SECTOR NORTE DE LA CORDILLERA FRONTAL

CUENCA DEL VALLE DEL CURA
Esta cuenca se desarrolla entre la Cordillera Principal y la Cordillera Frontal. El ordenamiento de las diferentes secuencias estratigráficas fue propuesto por Aparicio (1975, 1984). La región ha sido posteriormente levantada por Nullo y Marín (1990) y Marín y Nullo (1988), quienes formalizaron la estratigrafía de la región. Con posterioridad Limarino et al. (1998) realizaron un estudio sedimentológico y las primeras dataciones radimétricas y bioestratigráficas de la secuencia.

La sucesión sedimentaria cenozoica se inicia con la Formación Tobas Valle del Cura, formada por tobas, conglomerados, arenitas tobáceas y líticas, con esporádicas intercalaciones de tobas e ignimbritas (Limarino et al., 1998).

Por encima en discordancia angular le siguen conglomerados, areniscas y pelitas rojas, que hacia el techo presentan una mayor participación de areniscas grises, potentes niveles de yeso e intercalaciones pelíticas. La secuencia termina con la Formación Los Bañitos, secuencia abigarrada de conglomerados, areniscas, brechas y escasas tobas, en posición subhorizontal y discordante sobre las anteriores.

En la secuencia inferior han sido datadas dos tobas que arrojaron una edad de 45 ± 2,0 Ma y 44 ± 2,0 Ma (Eoceno medio). En la sección superior de la Formación Tobas Valle del Cura se han obtenido edades de 34 ± 1,0 Ma. Hacia el sur de la anterior una intercalación andesítica en estas tobas arrojó una edad de 36 ± 1,0 Ma, ambos valores correspondientes al Eoceno tardío (Limarino et al., 1998).

Otra edad correspondiente a una andesita intercalada en la parte superior Formación La Ollita arrojó una edad de 16 ± 1,0 Ma, que permitiría ubicar esta unidad en el Mioceno medio, dato coincidente con la edad de la microflora estudiada en esta unidad por Barreda et al. (1998). Sobre esta base se puede reconocer una sedimentación paleógena inicial, que es cubierta por depósitos miocenos.

Estos depósitos y sus niveles yesíferos se correlacionan con la ingresión marina del paranense, detectada más al sur en la cuenca de Manantiales por Pérez et al. (1996). Con posterioridad a la deformación principal se deposita en el Plioceno la Formación Los Bañitos. Estas secuencias paleógenas se han reconocido en territorio argentino al norte de los 30º exclusivamente en la región del Valle del Cura.

A lo largo de la Cordillera Principal han sido nuevamente detectadas en territorio chileno adyacente, en la región del río Tinguiririca, aproximadamente a los 35º S, en secuencias sedimentarias y volcaniclásticas con restos de mamíferos de esa edad. Dataciones Ar/Ar en basaltos intercalados en la secuencia han arrojado edades de 36,2 ± 0,2 Ma (Charrier et al., 1996).

SECTOR CENTRAL DE LA CORDILLERA FRONTAL

Formación Mariño

La Formación Mariño (Rolleri y Criado Roque, 1970) está ampliamente representada en el sector central. Se asienta en pseudoconcordancia sobre los depósitos triásicos.

Está compuesta por tres miembros. El inferior era conocido informalmente como «Conglomerados violáceos» y tiene unas pocas decenas de metros de potencia. El miembro medio correspondía a las «Areniscas entrecruzadas» y está constituido por una sección característica de 120 a 150 m de espesor, que presenta una marcada estratificación eólica. Las areniscas tienen intercalaciones de fangolitas y conglomerados en forma subordinada.

El miembro superior, denominado «Estratos de Mariño» consiste en areniscas y fangolitas rojas intercaladas con conglomerados grises, que alcanzan más de 1000 m de espesor. Estas areniscas pertenecen a facies de ambientes aluviales y fluviales.

Sobre la base de las determinaciones radimétricas de Irigoyen (1997) se la sitúa en el Mioceno medio.

Formación La Pilona

Esta unidad, así llamada por Trümpy y Lhez (en Fossa Mancini, 1938) tiene una amplia distribución en las proximidades de la localidad de Cacheuta. Se asienta en concordancia sobre los depósitos de la Formación Mariño. Está compuesta por más de 800 m de areniscas y conglomerados grises con un ordenamiento granocreciente.

Su sección inferior comprende las «Tobas grises inferiores» de Trümpy y Lhez (1937), equivalentes a lo que posteriormente Yrigoyen (1993 a) denominara Toba La Higuerita.

Sobre la base de las edades radimétricas se asigna esta unidad al Mioceno superior. Su depositación marca una importante reactivación de la estructura de la faja plegada y corrida del Aconcagua (Irigoyen, 1997).

Tobas La Angostura

Esta unidad, instituida por Yrigoyen (1993 a), se apoya en concordancia sobre las anteriores y tiene una distribución similar. Era conocida como las «Tobas grises superiores» desde los trabajos de Trümpy y Lhez (1937).

