ENGRANAJE LATERAL ENTRE LAS FORMACIONES TORDILLO Y RÍO DAMAS EN LA CORDILLERA PRINCIPAL DE MENDOZA (34° 45’S)

SRUOGA, P.; ETCHEVERRÍA, M. P.; CEGARRA, M.; RUBINSTEIN, N.A.; MESCUA, J. F.

Neuquen

Congreso; XVIII Congreso Geologico Argentino; 2011

Asociacion Geologica Argentina

XVIII Congreso Geológico Argentino, Mayo 2011, Neuquén ENGRANAJE LATERAL ENTRE LAS FORMACIONES TORDILLO Y RÍO DAMAS EN LA CORDILLERA PRINCIPAL DE MENDOZA (34° 45’S) Trabajos pioneros en el relevamiento geológico de los Andes argentino-chilenos a la latitud de 34°- 35° S Trabajos pioneros en el relevamiento geológico de los Andes argentino-chilenos a la latitud de 34°- 35° S (Gerth, 1931; Groeber, 1947; Klohn, 1960; Davidson y Vicente, 1973) han reconocido la equivalencia(Gerth, 1931; Groeber, 1947; Klohn, 1960; Davidson y Vicente, 1973) han reconocido la equivalencia cronoestratigráfica de las Formaciones Río Damas y Tordillo y le han asignado una edad kimmeridgiana. Estos autores han destacado que el pasaje lateral entre ambas unidades se halla definido por la incorporación creciente de productos volcanogénicos y el incremento de espesor y tamaño de los clastos hacia el oeste. Este trabajo aborda el estudio detallado del engranaje lateral entre ambas unidades a lo largo de una transecta sudoeste-noreste a la latitud de 34° 45´S. Se han confeccionado perfiles litológicos en el tramo superior y medio del arroyo las Lágrimas y en el curso medio del arroyo Colorado. El objetivo fue caracterizar la interdigitación formacional y establecer: 1) asociaciones litofaciales diagnósticas para localizar los centros eruptivos, 2) el tipo de alteración que afecta las rocas en relación a la subsidencia y 3) el control estructural que prevaleció durante la formación de los depocentros. En sentido más amplio, el propósito de este trabajo es contribuir a recrear el ambiente paleogeográfico y tectónico durante el Jurásico superior para este sector andino. En función de las condiciones de exposición y de la participación relativa de términos de origen volcánico, es posible reconocer a lo largo de la transecta tres tramos (Figs. 1 y 2): 1) occidental en las cabeceras del arroyo las Lágrimas, conformando el límite con Chile, 2) centro, desde el sector medio del arroyo las Lágrimas hasta su desembocadura en el río Atuel y 3) oriental en el arroyo Colorado. El tramo occidental es en todo similar a las potentes secuencias descriptas en el valle del río Tinguiririca, en Chile (Klohn, 1960). Abarca facies lávicas y volcaniclásticas, con intercalación subordinada de bancos de areniscas rojas. Las primeras se hallan representadas por andesitas piroxénicas y hornblendíferas de colores gris verdoso a rojo violáceo con variedades amigdaloide, vesicular, afírica y porfírica (conocida localmente como ocoítica). Dentro de las facies volcaniclásticas se reconocen subfacies epiclásticas representadas por espesos depósitos de brechas y conglomerados polimícticos con clastos de hasta 0,70 m de andesitas heterogéneas y de areniscas rojas, inmersos en matriz clástica y subfacies piroclásticas correspondientes a ignimbritas cristalinas de composición dacítica. El tramo medio se halla caracterizado por un neto predominio de areniscas rojas estratificadas, con intercalación de niveles lutíticos y conglomerados. El componente volcánico se presenta en forma de diques y filones capa de composición andesítica y de ignimbritas en facies distal. El tramo oriental corresponde a las típicas secuencias tordillenses, integradas por areniscas rojas y verdes, conglomerados y fangolitas depositados en ambiente fluvial con barreales y campos de médanos asociados (Legarreta y Uliana, 1999). Las variaciones litofaciales registradas indican un neto predominio de productos volcánicos primarios hacia el oeste. En particular, la asociación de tipo proximal, integrada por coladas andesíticas y potentes brechas permite inferir la existencia de centros eruptivos en la zona de la actual frontera internacional. Las volcanitas se hallan afectadas por alteración de grado moderado, con distribución penetrante, en vesículas y subordinadamente en venillas. El mineral más abundante de la paragénesis secundaria es la clorita, que ocurre como reemplazo de minerales máficos, en intersticios y rellenando vesículas. Con frecuencia se presenta acompañada por carbonato en motas diseminadas, como reemplazo de plagioclasa y minerales máficos y rellenando vesículas y venillas. La