoso (For-mación Huitrín) en su núcleo y los estra-tos rojizos de la Formación Diamante ensus flancos, separados por un estrechosinclinal también con vergencia hacia el


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

este (para seguir su evolución a lo largodel rumbo, estos dos anticlinales fuerondistinguidos en el mapa de la figura 3 conlas letras W y E que corresponden al an-ticlinal occidental y oriental respectiva-mente). En el sector ubicado al norte dela sección A, el anticlinal oriental (E) sehalla corrido hacia el este sobre estratosdel Grupo Malargüe al ser cortado en sulimbo frontal por la misma falla que ge-neró el pliegue. A lo largo de la secciónA, el anticlinal occidental (W) también sehalla corrido hacia el este, cabalgando so-bre el sinclinal y parte del anticlinal orien-tal. Esta falla con notable expresión su-perficial es denominada corrimiento RíoBlanco (Fig. 3). Al sudoeste de Los Tos-cales este corrimiento dispone los estra-tos del Grupo Mendoza, que forman elnúcleo del anticlinal occidental a lo largode la sección B, sobre los estratos de laFormación Diamante que presentan unalto buzamiento hacia el este dando lugaral limbo occidental del denominado sin-clinal Los Toscales (Fig. 3). La acción deesta falla también se observa en la zonadel Portezuelo de las Minas, ubicado en-tre los cerros Tres Lagunas y Mesón deAdentro, aunque afectando solo a los se-dimentos del Grupo Mendoza (Forma-ción Tordillo corrida sobre Vaca Muerta).Más al sur, en la zona del arroyo Las Ye-seras (sección C), la estructuración pro-funda que elevó las rocas de los GruposCuyo y Lotena conllevó a la erosión delGrupo Mendoza y unidades suprayacen-tes por lo cual el anticlinal occidental (W)no se reconoce en superficie.Cerca de la confluencia de los arroyosLas Yeseras y La Matancilla, donde sobrela sección C se localiza el pozo YPF.AM.x-1, se observa un estrecho sinclinaldesarrollado en los estratos de la Forma-ción Diamante (Fig. 3). Esta estructura esla prolongación del sinclinal Los Toscaleshacia el sur, que a su vez se correspondecon el sinclinal ubicado entre los anticli-nales occidental y oriental en la zona delrío Negro. Igual continuidad presenta elanticlinal oriental (E), que se extiendedesde la pared norte del río Negro hastael sur del cerro Mesón de Adentro afec-

tando siempre a las rocas de las Forma-ciones Huitrín y Diamante, lo cual de-muestra la horizontalidad de su eje. Esteanticlinal se encuentra magníficamenteexpuesto en un corte natural a lo largo dela quebrada de la Vega de los Patos (sec-ción B), al este de Los Toscales (Fig. 3),donde se aprecia con claridad que esta es-tructura posee vergencia hacia el este(Fig. 5). El flanco trasero de este plieguepresenta buzamientos desde 35º a 55º aloeste mientras que el flanco frontal seencuentra más empinado, con buzamien-tos entre 55º y 80º al este. En la zona delyacimiento Vega Grande, inmediatamen-te al este del anticlinal descripto con an-terioridad, tiene lugar un par sinclinal-an-ticlinal que afecta los estratos de la For-mación Diamante (Fig. 3). Estas estruc-turas se aprecian sólo a lo largo de la sec-ción B y su continuación a lo largo delrumbo es incierta, pudiéndose reconocerúnicamente la prolongación del sinclinalhacia el norte, al este del corrimiento RíoBlanco, donde aloja en su núcleo a los se-dimentos del Grupo Malargüe (Fig. 3).

Sector central: zona de corrimientosInmediatamente al este de las estructurasde la zona de plegamiento se desarrollauna vasta región caracterizada por corri-mientos que producen imbricaciones yen parte duplicaciones de las unidades se-dimentarias. Estos corrimientos se ex-tienden desde la región del cerro LagunaAmarga, donde poseen una orientaciónaproximada N-S, hasta el norte del cerroMala Dormida donde presentan unarrumbamiento noroeste, paralelo al cur-so del río Diamante (Fig. 3). La primera ymás occidental de estas estructuras co-rresponde al denominado corrimientoMesón (Kozlowski 1984, Kozlowski et al.1989), el cual a lo largo de la sección Ccabalga al Grupo Malargüe sobre los se-dimentos terciarios de la FormaciónAgua de la Piedra (Fig. 6a). En el bloquecolgante de este corrimiento, los estratosde la Formación Roca alcanzan buza-mientos de 45º-50º al oeste, valor quedisminuye gradualmente hasta alcanzarunos 30º en las suprayacentes Formacio-