Consiste en depósitos volcanogénicos caracterizados por su color gris y su intensa meteorización, con espesores que oscilan entre 100 y 120 m en el área de Tupungato. Son principalmente tobas de caída liviana retrabajadas, interpuestas con areniscas con abundante material piroclástico.

Hacia el techo se intercalan conglomerados. Su edad está basada en las dataciones realizadas en las tobas, tanto por K/Ar en hornblenda (9,7±1,1 Ma) como en biotita (10,0±0,5 Ma) de acuerdo con Yrigoyen (1993 a y b). Sobre esta base se la asigna al Mioceno superior.

Formación Río de Los Pozos

Esta unidad fue nominada como «Serie Amarilla » por Trümpy y Lhez (1937), en tanto que el nombre formal fue dado por Yrigoyen (1993 a). Se asienta en concordancia sobre los depósitos anteriormente descriptos.

Está compuesta por fangolitas y fangolitas tobáceas y areniscas amarillentas que se interponen en una secuencia granocreciente de conglomerados finos. En la región del cerro Tupungato, su espesor varía entre 230 y 400 m debido a la discordancia que en su techo la separa de la Formación Los Mogotes.

Si bien no hay dataciones de estas rocas, se las asigna al Plioceno.

Formación Los Mogotes

Esta unidad fue definida por Trümpy y Lhez (1937) como «Conglomerado de Los Mogotes». Polanski (1963) fue quien le otorgó el nombre formal. Se asienta mediante discordancia angular sobre la Formación Río de Los Pozos. Esta secuencia conglomerádica puede alcanzar más de 2000 m de espesor y presenta intercalaciones de areniscas y fangolitas rojas con escasos niveles tobáceos.

Algunos autores han interpretado a estos conglomerados gruesos, en parte caóticos, como depósitos glaciarios. Actualmente se los considera como una facies de alta energía correspondiente a depósitos sinorogénicos proximales al frente de corrimientos.

Algunos niveles tobáceos intercalados en el miembro medio e inferior de la unidad arrojaron edades de 2,6±0,1 Ma y 2,4±0,3 Ma, por lo que se la asigna al Plioceno superior hasta Cuaternario inclusive.

Basaltos extraandinos

Coladas basálticas

Dos centros efusivos de basaltos olivínicos se desarrollaron sobre los depósitos aluviales cuaternarios en las llanuras extraandinas situadas al oeste de Pareditas.

Su emplazamiento estaría condicionado por un posible control tectónico. Su edad es imprecisa dentro del Cuaternario

Los estudios de Polanski (1964) demostraron la existencia de numerosas apófisis graníticas emplazadas en forma discordante en las secuencias mesozoicas deformadas. En el sector chileno adyacente, al sur del paso de Nieves Negras, vuelven a asomar estas rocas con similares relaciones tectónicas.

Granito Arroyo Colina

Las rocas volcánicas cenozoicas están asociadas a plutonitas epizonales que habían sido reconocidas por Polanski (1964) con el nombre de Stock apotectónico del arroyo Colina. Estas rocas intrusivas afloran en las nacientes del río Colorado y son conocidas como Granito Arroyo Colina (Ramos et al., 1997).

Esta unidad, definida por Polanski (1957) como un stock apotectónico, está constituida por plagioclasa, hornblenda, biotita y cuarzo y escaso feldespato potásico que le confiere una composición tonalítica. El stock sella la estructura previa y ha sido datado en la vertiente occidental del cerro Campanario, en la margen derecha del arroyo Colina. Una muestra de este cuerpo analizada por K/Ar (roca total) arrojó una edad de 3,4 ± 0,5 Ma que permite ubicarlo en el Plioceno superior.

Al Granito Arroyo Colina se asocian una serie de filones capa de granito y pequeños stocks que se observan en el cordón del Límite. En el cerro Amarillo, al oeste del paso de Nieves Negras se observa una secuencia piroclástica riolítica que es intruida por un domo de igual composición.

Rocas similares afloran en la margen sur del río Salinillas, donde constituyen filones capa de riolitas gris blanquecinas, de grano fino. Agua arriba del arroyo que desemboca en el Real de los Chilenos se ha podido datar una lava riolítica por K/Ar en roca total que arrojó una edad de 3,5 ± 0,9 Ma

El rango de edades similares que presentan estas riolitas con el Granito Arroyo Colina sugeriría una relación posiblemente cogenética, representando términos más superficiales del mismo.

Formación Los Mesones

Esta unidad corresponde a los depósitos de agradación del primer nivel de piedemonte. Polanski (1963, 1964, 1972) la describió ampliamente. En su mapeo se ha seguido en líneas generales la morfología propuesta por Polanski (1963) aunque ella fue en parte modificada sobre la base de las fotografías aéreas e imágenes Landsat. Está constituida por fanglomerados, con un espesor máximo de 110 m que se pueden observar en las huayquerías de San Carlos y en Lunlunta. Su edad fue asignada por Polanski (1963) al Pleistoceno inferior.