titanita es un mineral ubicuo y muy abundante, encontrándose como gránulos diseminados, orlas en los opacos o reemplazo de minerales máficos. El epidoto es muy común aunque poco abundante y aparece como pequeños gránulos o cristales tabulares bien desarrollados ya sea reemplazando a la plagioclasa y a los máficos o bien con distribución intersticial. El cuarzo es muy escaso y conforma mosaicos intersticiales o agregados calcedónicos asociados a clorita. La albitización es poco frecuente y se encuentra en forma de motas o venillas en los cristales de plagioclasa. La mica blanca es escasa y se reconoce en las ignimbritas y brechas epiclásticas, como reemplazo de plagioclasa, matriz y vitroclastos. La prehnita, aunque ocasional, es muy abundante y se presenta como reemplazo de plagioclasa o rellenando vesículas y excepcionalmente se halla acompañada por escasa pumpellyita. Raramente, se observa tremolita como reemplazo de máficos o con distribución intersticial. Las paragénesis reconocidas son indicadoras de metamorfismo de bajo grado en facies prehnita – pumpellyita, el cual habría tenido lugar hace 100 a 80 Ma (Oliveros et al., 2009), durante el soterramiento de las unidades volcano-sedimentarias, tal como lo sugieren Calderón et al. (2009) en Chile Central. La presencia poco común de tremolita en las muestras estudiadas podría deberse a un incremento térmico producto del emplazamiento de cuerpos intrusivos de edad miocena, tal como fuera sugerido por Sruoga et al. (2008) y Oliveros et al. (2009). En relación al régimen tectónico que controló la formación de los depocentros, Charrier (2007) y Mescua Trabajos pioneros en el relevamiento geológico de los Andes argentino-chilenos a la latitud de 34°- 35° S Trabajos pioneros en el relevamiento geológico de los Andes argentino-chilenos a la latitud de 34°- 35° S (Gerth, 1931; Groeber, 1947; Klohn, 1960; Davidson y Vicente, 1973) han reconocido la equivalencia(Gerth, 1931; Groeber, 1947; Klohn, 1960; Davidson y Vicente, 1973) han reconocido la equivalencia cronoestratigráfica de las Formaciones Río Damas y Tordillo y le han asignado una edad kimmeridgiana. Estos autores han destacado que el pasaje lateral entre ambas unidades se halla definido por la incorporación creciente de productos volcanogénicos y el incremento de espesor y tamaño de los clastos hacia el oeste. Este trabajo aborda el estudio detallado del engranaje lateral entre ambas unidades a lo largo de una transecta sudoeste-noreste a la latitud de 34° 45´S. Se han confeccionado perfiles litológicos en el tramo superior y medio del arroyo las Lágrimas y en el curso medio del arroyo Colorado. El objetivo fue caracterizar la interdigitación formacional y establecer: 1) asociaciones litofaciales diagnósticas para localizar los centros eruptivos, 2) el tipo de alteración que afecta las rocas en relación a la subsidencia y 3) el control estructural que prevaleció durante la formación de los depocentros. En sentido más amplio, el propósito de este trabajo es contribuir a recrear el ambiente paleogeográfico y tectónico durante el Jurásico superior para este sector andino. En función de las condiciones de exposición y de la participación relativa de términos de origen volcánico, es posible reconocer a lo largo de la transecta tres tramos (Figs. 1 y 2): 1) occidental en las cabeceras del arroyo las Lágrimas, conformando el límite con Chile, 2) centro, desde el sector medio del arroyo las Lágrimas hasta su desembocadura en el río Atuel y 3) oriental en el arroyo Colorado. El tramo occidental es en todo similar a las potentes secuencias descriptas en el valle del río Tinguiririca, en Chile (Klohn, 1960). Abarca facies lávicas y volcaniclásticas, con intercalación subordinada de bancos de areniscas rojas. Las primeras se hallan representadas por andesitas piroxénicas y hornblendíferas de colores gris verdoso a rojo violáceo con variedades amigdaloide, vesicular, afírica y porfírica (conocida localmente como ocoítica). Dentro de las facies volcaniclásticas se reconocen subfacies epiclásticas representadas por espesos depósitos de brechas y conglomerados polimícticos con clastos de hasta 0,70 m de andesitas heterogéneas y de areniscas rojas, inmersos en matriz clástica y subfacies piroclásticas correspondientes a ignimbritas cristalinas de composición dacítica. El tramo medio se halla caracterizado por un neto predominio de areniscas rojas estratificadas, con intercalación de niveles