nes Pircala y Coihueco. Los niveles con-glomerádicos de la Formación Agua de laPiedra ubicados al este y debajo del corri-miento Mesón, presentan un buzamientogeneral de 10º a 15º hacia el oeste. Entreesta estructura de corrimiento y el anticli-nal oriental (E) de la zona de plegamien-to, desarrollado al sur del cerro Mesón deAdentro, queda conformado un ampliosinclinal denominado Cuchilla de la Tris-teza, en el cual afloran principalmente lossedimentos sinorogénicos terciarios delas Formaciones Agua de la Piedra y Lo-ma Fiera (Fig. 3). Este sinclinal, que al surde la sección C alcanza unos 5 kilómetrosde amplitud, pierde relevancia hacia elnorte donde se lo reconoce en base aunos afloramientos saltuarios del GrupoMalargüe, al este de Vega Grande. Haciael norte, el corrimiento Mesón tambiénpresenta expresión superficial pero invo-lucrando a los estratos de la FormaciónDiamante, que solo ocasionalmente lle-gan a montar al Grupo Malargüe, comose aprecia al oeste del cerro Mala Dor-mida en la línea de la sección A (Fig. 3).Unos pocos kilómetros más hacia el estese localizan una gran cantidad de imbri-caciones y estructuras duplex que en con-junto constituyen el llamado corrimientoSosneado (Nullo et al. 1987, Nullo y Ste-phens 1993). A lo largo de la sección A,en la zona del cerro Mala Dormida, sepuede observar a las Formaciones Agrioy Huitrín repetidas por medio de varioscorrimientos conformando escamas quese interdigitan lateralmente hacia el nor-oeste (Fig. 3). Hacia el sudeste, esta es-tructuración afecta principalmente a laFormación Huitrín que en esta región sepresenta en su facies calcárea. Los nota-bles bancos carbonáticos que integranesta unidad se hallan despegados de lossedimentos más finos infra y suprayacen-tes dando lugar a estructuras duplex, mag-níficamente expuestas (Fig. 6b). En for-ma general los bancos buzan suavementehacia el sudoeste, alrededor de 15º a 20º,aunque localmente sobre las zonas derampa alcanzan buzamientos mayores a40º. En algunos casos, las repeticionestectónicas de los niveles de la Formación

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Huitrín forman pequeños anticlinales porflexión en falla. En la región más austral,

donde se ubica la sección C, el corrimien-to Sosneado es responsable de la eleva-

ción de los estratos del Grupo Malargüeque buzan entre 15º y 25º hacia el oeste


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

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

en la zona del arroyo Del Salto (Fig. 3).Los sedimentos terciarios ubicados en elyaciente de este corrimiento, que afloranal NNE del cerro Laguna Amarga, pre-sentan un buzamiento de 10º a 20º aleste.

Sector orientalSin duda uno de los elementos morfoes-tructurales más importantes de la zonade estudio es el Cordón del Carrizalito, elcual representa la culminación austral dela Cordillera Frontal. Esta serranía con-forma un gran anticlinorio, donde aflo-ran las rocas del basamento pre-jurásico,que se hunde hacia el sur en la región delrío Diamante (Fig. 3). Dicha estructuraposee más de 10 kilómetros de ancho enla zona norte (sección A), valor que dis-minuye notablemente hacia el sur consis-tentemente con su hundimiento, razónpor la cual en la zona de la sección C elsector oriental solo es apreciable median-te información de subsuelo. Como hasido destacado desde los trabajos pione-ros en este sector de los Andes, la granestructura de la Cordillera Frontal poseeuna vergencia hacia el este y se halla co-rrida hacia el antepaís mediante fallas in-versas que la limitan en su borde oriental,con un rumbo aproximado N-S. Se debedestacar sin embargo que solo localmen-te estas fallas alcanzan la superficie, ob-servándose en otros sitios una transicióngradual entre las rocas del substrato y lacobertura. En la zona de estudio, las ro-cas del basamento se hallan sobrecorri-das hacia el este por la denominada fallaCarrizalito (Baldi et al. 1984, Kozlowski etal. 1989, Nullo et al. 1993), la cual con-forma el frente de corrimiento aflorantede la cordillera a estas latitudes. En la sec-ción A, al este del Cordón del Carrizalito(Fig. 3), los estratos cretácicos de laFormación Diamante adosados al bloquede basamento ascendido por dicha fallabuzan 75º al oeste y poseen estructurasprimarias que indican que se encuentranen posición invertida. Inmediatamente aleste de la falla, los sedimentos terciariosde la Formación Río Diamante buzan 25ºhacia el este-sudeste. En el valle del río

