Biblioteca Digital | FCEN-UBA | Ramos, Miguel Esteban. 2015 03 19 ...

Controles tectónicos de las principales secuenciasvolcano-sedimentarias del Cenozoico en la

Cordillera NordpatagónicaRamos, Miguel Esteban

2015 03 19

Tesis Doctoral

Facultad de Ciencias Exactas y NaturalesUniversidad de Buenos Aires

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UNIVERSIDAD DE BUENOS AIRES

Facultad de Ciencias Exactas y Naturales

Departamento de Ciencias Geológicas

Controles tectónicos de las principales secuencias volcano-sedimentarias del

Cenozoico en la Cordillera Nordpatagónica

Tesis presentada para optar por el título de Doctor de la Universidad de Buenos Aires en el área de Ciencias Geológicas

Miguel Esteban Ramos

Director: Andrés Folguera Telichevsky

Director Asistente: Mario Giménez

Lugar de Trabajo: Instituto de Estudios Andinos don Pablo Groeber

Buenos Aires, 2014

Tesis Doctoral (UBA)

I

Controles tectónicos de las principales secuencias volcano-sedimentarias del

Cenozoico en la Cordillera Nordpatagónica

Miguel E. Ramos (2014)

II

Resumen

En esta Tesis se presenta un estudio detallado de las principales secuencias

oligo-miocenas en dos segmentos del sector norte de los Andes Nordpatagónicos. Estos

segmentos ubicados a 39° y 42°S, respectivamente, se corresponden con el desarrollo de

los sistemas morfoestructurales de los Andes Nordpatagónicos, la Precordillera

Nordpatagónica y la región del antepaís. Estas secuencias sinorogénicas se encuentran

representadas por las Formaciones Ventana, Ñirihuau y Collón Cura en la región sur y

por las Formaciones Auca Pan y Chimehuín en el sector norte. Datos gravimétricos y

sísmicos permiten reconocer y diferenciar los principales depocentros de esta región, los

cuales albergan a las secciones clásticas, piroclásticas y volcánicas que integran a estas

secuencias oligo-miocenas. Las evidencias de campo constreñidas por datos

gravimétricos y sísmicos, permiten reconocer una fase extensional representada por las

rocas volcánicas oligocenas (~29,6 Ma K/Ar). La química de estos materiales indica que

los magmas que les dieron origen se equilibraron en una corteza levemente atenuada sin

fraccionamiento de mineralogías de alta presión. La inversión parcial de estos

depocentros a fines del Mioceno define una estructura compleja en el frente orogénico

que se interpreta como asociada a la interferencia entre el sistema de Huincul

desarrollado principalmente en subsuelo en el área del antepaís y los Andes

Nordpatagónicos, con rampas oblicuas de orientación NO segmentadas por sistemas de

transferencia NE. La descripción de una serie de discordancias progresivas

desarrolladas en el tope de cuña de la cuenca de antepaís, acotadas por nuevas edades

U/Pb, permite discriminar diferentes pulsos de deformación para el Mioceno medio. Por

otra parte, el análisis de las poblaciones de circones detríticos obtenidas de estas

dataciones, junto con las de trabajos previos, proporciona información fundamental

para reconstruir la historia y evolución tectónica de los Andes Nordpatagónicos con un

episodio de rápida expansión del frente orogénico hasta el Macizo Nordpatagónico,

presuntamente el desarrollo de un límite mecánico a dicha expansión y la deformación

de la cuña orogénica mediante el desarrollo de corrimientos fuera de secuencia que

levantan la Precordillera Nordpatagónica a mediados y finales del Mioceno. Las edades

máximas de sedimentación obtenidas para la Formación Ñirihuau (~13,5 y ~12,9 Ma) y

la Formación Collón Cura (~11,3 Ma) evidencian un carácter diacrónico en la

depositación de estas unidades, así como también indicarían edades de sedimentación

más jóvenes que las precedentemente establecidas. De esta forma se concluye a partir de


III

los casos analizados, que las secciones oligocenas corresponden a típicas secciones de

origen tafrogénico, mientras que las del Mioceno temprano a superior se han acumulado

en una cuenca de antepaís, ejemplificándose de esta manera el patrón evolutivo

cenozoico que caracteriza a los Andes Nordpatagónicos. Así, los Andes Norpatagónicos

son el resultado de una fase de relajamiento extensional paleógena seguida de un

episodio de reconstrucción que progresa en secuencia hasta que sufre un episodio de

reestructuración del sector interno a través de una fase fuera de secuencia.

