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El extremo SE de la cuenca de Campo del Arenal, ubicada al occidente de la sierra de Aconquija, aloja al Complejo Volcánico Farallón Negro (CVFN), que comprende rocas sedimentarias, volcánicas primarias y reelaboradas, así como intrusivas de edad miocena superior. En este sector, el CVFN se apoya sobre una superficie de discordancia elaborada en las sedimentitas continentales rojizas de la Formación Hualfín (Galli et al. 2012). El CVFN fue eruptado en un lapso corto de tiempo (9-6 Ma; Harris et al. 2006), probablemente durante un episodio diastrófico transtensivo asociado al movimiento transcurrente del lineamiento Tucumán (Seggiaro et al. 2013). Los afloramientos del CVFN en los valles de Cerro Atajo (coordenadas centrales: 27°19?S- 66°26?O) y Mina Capillitas (coordenadas centrales: 27°21?S-66°22?O) fueron asignados previamente a una asociación de facies distal dentro del complejo (Llambias 1970; Harris et al. 2006). En ambas localidades existe un predominio de composiciones básicas a intermedias, tanto de unidades ígneas primarias (Caffe et al. 2011), como de los componentes líticos y cristalinos de las rocas volcaniclásticas que dominan la estratigrafía de la región (Harris et al. 2006; Galli et al. 2012). Para conocer el modo de emplazamiento y mecanismo principal de fragmentación de algunas de las unidades de la base del CVFN interpretadas como primarias, así como establecer correlaciones con sectores ubicados más al norte, se levantaron dos columnas estratigráficas de detalle sobre el CVFN al norte del intrusivo de cerro Atajo y una adicional en una quebrada perpendicular al río Capillitas. En el perfil de cerro Atajo se observan al menos cuatro unidades magmáticas brechadas, de las cuales las dos inferiores son andesíticas y las dos superiores basálticas. La andesita inferior (3 m de potencia) está completamente brechada, presenta una base peperítica (30-50 cm) caracterizada por la dispersión de clastos angulosos de andesita en sedimentos areniscosos finos del sustrato, un núcleo brechoso de clastos poliédricos y un techo erosivo, cubierto por conglomerados volcanogénicos superiores con clastos redondeados de la misma brecha. Se interpreta a esta unidad como una lava hialoclástica que eruptó o fluyó en un cuerpo de agua relativamente somero. Mediando ~20 m de sedimentos, aparece otra brecha andesítica (8,5 m de espesor) caracterizada por la morfología poliédrica de los bloques y su fábrica en rompecabezas. Tanto en base como en el techo (~2 m de potencia, respectivamente), el delgado espacio entre clastos (5 -> 1 mm), así como frecuentes fracturas ciegas, están rellenos por sedimentos rojizos limosos. En el núcleo la brecha no exhibe relleno intersticial, siendo sólo intruída por diques limosos rojos (2-3 m de largo y 5 cm de ancho) de contornos ondulados, donde a su vez se dispersan clastos andesíticos. Esta brecha se interpreta como un intrusivo tipo sill hialoclastizado, cuyos contactos superior e inferior están ocupados por peperitas en bloque (Skilling et al. 2002). Los niveles basálticos superiores coronan la secuencia del CVFN y de ellos, sólo el último tiene contactos normales y aspecto completamente coherente. Los otros dos tienen zonas parcialmente brechosas hacia la base. El primer banco (3 m) apoya sobre areniscas y pelitas tufíticas y presenta una base peperítica muy bien desarrollada (0.5 m) donde dominios sedimentarios y basálticos están íntimamente mezclados; sus transiciones hacia los sedimentos y hacia la roca ígnea son netos. Las porciones sedimentarias despliegan forma de red de diques clásticos (arena fina a limo) muy delgados (1-2 cm) de formas irregulares, o bien dominios limo-arenosos masivos más contínuos y amplios (hasta 25 cm) conectados con los diquecitos. El segundo basalto (5 m) apoya sobre el anterior según una discontinuidad neta, presentando una base peperítica difusa (1-2 m) en la cual los dominios sedimentarios aparecen como una red discontínua de diques o bien como sectores aislados (1 m de largo) a manera de enclaves con claras evidencias de su incorporación en estado inconsolidado y húmedo. Los contactos entre dominios ígneos y clásticos de ambas peperitas son crenulados y engolfados, sugiriendo que ambos se comportaban como fluidos (peperita fluidal, Skilling et al. 2002). Microestructuras de fluidización (vesiculación del sedimento, escapes de agua, formación de estructuras concéntricas, homogeneización de la fábrica del sedimento, relleno sedimentario en vesículas del basalto) y truncamiento