Diamante (sección B), aproximadamente1 km al norte de la unión de éste con elarroyo Las Aucas (Fig. 3), los granitos delGrupo Choiyoi y los estratos del GrupoMendoza se hallan montados sobre lascapas de la Formación Agua de la Piedrapor la falla Carrizalito (Fig. 7a). Los sedi-mentos mesozoicos, que sobre el zócalopre-jurásico en el bloque colgante buzan6º a 10º al SE, se encuentran en posiciónsubvertical a invertida y notablementeadelgazados justo delante de la falla. Losestratos terciarios ubicados en el bloqueyaciente buzan unos 60º hacia el sudeste,y en esa dirección ocurre una disminu-ción gradual de su inclinación. En base ala orientación de los estratos sedimenta-rios que forman la estructura de plega-miento descripta, se infiere que al sur delrío Diamante la falla Carrizalito poseeuna orientación aproximada NE-SO (Fig.3). Esto permite considerarla en dichosector como una rampa oblicua respectoal frente de levantamiento de la Cordille-ra Frontal, cuya orientación general essubmeridiana. Esta estructura oblicua esla responsable del repentino alzamientodel basamento observado en la regióncentral y norte respecto a la porción surdel área de estudio, donde no afloran lasrocas del substrato. A lo largo del valledel río Diamante (Fig. 3), se observa elflanco trasero o sudoccidental del anticli-norio del Cordón del Carrizalito, con unbuzamiento de aproximadamente 15º alSO medido en los niveles inferiores delGrupo Mendoza que yacen sobre el zó-calo en la zona del cerro Mala Dormida(sección A).Dentro del anticlinorio de basamentoque conforma el Cordón del Carrizalito,la estructura más destacada es el anticli-nal Lomas Bayas, expuesto de un modocompleto en la pared austral del cañóndel río Diamante, inmediatamente al nor-te de la línea de la sección B (Fig. 3). Setrata de un anticlinal asimétrico con ver-gencia hacia el oeste, por lo cual se asociaa un retrocorrimiento que se desprendede la falla Carrizalito, que involucra en suformación a las rocas del basamento pre-jurásico y a los estratos del Grupo

Mendoza (Fig. 7b). El limbo frontal delanticlinal Lomas Bayas tiene un buza-miento casi constante de 30º-35º al oeste,mientras que el flanco trasero, de mayorlongitud, posee buzamientos menoreshacia el sudeste que oscilan entre los 6º ylos 12º. A partir de los datos de buza-miento medidos en ambos flancos y uti-lizando la red estereográfica equiareal deSchmidt-Lambert, se obtuvo que el ejede dicho anticlinal inclina 11º hacia elSSO (Turienzo y Dimieri 2005 a y b).Hacia el noroeste, y antes del cerro MalaDormida (Fig. 3), la interfase basamento-cubierta inclina con bajo ángulo (aproxi-madamente entre 10º y 14º) hacia el sud-este (Fig. 7b). Ya se ha destacado que lospliegues asociados a retrocorrimientos,como por ejemplo los de la zona delarroyo Tordillo (Fig. 4), poseen un limboposterior largo suavemente tendido y unlimbo frontal corto más empinado y fre-cuentemente conforman un sistema dedos o más anticlinales retrovergentes. Lasimilitud en la geometría de dichos plie-gues con la de las estructuras del sectordel río Diamante permite inferir al nor-oeste de Lomas Bayas, entre las seccionesA y B (Fig. 3), la existencia de un segun-do anticlinal asociado a un retrocorri-miento que se desprende de la falla Ca-rrizalito.

SECCIONES BALANCEADAS

Respetando con la mayor fidelidad posi-ble los datos de campo descriptos ante-riormente y con apoyo de todas las líne-as sísmicas 2D existentes y numerososdatos de perforaciones (Fig. 3), se con-feccionaron tres secciones estructuralesbalanceadas (A-A', B-B' y C-C'), de 45km cada una y orientación este-oeste. Elpozo YPF.PLJ.es-1, ubicado en el extre-mo oriental de la sección B (Fig. 3), per-mite conocer el nivel al que se encuentrael contacto entre el basamento y la cu-bierta sedimentaria en el antepaís. Desdeallí, el tope del basamento se prolongóhacia el interior de la cuenca con unapendiente regional de entre 4º y 5º, sufi-ciente para explicar el acuñamiento pro-