Palabras clave: Andes Nordpatagónicos, secuencias oligo-miocenas, discordancias progresivas.


IV

Tectonic controls of the main volcano-sedimentary successions in the Cenozoic North Patagonian Cordillera.

Abstract

This work presents a detailed study of the main Oligo-Miocene successions of two

different segments of the northern sector of the North Patagonian Andes. These two

segments located in the 39º and 42º S respectively, coincide with the development of a

series of morphostructural systems, the Northpatagonian Andes, the Northpatagonian

Precordillera and the foreland area. These successions are represented by the Ventana,

Ñirihuau and Collón Cura Formations in the southern region and by the Auca Pan and

Chimehuín Formations in the north. Gravity and seismic data allowed recognizing and

differentiating the main depocenters in this region, which hold the clastic, pyroclastic

and volcanic facies. Field evidences supported by gravity and seismic data, provide the

primary source of information to determine the Northpatagonian Andes structural

framework. Thus, an extensional phase is recognized represented by the volcanic stage

corresponding to the Oligocene sections (~29,6 My K/Ar). Geochemistry of these rocks

indicates that the magmas that originated them were equilibrated in a slightly attenuated

crust without fractionation of high pressure mineralogies. The partial inversion of these

late Miocene depocenters defines a complex structure in the orogenic front interpreted

as related to an interference between the Huincul system developed mainly in the

subsurface in the foreland area and the Northpatagonian Andes, with oblique ramps NW

oriented, segmented by NE transfer systems. The description of a series of progressive

unconformities developed in the foreland area, dated by new U/Pb ages allows

discriminating different pulses of deformation during the middle Miocene. Otherwise,

the dating of the detrital zircons provides basic information to reconstruct the Oligo-

Miocene tectonic evolution of the Northpatagonian Andes. This started with an episode

of rapid expansion of the orogenic front to the Northpatagonian Massif, presumably

finding a mechanical limit to such expansion and the orogenic wedge restructuration by

out of sequences thrusts at the middle and late Miocene that uplifted the

Northpatagonian Precordillera. Maximum ages of sedimentation obtained for the

Ñirihuau Formation (~13,5 y ~12,9 My) and the Collón Cura Formation (~11,3 My)

evidence a diachronic behavior in these units during depositation across the basin, and


V

also indicate younger sedimentation ages than the previously expected. Thus it is

concluded from the analyzed cases that the Oligocene sections correspond to typical

taphrogenic successions, while Miocene ones have accumulated in a foreland basin.

Thus, the Northpatagonian Andes are characterized during their Cenozoic evolution as a

fold and thrust belt that suffered an extensional relaxation period followed by a

Neogene reconstruction, characterized by an in-sequence progression of the structure

followed by an out-of-sequence period.

Key words: Northpatagonian Andes, Oligo-Miocene successions, progressive unconformities.


VI

Propósito y objetivos

El objetivo de esta Tesis Doctoral es brindar desde una perspectiva regional un

enfoque geodinámico de la evolución de los Andes Nordpatagónicos por medio de la

revisión e interpretación de las evidencias geológicas compiladas en los trabajos de

campo, datos gravimétricos generados en esta instancia y datos previos compilados,

sísmicos derivados de la industria del petróleo y edades U/Pb y K/Ar. Sobre esta base,

se relacionan las geometrías observadas en los principales depocentros sedimentario,

junto con su composición y edad, con la deformación analizada en las secuencias

sinorogénicas y sinextensionales, así como en el basamento. Se espera de tal manera

que los resultados obtenidos en esta contribución sean un aporte a un mejor

entendimiento de la evolución tectónica de la región bajo estudio, como así también

generen nuevos interrogantes y motivaciones para estudios futuros.


VII

Agradecimientos

Este trabajo contó con el apoyo del Conicet (Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y

Técnicas).