lutíticos y conglomerados. El componente volcánico se presenta en forma de diques y filones capa de composición andesítica y de ignimbritas en facies distal. El tramo oriental corresponde a las típicas secuencias tordillenses, integradas por areniscas rojas y verdes, conglomerados y fangolitas depositados en ambiente fluvial con barreales y campos de médanos asociados (Legarreta y Uliana, 1999). Las variaciones litofaciales registradas indican un neto predominio de productos volcánicos primarios hacia el oeste. En particular, la asociación de tipo proximal, integrada por coladas andesíticas y potentes brechas permite inferir la existencia de centros eruptivos en la zona de la actual frontera internacional. Las volcanitas se hallan afectadas por alteración de grado moderado, con distribución penetrante, en vesículas y subordinadamente en venillas. El mineral más abundante de la paragénesis secundaria es la clorita, que ocurre como reemplazo de minerales máficos, en intersticios y rellenando vesículas. Con frecuencia se presenta acompañada por carbonato en motas diseminadas, como reemplazo de plagioclasa y minerales máficos y rellenando vesículas y venillas. La titanita es un mineral ubicuo y muy abundante, encontrándose como gránulos diseminados, orlas en los opacos o reemplazo de minerales máficos. El epidoto es muy común aunque poco abundante y aparece como pequeños gránulos o cristales tabulares bien desarrollados ya sea reemplazando a la plagioclasa y a los máficos o bien con distribución intersticial. El cuarzo es muy escaso y conforma mosaicos intersticiales o agregados calcedónicos asociados a clorita. La albitización es poco frecuente y se encuentra en forma de motas o venillas en los cristales de plagioclasa. La mica blanca es escasa y se reconoce en las ignimbritas y brechas epiclásticas, como reemplazo de plagioclasa, matriz y vitroclastos. La prehnita, aunque ocasional, es muy abundante y se presenta como reemplazo de plagioclasa o rellenando vesículas y excepcionalmente se halla acompañada por escasa pumpellyita. Raramente, se observa tremolita como reemplazo de máficos o con distribución intersticial. Las paragénesis reconocidas son indicadoras de metamorfismo de bajo grado en facies prehnita – pumpellyita, el cual habría tenido lugar hace 100 a 80 Ma (Oliveros et al., 2009), durante el soterramiento de las unidades volcano-sedimentarias, tal como lo sugieren Calderón et al. (2009) en Chile Central. La presencia poco común de tremolita en las muestras estudiadas podría deberse a un incremento térmico producto del emplazamiento de cuerpos intrusivos de edad miocena, tal como fuera sugerido por Sruoga et al. (2008) y Oliveros et al. (2009). En relación al régimen tectónico que controló la formación de los depocentros, Charrier (2007) y Mescuaet al., 2009), durante el soterramiento de las unidades volcano-sedimentarias, tal como lo sugieren Calderón et al. (2009) en Chile Central. La presencia poco común de tremolita en las muestras estudiadas podría deberse a un incremento térmico producto del emplazamiento de cuerpos intrusivos de edad miocena, tal como fuera sugerido por Sruoga et al. (2008) y Oliveros et al. (2009). En relación al régimen tectónico que controló la formación de los depocentros, Charrier (2007) y Mescuaet al. (2009) en Chile Central. La presencia poco común de tremolita en las muestras estudiadas podría deberse a un incremento térmico producto del emplazamiento de cuerpos intrusivos de edad miocena, tal como fuera sugerido por Sruoga et al. (2008) y Oliveros et al. (2009). En relación al régimen tectónico que controló la formación de los depocentros, Charrier (2007) y Mescuaet al. (2008) y Oliveros et al. (2009). En relación al régimen tectónico que controló la formación de los depocentros, Charrier (2007) y Mescua et al. (2008) coinciden en proponer uno de tipo extensional con generación de hemigrábenes en un ambiente de retroarco. En el arroyo Colorado se han descripto fallas normales de mesoescala, con decenas de metros de desplazamiento e inclinación al este, asociadas a estratos de crecimiento que se acuñan al oeste. Estas estructuras sugieren la existencia de una falla extensional más importante ubicada hacia el este, con inclinación al oeste. Inmediatamente al noroeste, sobre el arroyo Gateado, la brusca variación en espesor observada hace suponer la existencia de una falla extensional que separaba el potente conjunto volcánico-clástico al