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gresivo de las unidades sedimentarias ha-cia el antepaís, no habiéndose notado nien la sísmica ni en afloramientos rasgosque permitan la localización certera defallas normales que controlen de formamarcada la depositación. Los espesoresde las secuencias sedimentarias utilizadosen las secciones son en general los cita-dos por Volkheimer (1978), ajustadospor medio de observaciones propias ycon los datos de perforaciones. El balan-ce de la cobertura sedimentaria se hizopor medio de la conservación de la longi-tud de líneas, respetando fundamental-mente la ubicación de las rampas y de losdiferentes niveles de despegue. En cuan-to al basamento, la profundidad del des-pegue se calculó en base a la metodologíadel exceso de área. Para tal fin se conside-ró la reconstrucción de la estructura debasamento asociada a la falla Carrizalitoen la sección B (Fig. 8), cuya geometríaestá bien acotada por abundante infor-mación de subsuelo (sísmica y pozos en-

tre el yacimiento Vega Grande y el ríoDiamante) y por la excelente exposicióndel contacto entre el zócalo y la cubierta.Las estructuras interpretadas serán des-criptas en base a esta sección (B-B') yaque en la misma se encuentran bien des-arrollados todos los dominios estructura-les, sector occidental y oriental con es-tructuras de basamento y sector centralcon deformación en la cubierta, propues-tos para esta región de la faja corrida yplegada de Malargüe. Las variaciones a lolargo del rumbo de las estructuras mayo-res se analizarán teniendo en cuenta lassecciones reconstruidas en las zonas nor-te y sur. En términos generales se consi-dera una secuencia de deformación nor-mal o de tipo piggyback donde las estruc-turas son progresivamente más jóveneshacia el antepaís. Solo localmente se in-terpretaron fallas que cortan a algunas es-tructuras preexistentes pero más que ver-daderas fallas fuera de secuencia se lasconsidera como fallas de corte o break-

through faults cuyo origen estaría relacio-nado a la misma estructura a la que cor-tan.

Sección B-B', arroyo Tordillo - Pasola Jaula En esta sección se observa claramenteque el basamento se halla elevado e in-tensamente estructurado en los sectoresoccidental y oriental, entre los cuales tie-ne lugar un sector central con deforma-ción de piel fina (Fig. 8). El afloramientode las rocas del Grupo Cuyo en la zonaoeste del área de estudio permite apreciarla importante elevación del basamento,con un relieve estructural del orden delos 5 km respecto al nivel regional del sub-strato. Para explicar tal elevación se inter-preta el desarrollo de tres cuñas de basa-mento, asociadas a corrimientos produci-dos por la orogenia Andina, las cualesconforman grandes estructuras duplex cu-ya superposición da lugar a un apilamien-to antiformal (antiformal stack) similar a lo


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

descripto por Manceda et al. (1992) en lazona de Bardas Blancas. Las estructuraspresentes en el extremo oeste de la sec-ción B, fueron descriptas por Turienzo etal. (2005) y un posible desarrollo de laevolución cinemática en este sector fueplanteado por Turienzo y Dimieri (2005c).Entre las estructuras más conspicuas deeste sector se destacan los anticlinales asi-métricos con vergencia al oeste (Fig. 4),cuya geometría es similar a la del anticli-nal Lomas Bayas (Fig. 7b), lo cual permi-te interpretarlos como asociados a retro-corrimientos que involucran al basamen-to (Fig. 8). Estas estructuras se asocian auna falla mayor la cual se inserta en la cu-bierta sedimentaria, principalmente a lolargo de las evaporitas de la FormaciónTábanos y quizás en las pelitas de la For-mación Tres Esquinas, conformando unacuña de basamento que transfiere el acor-tamiento a las unidades que sobreyacen alGrupo Cuyo. Lo mismo ocurre con una

segunda escama de basamento desarro-llada inmediatamente hacia el este, quetraslada y eleva y parcialmente a las es-tructuras formadas con anterioridad, ytransmite su desplazamiento hacia los ni-veles de la cubierta sedimentaria. Con eldesarrollo de la tercer cuña de basamen-to todas las estructuras formadas en elsector occidental son elevadas hasta suposición actual, completándose tambiénla estructuración de piel fina en el sectorcentral (Fig. 8). En el caso de esta tercerestructura de basamento se interpreta undespegue superior en la cubierta sedi-mentaria a lo largo del yeso de la Forma-ción Auquilco ya que debido a la pen-diente regional de la cuenca es posibleque los niveles de despegue en el Cuyanohayan perdido importancia a causa delacuñamiento (pinch out) de los estratos.Se debe destacar que la estructura delsector occidental, conformada por trescuñas de basamento, es una interpreta-