Se agradece a los integrantes del Instituto de Estudios Andinos Don Pablo Groeber y al

Instituto Geofísico-Sismológico Volponi en general, y especialmente a Andrés Folguera y a

Mario Giemenez, por aceptar la dirección de este trabajo, y por haber acompañado este

proceso con paciencia y entusiasmo.

A Victor y Nina por mostrarme este maravilloso universo que es la geología.

AVanesa Litvak, por haber facilitado información de Geoquímica de la zona que resulto de una

gran utilidad.

Los trabajos de campo contaron con la valiosa colaboración de Felipe Calatayud, Lucas Fennell

Diego Regalía Ana Ramos y Julian Forestier y fueron facilitados por la generosidad de

numerosas personas que habitan en la región.

A Victor y Nina por mostrarme este maravilloso universo que es la geología.

A la gente que convirtió el lugar de trabajo en un espacio ameno donde encontrar apoyo,

intercambiar ideas, y alegría.

A mis amigos y a todas esas personas que de alguna forma u otra son parte de este trabajo por el

apoyo y contención que generosamente brindaron a lo largo de estos años.

A mi familia le agradezco su apoyo inquebrantable en cualquiera de los caminos que elija

recorrer.

Y finalmente a Luli y a Jose, por el profundo amor y la dulzura que impregnan a cada unos de

sus actos.


VIII

PROPÓSITO Y OBJETIVOS .......................................................................................................... VI

1. INTRODUCCIÓN .......................................................................................................... 10

1.1. PRESENTACIÓN ................................................................................................................ 10

1.2. UBICACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO ................................................................................ 12

1.3. OBJETIVOS Y NATURALEZA DEL TRABAJO .................................................................... 12

1.4. ANTECEDENTES ............................................................................................................... 14

1.5. CONOCIMIENTO ACTUAL DE LAS CUENCAS CENOZOICAS EN LOS ANDES

NORDPATAGÓNICOS ........................................................................................................ 15

1.6. CONSIDERACIONES PRELIMINARES ................................................................................ 17

1.7. METODOLOGÍA GENERAL ............................................................................................... 19

2. SECUENCIAS OLIGO-MIOCENAS VINCULADAS AL CORDÓN DEL MA ITÉN .......................................................................................................................... 24

2.1. INTRODUCCIÓN ................................................................................................................ 24

2.2. ANTECEDENTES ............................................................................................................... 27

2.3. GEOLOGÍA DE LA REGIÓN DE ESTUDIO CENOZOICA ..................................................... 28

2.4. ESTRATIGRAFÍA DE LA FORMACIÓN ÑIRIHUAU EN EL CORDÓN DEL MAITÉN ............ 32 2.5. ESTRUCTURA DEL FRENTE OROGÉNICO ........................................................................ 39

2.6. CONCLUSIONES PRELIMINARES ...................................................................................... 46

3. EVOLUCIÓN DEL ANTEPAÍS DE LOS ANDES NORDPATAGÓNICOS: DEPOCENTROS ÑIRIHU AU- ÑORQUINCO. .......................................................... 48

3.1. INTRODUCCIÓN ................................................................................................................ 48

3.2. CONFIGURACIÓN GEOLÓGI CA ........................................................................................ 50

3.3. METODOLOGÍA ................................................................................................................ 56

3.4. GEOLOGÍA DE LAS CUENCAS DE ÑIRIHUAU ................................................................... 58

3.5. FORMACIONES ÑIRIHUAU Y COLLÓN CURÁ A TRAVÉS DEL RÍO CUSHAMEN.............. 63 3.6. DESCRIPCIÓN DE LA SEDIMENTACIÓN SINOROGÉNICA A PARTIR DE LOS DATOS

SUBSUPERFICIALES .......................................................................................................... 73

3.7. DISCUSIÓN ........................................................................................................................ 79

3.8. CONCLUSIONES ................................................................................................................ 89

4. EVOLUCIÓN TECTÓNICA DE LOS ANDES NORDPATAGÓNICOS DESDE LOS DATOS DE CAMPO Y DE GRAVEDAD (39-40ºS) .......................................... 91

4.1. INTRODUCCIÓN ................................................................................................................ 91