Formación La Invernada

Esta unidad reúne los depósitos correspondientes al segundo nivel de agradación y se adosan a las estribaciones orientales de la Cordillera Frontal. Sus espesores varían entre 60 a 65 m en la cuenca del río Tunuyán a unos 85 m en la cuenca del río Mendoza (Polanski, 1972). Son fanglomerados de composición similar a los de la unidad anterior. Su edad corresponde al Neopleistoceno (Polanski, 1963)

Formación El Zampal

Esta unidad fue definida por Polanski (1963) como «limos parecidos al loess y arenas finas». Estos sedimentos cubren ampliamente la llanura pedemontana y son disectados por los ríos actuales que desarrollaron depósitos aluviales en sus planicies activas.

CUENCA DE CUYO
Este depocentro iniciado en el Triásico como una cuenca de rift es reactivado como una cuenca de antepaís durante la deformación cenozoica. Está ubicado en la zona de transición entre los segmentos de subducción horizontal y normal que se desarrolla a los aproximadamente 33º de latitud sur.

Diversos autores han estudiado sus depósitos (Yrigoyen, 1993 a y b), pero gran parte del conocimiento actual deriva de los estudios de Irigoyen et al. (1995).

Esta cuenca correspondía a la parte distal de la cuenca de antepaís generada en la Cordillera Principal por la faja plegada y corrida del Aconcagua entre los 20 y 8,6 Ma (Ramos et al., 1996).

De esta cuenca original sólo quedan algunos remanentes correspondientes a la Formación Santa María en el depocentro de Las Vacas (Pérez y Ramos, 1996), y los depósitos de la depresión de Uspallata estudiados por Cortés (1993). Al sur de Potrero Escondido Polanski (1972) describe en las nacientes del arroyo Chorrillo remanentes de esta cuenca. Sus niveles basales pertenecerían a la Formación Santa María, mientras que la parte más joven se puede correlacionar con los depósitos mioceno superiores a pliocenos.

En la cuenca de Cuyo actual la estratigrafía está compuesta por las Formaciones Mariño (15,7 a 12 Ma), La Pilona (11,7-9 Ma), Río de Los Pozos (8-3 Ma) y Los Mogotes (3-1 Ma), de acuerdo a la estratigrafía introducida por Yrigoyen (1993 a y b) y las dataciones y estudios magnetoestratigráficos de Irigoyen (1997).

Con posterioridad a la sedimentación de la Formación Mogotes, los depósitos sinorogénicos desarrollan una serie de estratos de crecimiento de edad cuaternaria en el flanco occidental del anticlinal Barrancas, asociados al levantamiento de esta estructura (Chiaramonte, 1996).

CUENCA DE TUNUYÁN
La actual cuenca de antepaís de Tunuyán, extendida al norte y oeste del bloque de San Rafael, está asociada en su desarrollo con la depresión intermontana del Alto Tunuyán.

Con esta denominación Polanski (1957) describe los depósitos sinorogénicos desarrollados al oeste del cordón del Portillo, que registran el levantamiento inicial y la evolución posterior de las Cordilleras Principal y Frontal a estas latitudes.

Si bien se pueden correlacionar en parte estos depósitos con los de la Cordillera Principal del segmento de subducción horizontal, no hay una exacta sincroneidad en los tiempos de depositación y levantamiento.
La sedimentación se inicia en el Eoceno superior (aproximadamente 36 Ma) con la depositación de estratos rojos, intercalados con secuencias piroclásticas que se preservan casi exclusivamente en territorio chileno adyacente (Charrier et al., 1996).

Algunos autores habían atribuido al Eoceno algunas secuencias volcánicas aflorantes en el cordón de Contreras y en la Cordillera de las Yaretas (Polanski, 1972 y 1964, respectivamente), las que se interponían en la base de los depósitos sinorogénicos de la depresión del Alto Tunuyán.

Sin embargo, nuevas dataciones de estas unidades han permitido ubicarlas en el Mioceno.

Las secuencias sedimentarias tendrían edades inferiores a 13,5 Ma indicando un levantamiento más joven de la Cordillera Principal que en el segmento de subducción horizontal.

La secuencia comienza con potentes conglomerados ya reconocidos por Darwin (1846), los Conglomerados Tunuyán (Giambiagi y Tunik, 1997), denominados por Polanski (1964) como Formación Agua de la Piedra, por correlación con los depósitos ubicados más al sur.

Sobre esta unidad se asienta al oeste del cordón del Portillo en discordancia la Formación Butaló (Polanski, 1972). Esta unidad tiene niveles con pelecípodos de agua dulce que indicarían un episodio lacustre.

Hacia el sur se encuentra desde el valle del río Colorado, en las nacientes del río Tunuyán, hasta la laguna del Diamante, la Formación Papal, apoyada mediante una discordancia angular sobre los Conglomerados Tunuyán.

La Formación Papal está integrada por 340 m de fangolitas yesíferas finamente laminadas, fangolitas rojizas y bancos de yeso estratificado, con laminación ondulosa y grietas de desecación interpuestas con pelitas verde amarillentas (Pérez et al., 1997). Esta unidad podría representar una nueva ingresión marina a la cuenca quizás más joven que la descripta en la cuenca de Manantiales.