ción con ciertas ventajas respecto a mo-delos donde se propone una única cuña(p.ej. Cordillera del Viento, Kozlowski etal. 1996), o bien dos cuñas, pero con unade grandes dimensiones (Turienzo yDimieri 2005 c). En primer lugar se lograuna mejor distribución de los acorta-mientos transmitidos desde el basamentohacia la cubierta permitiendo así estable-cer una vinculación espacial y temporalentre la deformación de piel fina y de pielgruesa. En segundo término, las escamasde basamento interpretadas son más via-bles desde un punto de vista mecánico,ya que es difícil imaginar un único bloquede basamento soportando gran deforma-ción y trasladándose grandes distancias(necesario para explicar los grandes acor-tamientos medidos en la cubierta sedi-mentaria en casi todas las fajas plegadas)sin que éste se fracture en escamas me-nores. Lamentablemente, la informaciónsísmica conocida no permite discernir

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Figura 8: Sección estructural interpretada (B-B') en la que se distinguen todos los dominios estructurales propuestos para este sector de la faja co-rrida y plegada de Malargüe: Sector occidental con cuñas de basamento apiladas; Sector central con deformación de piel fina caracterizada por es-tructuras de plegamiento al oeste y corrimientos inmediatamente al este; Sector oriental con el basamento aflorante y afectado por retrocorrimien-tos. La restitución de la sección permite calcular un acortamiento de 14,3 kilómetros (24,1%) tanto para el basamento como para la cubierta sedi-mentaria.

con claridad entre una u otra interpreta-ción. Por otro lado, perforar estas esca-mas de basamento constituye actualmen-te un prospecto de alto riesgo para la ma-yoría de las empresas y de esta manerapersiste la incertidumbre acerca de losnumerosos modelos estructurales pro-puestos para explicar los alzamientos delbasamento. Los datos de pozo mostra-dos por Manceda et al. 1992 para la zonade Bardas Blancas, en la faja corrida yplegada de Malargüe, son los únicos quemencionan haber atravesado repeticionesdel Grupo Choiyoi siendo éste un prece-dente único que favorecería la interpreta-ción de varias escamas de basamento.Dentro de la zona de plegamiento delsector central, el anticlinal occidental (W)que afecta al Grupo Mendoza al oeste deLos Toscales (Fig. 8), es interpretado co-mo un anticlinal por flexión en falla cuyollano superior se ubica en las pelitas de laFormación Vaca Muerta. En un estadioposterior la falla que lo genera se ramifi-ca a partir de la zona de rampa y corta lacresta del anticlinal, mediante el denomi-nado corrimiento Río Blanco, disponien-do los estratos del Grupo Mendoza so-bre las capas de la Formación Diamante.Cabe destacar que en éste y otros casosdonde hay corrimientos que se ramificano cortan las estructuras, delante de estasnuevas fallas se produce un plegamientode los estratos que es interpretado comopliegues por propagación del estilo trishe-ar. El anticlinal oriental (E), ubicado aloeste del yacimiento Vega Grande (Fig.8), puede interpretarse como un plieguepor flexión que duplica una distanciaconsiderable a las rocas del Grupo Men-doza sobre un despegue superior en lasevaporitas de la Formación Huitrín y queluego es cortado por la falla generando elplegamiento en las unidades superiorestal como se observa en el terreno en laquebrada de la Vega de los Patos (Fig. 5).Sin embargo, se debe destacar que unageometría similar se obtuvo realizandouna reconstrucción cinemática con el pro-grama Pliegues2D (Cristallini 2002-2004)donde el pliegue se genera en primer lu-gar como un anticlinal por propagación

que luego es transportado sobre el despe-gue en la Formación Huitrín. Más allá deuna u otra interpretación, el hecho rele-vante es que los pliegues por flexión obien el desplazamiento de las estructurassobre despegues llanos permiten transfe-rir acortamiento hacia el antepaís, lo cualen la región aquí estudiada permitió eldesarrollo de la zona de corrimientos enel sector central (Fig. 8).Debajo del anticlinal oriental (E), la in-formación de subsuelo disponible permi-tió interpretar que los estratos de la For-mación Tordillo conforman una estruc-tura duplex con despegue inferior en laFormación Auquilco y despegue superioren la Formación Vaca Muerta. Esta es-tructura a su vez dio lugar a la duplica-ción de los niveles superiores del GrupoMendoza, tal como lo registran las perfo-raciones del yacimiento Vega Grande. Aleste del yacimiento se observan en super-ficie corrimientos que involucran a la For-mación Diamante y el Grupo Malargüe(corrimiento Mesón), mientras que lossondeos YPF.VP.x-1 y YPF.AP.x-1 regis-tran duplicaciones de los niveles superio-res del Grupo Mendoza y del Grupo Ra-yoso (Fig. 8). La acción del denominadocorrimiento Sosneado se observa unoskilómetros hacia el este, donde los nive-les calcáreos de la Formación Hutrín es-tán duplicados formando estructuras du-plex (Fig. 6b). El acortamiento necesariopara producir esta estructuración es bajoya que la Formación Huitrín en este sec-tor está compuesta prácticamente por unúnico banco, de no más de 10 metros depotencia, que es fácilmente apilable.Todas las unidades sedimentarias afecta-das por corrimientos en el sector centralse hallan elevadas y basculadas aproxima-damente unos 15º-20º hacia el oeste yaque se ubican sobre la parte trasera de lagran estructura asociada a la falla Carri-zalito. En el dorso de esta estructura ma-yor, en base a la información sísmica y ala profundidad a que se halla el tope delbasamento determinada a partir de los son-deos YPF.VP.x-1 y YPF.APe.x-1, se inter-pretaron cinco retrocorrimientos con es-caso desplazamiento que acomodan la

