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Ciertas geoformas identificadas en el ámbito de la faja plegada y corrida de Precordillera Central en la provincia de San Juan (Fig. 1a), asociadas originalmente a esfuerzos de origen tectónico, se relacionan en este trabajo a la acción de la gravedad como procesos atectónicos (Twidale 1976). Estas estructuras han sido denominadas por diversos autores modelados pseudoestructurales (Hills 1963, Ollier 1981), siendo hasta la fecha escasamente discutidas en la literatura y desconocidas en la región de estudio (Fig. 1b). La sierra de La Dehesa se extiende desde la quebrada del río Talacasto por el norte, hasta el río San Juan por el sur, en el departamento Ullum, con una altura máxima de 1682 m snm (Fig. 1a). La estructura predominante de los cordones montañosos en el área es N-S, constituyendo bloques tectónicos de rumbo submeridional, elevados en su flanco oriental por fallas inversas con vergencia al este. Esto le otorga a las sierras un perfil marcadamente asimétrico, abrupto al este y un poco más extendido al oeste. A lo largo de toda la ladera occidental de la sierra de La Dehesa, se desarrollan estructuras secundarias que han sido interpretadas como colapsos gravitacionales, tales como deslizamientos de rocas, caída de rocas y detritos, deslizamientos de bloques, pliegues tumbados en rodilla, inversiones de parte del limbo, entre otros (rock-slides, rock falls, wrinkle folds, slip sheets, flaps), que en conjunto constituyen un monoclinal inclinado al oeste entre 30º y 60º (Fig. 1c). Estas estructuras son paralelas al rumbo regional de la sierra de la Dehesa y se ubican en los afloramientos de rocas carbonáticas de edad ordovícica. La pendiente hacia el oeste y su litología, con calizas intercaladas con bancos incompetentes arcillosos, habría favorecido su ocurrencia. De norte a sur, las características y tipos de estructuras de colapso varían marcadamente: En algunos lugares, especialmente en el sector norte de la sierra, el colapso es muy incipiente o inexistente, mientras que en otros sectores está muy bien desarrollado, hasta ubicar en el extremo sur de la sierra un deslizamiento de rocas de grandes dimensiones (Esper et al. 2014). Por otro lado, la presencia de múltiples y persistentes superficies de deslizamiento, apiladas y paralelas, indica que el transporte inicial involucra desplazamientos compuestos similares al deslizamiento de un mazo de cartas, donde la velocidad de los estratos se incrementa hacia el techo debido al desplazamiento acumulado. Así, las capas superiores rebasan las de más abajo y se deslizan una distancia mayor que éstas. Un tipo frecuente de estructura reconocida en el sector es la inversión de una parte del limbo, que colapsa ladera abajo formando un flap, es decir secuencias volcadas hacia atrás sin que ser rompan (Harrison y Falcon 1934), mientras que los estratos más bajos permanecen en su posición normal. En algunos tramos, se ubican pliegues en rodilla y grandes deslizamientos planares de roca con fracturas E-O separando los diferentes segmentos (Fig. 1d). Ejemplos de pliegues en rodilla reconocidos en el sector de estudio también se muestran en la figura 1d donde los estratos calcáreos buzan 30º al este mientras que hacia el oeste, las capas son antiformes hasta hacerse verticales más al oeste. Además de las discontinuidades representadas por los planos de estratificación que inclinan en el mismo sentido que la pendiente (Az 170º a 195º Bz: 25º, 30º, 38º W, 17º in en algunos sectores son subhorizontales), el paquete sedimentario está fuertemente fracturado por al menos cinco juegos de diaclasas, siendo las más importantes, debido a que facilitan los movimientos de ladera, las subverticales de azimut entre 300º y 290º y Bz 80º-89ºN, con espaciamientos métricos y en forma subordinada las de azimut 340º-355º y Bz 56º-70º E. Las fracturas perpendiculares a los planos de estratificación forman las principales superficies de alivio, marcando el límite de las masas deslizadas. El despegue y transporte inicial de los deslizamientos en el flanco occidental de la sierra de la Dehesa estuvo fuertemente controlado por cuatro elementos estructurales: 1) superficies de deslizamiento en estratos paralelos; 2) diaclasas que acomodaron el alivio lateral; 3) rotura entre las superficies de deslizamiento, y 4) estratos que inclinan más de 30º en la misma dirección que la ladera. Se requieren de estos cuatro elementos para que las rupturas sean cinemáticamente posibles.Finalmente, se establece que algunos factores locales, principalmente la litología, estructura y topografía, y regionales como la gran actividad sísmica y posiblemente condiciones más húmedas durante el periodo postglacial, fueron factores condicionantes y detonantes que favorecieron la pérdida de equilibrio de prácticamente toda la ladera montañosa occidental de los cordones más orientales de Precordillera Central.

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