Aspectos estructurales eopaleozoicos en el cordón del Peñasco, precordillera mendocina.

FLORENCIA BOEDO; SOFIA PEREZ; JUAN ARIZA; GRACIELA VUJOVICH

San Juan

Congreso; XV Reunion de Tectonica; 2012

Universidad Nacional de San Juan

El cordón del Peñasco se localiza en el ámbito occidental de la Precordillera, en el norte de la provincia de Mendoza (Fig. 1a). Allí afloran metaareniscas, metapelitas, filitas y pizarras de ambiente de talud y marino profundo, que presentan metamorfismo de bajo a muy bajo grado y se asocian espacialmente a rocas máficas y ultramáficas (Harrington 1971, Cortés et al. 1999, Boedo et al. 2012). Estas sucesiones han sido asignadas al Eopaleozoico sobre la base de relaciones estratigráficas y escasa fauna fósil (Cucchi 1971, Pöthe de Baldis e Ichazo 1987, Cortés et al. 1999) y exhiben una estructura de gran complejidad ya que han sufrido varios episodios de deformación. En esta contribución, se presentan observaciones sobre la deformación de las rocas aflorantes en el área de estudio. En líneas generales, en el cordón del Peñasco, tanto la deformación como el grado de metamorfismo eopaleozoico se incrementan de este a oeste (Harrington 1971). Hacia el este, esto se evidencia a partir de la buena preservación de estructuras sedimentarias (turboglifos, laminación horizontal y ondulítica, ondulitas), desarrollo incipiente a moderado de planos de esquistosidad (restringido a rocas de grano fino), ausencia de clivaje de crenulación y baja recristalización de minerales micáceos. Hacia el oeste, por el contrario, es posible apreciar un marcado desarrollo de esquistosidad y clivaje de crenulación en protolitos sedimentarios de grano grueso y fino y mayor recristalización de minerales micáceos. En cuanto a la estructuración de mayor escala, a lo largo de la quebrada de Montaña (Fig. 1a) es posible observar el desarrollo de un intenso plegamiento isoclinal y disarmónico de rumbo nornoreste, de escala centimétrica a decamétrica (Fig. 1b), en donde los flancos de los pliegues poseen fuerte inclinación hasta su rebatimiento. Se han reconocido, además, evidencias de deformación dúctil en los contactos entre las rocas ultramáficas y metasedimentarias tales como buen desarrollo de clivaje, venas de cuarzo plegadas y de espesor variable y pliegues con engrosamiento de charnelas y adelgazamiento de flancos. Nuestras observaciones coinciden con lo descripto por Harrington (1971) y Cucchi (1972), quienes reconocen un plegamiento apretado y disármónico, con limbos normales o invertidos, de rumbo general nornoreste, cuyos planos axiales inclinan con ángulo fuerte hacia el este. Según Cortés et al. (1999), las estructuras mayores en la zona de estudio presentan vergencia al oeste en el margen oeste y oriental en el margen este, lo que define una estructura sinforme regional de orientación nornoreste. Con respecto a los caracteres mesoestructurales, y en concordancia con Cucchi (1972), hemos determinado 3 superficies S sobre las metasedimentitas: S0: plano de estratificación; S1: esquistosidad principal y S2: clivaje de crenulación (Fig. 1c). En algunos sectores de la quebrada de Montaña puede reconocerse la coincidencia de S0 y S1 (Fig. 1d), además de pliegues kink entrecruzados con espaciamientos no superiores a 5 cm, venas de cuarzo paralelas a los ejes de los kink generadas por procesos de presión- disolución y lineaciones minerales dentro de planos de foliación de la roca con sentido NE (L 55ºN). En cuanto a la esquistosidad, el rumbo medido aproximado es norte-sur a noreste y la inclinación es hacia el este-sudeste, siendo muy raras las inclinaciones al noroeste. Diversos autores han propuesto distintos episodios de deformación a lo largo de la historia geológica que afectaron al área de estudio en particular y a la Precordillera occidental en general (von Gosen 1995, Cortés et al. 1999, Gerbi et al. 2002). Para el Eoaleozoico, se proponen al menos dos episodios de deformación que afectaron la sucesión metasedimentaria y metaígnea. El primero estaría relacionado al emplazamiento tectónico de las rocas máficas y ultramáficas. Según Gerbi et al. (2002) habría sido un evento de deformación en estado sólido, de alta temperatura, previo a la deformación de los depósitos de talud y fondo marino. El segundo episodio estaría asociado a la deformación de las sucesiones sedimentarias y rocas metaígneas y al consecuente desarrollo de foliación, clivaje de crenulación e intenso plegamiento (Cortés et al. 1999, Gerbi et al. 2002). El mismo estaría relacionado al evento metamórfico en facies esquistos verdes de edad devónica media- tardía según dataciones K/Ar y Ar/Ar (Cucchi 1971, Buggisch et al. 1994, Davis et al. 1999) reconocido a lo largo de la Precordillera occidental. Ambos episodios estarían relacionados al acercamiento y colisión del terreno Chilenia contra el margen gondwánico (Ramos et al. 1986, von Gosen 1995, Davis et al. 1999). Esta es la contribución C-xx del Instituto de Estudios Andinos Don Pablo Groeber.