deformación en el bloque de basamentoque se desplaza sobre la falla Carrizalito(Fig. 8). De todas estas estructuras antité-ticas, las dos más orientales poseen ex-presión superficial y son las que confor-man el sistema de retrocorrimientos deLomas Bayas (Fig. 7b). Las particularescaracterísticas de los pliegues asociados aestas estructuras, con limbos traseros lar-gos y suavemente buzantes y limbos fron-tales cortos y empinados, no puede serfácilmente explicadas por los modelostradicionales como el de pop-up donde lasfallas antitéticas son muy próximas entresí y la geometría resultante no se condicecon los pliegues retrovergentes aquí ob-servados (Figs. 4 y 7b). Esto conllevó aldesarrollo de modelos geométricos y ci-nemáticos que permiten entender el ori-gen y evolución de estos sistemas de re-trocorrimientos que afectan a las rocasdel basamento (Turienzo y Dimieri 2005a y c, 2006, Turienzo 2008). La falla Ca-rrizalito, localizada al este de Lomas Ba-yas, formó una incipiente cuña de basa-mento cuyo desplazamiento permite ex-plicar algunas estructuras menores des-arrolladas en la cubierta sedimentaria in-mediatamente al este (Fig. 8). La ausenciade rocas que actúen como niveles de des-pegue eficientes en la cubierta dificultó elavance hacia el antepaís de esta estructu-ra, debido a lo cual la falla Carrizalito seramificó hacia la superficie elevando elbasamento hasta su posición actual. El re-chazo vertical producido por esta fallarespecto a la cota en que se encuentra eltope del basamento en el bloque yacien-te, donde se halla el pozo YPF.RD.x-1, esde aproximadamente 900 metros. La ge-ometría del plegamiento en los estratossedimentarios delante de la falla Carriza-lito (Fig. 7a) fue interpretada consideran-do diversos modelos para estructuras queinvolucran al basamento, concluyendoque la misma se explica adecuadamentecomo un pliegue por propagación conuna zona de cizalla triangular (trishear)utilizando un ángulo de falla de aproxi-madamente 40º (Turienzo y Dimieri 2005b). Finalmente, si el techo del basamentoen el pozo YPF.PLJ.es-1 se prolonga con


la pendiente regional hacia la zona del ríoDiamante, se aprecia que en el sitio delsondeo YPF.RD.x-1 el contacto entre lacubierta y el zócalo se halla sobreelevado(Fig. 8). Esta característica, sumado a loque se observa en las líneas sísmicas, per-mite interpretar el desarrollo de las es-tructuras de basamento al este de la fallaCarrizalito.Una sección estructural balanceada queabarca desde el oeste de Vega Grandehasta la zona del Cerro Negro, fue reali-zada por Manceda y Figueroa (1995) con-siderando un modelo de inversión tectó-nica. En su sección del área del ríoDiamante dichos autores determinan unacortamiento de aproximadamente 18 ki-lómetros (33%) para el basamento y de29 kilómetros (44 %) para la cubierta se-dimentaria. La restitución de la seccióncentral aquí interpretada (B-B') indica unacortamiento tectónico de 14,3 kilóme-tros (24,1 %), similar para el basamento ypara la cubierta sedimentaria, lo cual sedebe a que se consideró una estrecha re-lación espacial y temporal relativa entrelas estructuras de una y otra unidad es-tructural.