de la laminación sedimentaria original son evidentes a escala meso y microscópica. Ambos basaltos son interpretados como coladas que incorporaron sedimentos vía empuje basal (bulldozing, Squire y McPhie 2002), pero en el primero la base peperítica se segregó de la colada por esfuerzos de cizalla durante el flujo (e.g., Brown y Bell 2007). En el perfil Mina Capillitas aparecen tres niveles basálticos totalmente brechados, intercalados en secuencias sedimentarias de gruesa granulometría con alta participación de componentes volcánicos. El primero de ellos (4 m) es una colada en bloque erosionada formada por autobrechamiento, en la que los clastos tienen composición monomíctica y la matriz está constituida por lava coherente indistinguible textural y mineralógicamente de los primeros. El segundo nivel de brecha monomíctica basáltica (3 m) también presenta clastos inmersos en una matriz lávica, a la vez que está asociado verticalmente a un basalto coherente (7 m) con base peperítica (40 cm) que lo cubre. En función de las diferencias mineralógicas entre ambos cuerpos ígneos (el basalto tiene abundante olivino, la brecha no presenta este mineral) y la presencia de las peperitas en la base del nivel coherente, se interpreta que la brecha es una colada en bloques desvinculada genéticamente de la colada basáltica superior. Esta última incorporó sedimentos inconsolidados por empuje en su base antes de cubrir la autobrecha. Por último, un cuerpo andesítico basáltico completamente fragmentado aparece intruído en depósitos de flujos de detritos volcanogénicos máficos espesos (~ 70 m). Este último aflora con espesor de 5 m, es coherente en la base y pasa gradualmente a una fábrica de tipo rompecabezas hacia el techo. Su composición es monomíctica, con clastos (1-15 cm) con bordes vítreos y matriz (< 1 cm a 1 mm de diámetro) formada por extrema granulación del material pero sin rotación relativa de los fragmentos. Estas características sugieren fragmentación hialoclástica por enfriamiento del magma en contacto con agua que saturaba los poros de los depósitos de la caja (hialoclastita intrusiva; Hanson 1991), combinada con fragmentación dinámica causada por el movimiento del magma dúctil dentro de la caparazón hialoclastizada. Los rasgos de fragmentación observados en ambas localidades de estudio confirman la naturaleza no explosiva del volcanismo del CVFN ya revelado previamente por Harris et al. (2006) y Caffe et al. (2011), en la cual el agua externa actuó mayormente como agente de enfriamiento y granulación del magma. La tipología fluidal de las peperitas basálticas sugiere condiciones de alta temperatura magmática (Squire y McPhie 2002), apoyando la idea de un carácter proximal en la erupción de dichas unidades ígneas en Atajo. La morfología poliédrica de los clastos de las peperitas en bloque estuvo en cambio controlada por la reología del magma (menor temperatura y mayor viscosidad) ya que su aparición se correlaciona con el carácter andesítico de estas unidades. Otros factores, como por ejemplo variaciones en la granulometría del encajante y en la disponibilidad de agua (relación agua/magma) parecen haber ejercido un rol menos importante. La menor cantidad de estructuras peperíticas en el valle de Capillitas puede ser efecto de la exposición de las unidades del perfil estudiado, ya que la distribución de estas estructuras suelen ser lateralmente limitada en cuencas continentales como la del Campo del Arenal. Esto último es refrendado por las hialoclastitas intrusivas descriptas y la presencia de hialoclastitas extrusivas (e.g., Seggiaro et al. 2013) en Capillitas, lo que resalta el carácter subácueo y sinsedimentario del volcanismo también en ese extremo de la cuenca. Las características petrográficas observadas, la intercalación de rocas sedimentarias volcanogénicas de gruesa granulometría (Galli et al. 2012) y las correlaciones con sectores centrales de la cuenca (e.g., Harris et al. 2006) sugieren que el volcanismo del CVFN se desarrollaba según emisiones de abundante magma, pero a partir de pequeños centros eruptivos aislados, o bien como erupciones lávicas fisurales e intrusiones someras distribuidas por la región. Dichos aspectos son consistentes con un escenario geológico en el que los productos volcánicos o reelaborados rellenaban una cubeta con subsidencia activa (Seggiaro et al. 2014), en contraposición al modelo eruptivo más aceptado (Proffett 2003) que plantea un origen a partir de estratovolcanes de grandes dimensiones.

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