oeste de otro más delgado y clástico al este, probablemente relacionado al hemigraben del arroyo Colorado. En la ladera sur del arroyo las Lágrimas se han reconocido acuñamientos de capas hacia el oeste asociados a una pequeña falla normal invertida tectónicamente. Evidencias que avalan la fuerte subsidencia de depocentros independientes son las importantes variaciones de espesor observadas a lo largo de la cuenca y las diferencias en el aporte sedimentario (Mescua et al., este vol.), así como también el metamorfismo de bajo grado en facies prehnita – pumpellyita que afecta la secuencia volcano-sedimentaria de edad kimmeridgiana.. (2008) coinciden en proponer uno de tipo extensional con generación de hemigrábenes en un ambiente de retroarco. En el arroyo Colorado se han descripto fallas normales de mesoescala, con decenas de metros de desplazamiento e inclinación al este, asociadas a estratos de crecimiento que se acuñan al oeste. Estas estructuras sugieren la existencia de una falla extensional más importante ubicada hacia el este, con inclinación al oeste. Inmediatamente al noroeste, sobre el arroyo Gateado, la brusca variación en espesor observada hace suponer la existencia de una falla extensional que separaba el potente conjunto volcánico-clástico al oeste de otro más delgado y clástico al este, probablemente relacionado al hemigraben del arroyo Colorado. En la ladera sur del arroyo las Lágrimas se han reconocido acuñamientos de capas hacia el oeste asociados a una pequeña falla normal invertida tectónicamente. Evidencias que avalan la fuerte subsidencia de depocentros independientes son las importantes variaciones de espesor observadas a lo largo de la cuenca y las diferencias en el aporte sedimentario (Mescua et al., este vol.), así como también el metamorfismo de bajo grado en facies prehnita – pumpellyita que afecta la secuencia volcano-sedimentaria de edad kimmeridgiana.et al., este vol.), así como también el metamorfismo de bajo grado en facies prehnita – pumpellyita que afecta la secuencia volcano-sedimentaria de edad kimmeridgiana. Calderón, S., Garrido, G., Oliveros, V., Aguirre, L. y Vergara, M., 2009. Estratigrafía y metamorfismo de las Formaciones Río Damas y Lo Valdés y su contacto con unidades cenozoicas, Valle del Río Volcán (34ºS), Chile Central. XII Congreso Geológico, Actas CD S10_10Chileno, Santiago. Charrier, R. 2007. Kimmeridgian backarc extensional reactivation and magmatism in the northern and central Chilean Andes (21°- 36°). Geosur, Resúmenes: 32, Santiago, Chile. Davidson, J. y Vicente, J. C., 1973. Características paleogeográficas y estructurales del área fronteriza de las nacientes del Teno (Chile) y Santa Elena (Argentina) (Cordillera Principal, 35° a 35° 15´latitud sur). V Congreso Geológico Argentino, Actas 5: 11-55, Buenos Aires. Gerth, E., 1931. La estructura geológica de la Cordillera argentina entre el río Grande y río Diamante en el sur de la provincia de Mendoza. Academia Nacional de Ciencias, Actas, 10 (2):125-172, Córdoba. Groeber, P., 1947. Observaciones geológicas a lo largo del meridiano 70. 2. Hojas Sosneao y Maipo. Revista de la Asociación Geológica Argentina 2(2):141-176. Reimpreso en Asociación Geológica Argentina, Serie C, Reimpresiones 1: 1-174 (1980), Buenos Aires. Klohn, C., 1960. Geología de la Cordillera de los Andes de Chile Central, Provincias de Santiago, O´Higgins, Colchagua y Curicó. Investigaciones Geológicas (Chile). Boletín n° 8, pp. 95, Santiago. Legarreta y Uliana, 1999. El Jurásico y Cretácico de la Cordillera Principal y la Cuenca Neuquina. Caminos, R. (Ed.): Geología Argentina, Servicio Geológico Minero Argentino, Anales 29:399-416, Buenos Aires. Mescua, J.F., Giambiagi, L.B. y Bechis, F., 2008. Evidencias de tectónica extensional en el Jurásico tardío (Kimeridgiano) del suroeste de la provincia de Mendoza. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 63 (4): 512-519. Oliveros, V., Aguirre, L., Simonetti, A., Morata, D., Vergara, M., Calderón, S. y Belmar, M., 2009. Estudio geocronológico del metamorfismo de muy bajo grado en las rocas volcano-sedimentarias de la Cordillera de los Andes, Chile Central. XII Congreso Geológico Chileno, Actas CD S8_23, Santiago. Sruoga, P., Rubinstein, N., Etcheverría, M., Cegarra, M., Kay, S., Singer, B. y Lee, J., 2008, Estadío inicial del arco volcánico neógeno en la Cordillera Principal de Mendoza (35° S): Revista de la Asociación Geológica Argentina, 63: 454 – 469.