Variación de las estructuras a lo largodel rumbo Para visualizar los cambios en sentido la-titudinal que presentan las estructuras ma-yores de esta región de la faja corrida yplegada de Malargüe, las tres seccionesinterpretadas (A, B y C) fueron dispues-tas tridimensionalmente (Fig. 9). Las es-tructuras de basamento del sector occi-dental tienen un notable desarrollo en lazona sur, donde se distingue una escamaoccidental que produjo un resalto estruc-tural el cual puede correlacionarse con eldenominado Alto del Río Blanco (Koz-lowski 1984) y que se caracteriza por unaimportante estructuración de las rocasdel Grupo Cuyo. Más al este estas rocasse hallan suavemente plegadas y dispues-tas sobre la parte superior de una segun-da cuña de basamento, de gran desarro-llo, cuya continuidad hacia el sur da lugaral anticlinorio del río Atuel. Estas esca-mas de basamento se encuentran menos

desarrolladas en la sección A, con el con-siguiente hundimiento de todas las es-tructuras hacia el norte, lo cual se mani-fiesta por la desaparición de los aflora-mientos del Grupo Cuyo. Esto favorecióla exposición de unidades más jóvenes yla conservación de las estructuras que lasafectan, como el amplio sinclinal del arro-yo Las Playas (Fig. 9). Como se ha descri-to previamente, el anticlinal más occiden-tal (W) dentro de la zona de plegamientodel sector central varía notablemente a lolargo del rumbo debido al diferente des-arrollo de las estructuras de basamentoque tienen lugar más al oeste. Por esta ra-zón dicha estructura se observa en lasFormaciones Huitrín y Diamante en laregión norte, en el Grupo Mendoza en lasección central, mientras que en el surfue erosionada. En cambio, el anticlinaloriental (E), que no se halla elevado porlas cuñas de basamento, presenta unagran consistencia de norte a sur y en to-das las secciones se encuentra desarrolla-do en las Formaciones Huitrín y Diaman-te (Fig. 9). Aunque esta estructura con lasevaporitas en su núcleo (Fig. 5) podríasuponerse como un pliegue por despegueen la Formación Huitrín, el pozo YPF.AM.x-1 en la sección sur verifica que elGrupo Mendoza participa en la deforma-ción al igual que ocurre en el anticlinaloccidental.El corrimiento Mesón presenta un mayordesplazamiento en la sección sur corrien-do al Grupo Malargüe sobre la Forma-ción Agua de la Piedra (Fig. 6a), mientrasque al norte solo se resuelve como imbri-caciones dentro de la Formación Dia-mante (Fig. 9). El corrimiento Sosneado,que en la zona norte y central afecta prin-cipalmente a la Formación Huitrín dandolugar a las estructuras duplex (Fig. 6b), sedetectó en la sección sur como una fallaque afecta a la Formación Diamante y elGrupo Malargüe registrado en el pozoYPF.LLA.x-1 (Fig. 9). La exposición dife-rencial de las unidades que han sido afec-tadas por estos corrimientos está directa-mente relacionada al ascenso del basa-mento en el sector oriental. Como seaprecia claramente en las secciones (Fig.

9), las rocas del substrato pre-jurásico sehallan notablemente elevadas en la zonanorte (Cordón del Carrizalito) y se hun-den progresivamente hacia el sur hastadesaparecer luego del valle del río Dia-mante (Fig. 3). El alzamiento repentinodel zócalo respecto al sector austral sedebe a la presencia de un sector de ram-pa oblicua o lateral de la falla Carrizalito,la cual se aprecia en diversas líneas sísmi-cas N-S y en un mapa estructural cons-truido al techo del basamento (Turienzo2008). La abundante información de sub-suelo a lo largo de la sección sur permi-tió reconocer la presencia de la falla Ca-rrizalito, con retrocorrimientos asociados,así como también una estructura similarque afecta al basamento unos kilómetrosmás al este (ADM, Fig. 9). Esto permiteafirmar que al igual que en el sector surde la faja corrida y plegada de Malargüe,la deformación de piel gruesa ocurre entodo el ancho de la faja limitando secto-res con deformación de piel fina (Gerth1931, Dimieri 1992, Manceda y Figueroa1995). De esta forma es posible conside-rar que desde el punto de vista estructu-ral la faja corrida y plegada de Malargüe yla Cordillera Frontal se hallan vinculadasen el modo en que fueron afectadas porla orogenia Andina, constituyendo trenesestructurales de basamento con desarro-llo variable a lo largo del rumbo, situa-ción similar a otros alzamientos del zóca-lo que tienen lugar en diferentes sectoresde la Cordillera Principal.Los acortamientos calculados a partir delas secciones balanceadas, tanto para el ba-samento como para la cubierta sedimen-taria, son de 14,6 kilómetros (24,5 %) pa-ra la sección norte y de 13,7 kilómetros(23,3 %) para la sección sur (Turienzo2008). Estos valores demuestran que a pe-sar que las estructuras varían considera-blemente a lo largo del rumbo, la con-tracción total sufrida por cada sección essimilar debido por ejemplo a que la im-portante elevación del basamento que ocu-rre al norte en el sector oriental es equi-valente a la gran estructuración del subs-trato en el sector occidental de la secciónsur (Fig. 9). El acortamiento promedio de

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las tres secciones interpretadas es de 14,2kilómetros (24 %).Aunque en el presente trabajo no se llevóa cabo un análisis de la evolución cinemá-tica, existe un consenso generalizado deque la estructuración principal de la fajacorrida y plegada de Malargüe ocurrió en-tre el Mioceno medio y el Plioceno (Bal-dauf 1997, Combina y Nullo 2005, Giam-biagi et al. 2005, Silvestro et al. 2005). Enbase a la información preexistente deedades absolutas y teniendo en cuenta lasestructuras interpretadas en esta región(Fig. 9), se realizó una restitución secuen-cial de las estructuras (Turienzo 2008)que permitió enmarcar el modelo estruc-tural aquí propuesto en un lapso tempo-ral desde los 15 Ma a los 2 Ma. Dentro de

este esquema, una fase de mayor contrac-ción durante el Mioceno medio a supe-rior produjo el importante acortamientoobservado en los sectores occidental ycentral, mientras que desde el Miocenosuperior al Plioceno tuvo lugar la defor-mación del sector oriental (Turienzo yDimieri 2009).

CONCLUSIONES

El estilo estructural de la faja corrida yplegada de Malargüe en la región del ríoDiamante se caracteriza por la participa-ción del basamento en la deformación enlos sectores occidental y oriental, limitan-do una zona central con deformación depiel fina. En la zona occidental se des-

arrollan tres grandes cuñas de basamentoasociadas a corrimientos producidos porla compresión andina, las cuales confor-man en general un apilamiento antifor-mal, que se insertan en la cubierta sedi-mentaria favorecidas por la abundanciade rocas evaporíticas que actúan comodespegues. Estas escamas de basamentotransmitieron el acortamiento a la cubier-ta generando las estructuras de piel finaen el sector central, donde las variacioneslitológicas ejercen un control primario enel estilo de deformación. De esta forma,la abundancia de lutitas y evaporitas aloeste favorece el plegamiento mientrasque las unidades más competentes pre-sentes hacia el este son afectadas por fa-llamiento, donde se destacan los corri-


Figura 9: Sección estructural interpretada (B-B') en la que se distinguen todos los dominios estructurales propuestos para este sector de la faja co-rrida y plegada de Malargüe: Sector occidental con cuñas de basamento apiladas; Sector central con deformación de piel fina caracterizada por es-tructuras de plegamiento al oeste y corrimientos inmediatamente al este; Sector oriental con el basamento aflorante y afectado por retrocorrimien-tos. La restitución de la sección permite calcular un acortamiento de 14,3 kilómetros (24,1%) tanto para el basamento como para la cubierta sedi-mentaria.

mientos Mesón y Sosneado. En el sectororiental, la falta de niveles de despeguedentro de la cubierta dificulta el desarro-llo de cuñas de basamento y en cambiotiene lugar una importante deformaciónmediante retrocorrimientos. Con la con-tinuidad de la compresión, la falla Carri-zalito alcanzó la superficie colocando lasrocas pre-jurásicas sobre los sedimentossinorogénicos terciarios en la zona nortey central mientras que hacia el sur las es-tructuras de basamento permanecen enel subsuelo. El acortamiento promediocalculado a partir de la restitución de lastres secciones interpretadas es de 14,2 ki-lómetros (24 %), tanto para el basamen-to como para la cubierta sedimentaria, locual se debe a que se consideró una estre-cha relación espacial y temporal entre ladeformación de piel gruesa y de piel fina.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo forma parte de los estudiosde tesis doctoral llevados a cabo por elautor y fue realizado con el apoyo finan-ciero de la SeCyT-UNS y el CONICETmediante diferentes subsidios y becas.Agradezco profundamente al Dr. LuisDimieri por dirigir mis estudios de doc-torado y brindarme su apoyo incondicio-nal para mi formación profesional y hu-mana. A Petroquímica Comodoro Riva-davia y Repsol-YPF por facilitarme la in-formación de subsuelo disponible. Loscomentarios y sugerencias de los árbitros,Dr. Gonzalo Zamora Valcarce y Dr. Pa-blo Radic que contribuyeron notable-mente a la elaboración final de este traba-jo.

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