4.2. CONFIGURACIÓN GEOLÓGICA REGIONAL ..................................................................... 93

4.3. METODOLOGÍA .............................................................................................................. 100

4.4. DATOS GRAVIMÉTRICOS ............................................................................................... 103

4.5. GEOLOGÍA DE LAS REGIONES DEL ARCO Y DEL RETROARCO ..................................... 106

4.6. ESTRUCTURA SUPERFICIAL DE LAS REGIONES DEL ARCO Y RETROARCO ................. 112 4.7. ESTRUCTURA DE LA CORTEZA SUPERIOR .................................................................... 117


IX

4.8. ESTRUCTURA DE LA CORTEZA INFERIOR ..................................................................... 121

4.9. DISCUSIÓN ...................................................................................................................... 122

4.10. CONCLUSIONES .............................................................................................................. 129

5. DISCUSIÓN GENERAL .............................................................................................. 131

6. CONCLUSIONES GENERALES ............................................................................... 136

7. BIBLIOGRAFÍA........................................................................................................... 140

ANEXO .................................................................................................................................... 163


10

1. Introducción

1.1. Presentación

Los Andes Patagónicos se desarrollan al sur de los Andes Centrales del Sur,

siendo el límite entre ambas unidades el sector septentrional de la faja plutónica al sur

del Lago Aluminé (39º S) que se continúa en los Andes Patagónicos de Argentina y

Chile a través del Batolito Patagónico por más de 2.000 km (Turner, 1965 ).

Figura 1.1: Mapa regional hecho sobre datos topográficos de un DEM, destacando los principales rasgos morfotectónicos de la región de análisis.


11

Esta faja plutónica se asocia a exposiciones del basamento metamórfico paleozoico, con

una cubierta paleógena, formada principalmente por coladas volcánicas, depósitos

continentales y en menor medida marinos de edad oligocena-miocena (Turner., 1976;

González Díaz y Zubia., 1980; González Díaz y Nullo., 1980).

Figura 1.2: Ubicación de las distintas escalas espaciales que explora esta Tesis a través del área abarcada por cada capítulo.

Los principales rasgos morfoestructurales que se reconocen para esta región son de este

a oeste: la Cordillera de la Costa, la Depresión Central, los Andes Nordpatagónicos y la

Precordillera Nordpatagónica. Sobre el antepaís se encuentra la Dorsal de Huincul y el


12

Antepaís fragmentado de Gastre junto con otros rasgos menores (Mosquera y Ramos.,

2006; Silvestro y Zubiri., 2008; Orts et al., 2012; Bilmes et al., 2013) (Figura 1.1).

1.2. Ubicación del área de estudio

El área de estudio de esta Tesis corresponde a la Cordillera Patagónica

Septentrional o Andes Nordpatagónicos, abarcando desde el sur de la provincia de

Neuquén y Río Negro, hasta el norte de la provincia de Chubut (Figura 1.2). El objetivo

principal corresponde comprender la evolución y desarrollo de las secuencias

sinorogénicas oligo-miocenas que se encuentran en la vertiente oriental de los Andes.

1.3. Objetivos y naturaleza del trabajo

Los principales prismas volcano-sedimentarios de la parte norte de la Cordillera

Patagónica son las secciones oligocenas, miocenas y pliocenas. Entre las mismas, una

serie de rocas andesíticas de amplia distribución areal es conocida como Formación

Auca Pan en el retroarco del sur de Neuquén y denominada también como Formación

Ventana en el retroarco de la región de Río Negro y Chubut. Estas secuencias son las

rocas volcaniclásticas más representativas del intervalo oligoceno. Por otra parte, las

secuencias sedimentarias de la Formación Ñirihuau y la Formación Collón Curá,

incluidas en la Formación Chimehuín en la región de Junín de los Andes, constituyen

las principales secciones clásticas de edad miocena inferior a pliocena inferior.

El segmento andino ubicado entre los 39º30´ y los 42ºS es un sitio clave para el

estudio de las fases que han conllevado a la formación de la Cordillera Patagónica en

los últimos 40 millones de años. Para abordar este trabajo se tomaron como zonas de

análisis dos secciones tipo, una ubicada al norte de la provincia de Chubut en las

cercanías de la localidad del Maitén y otra en la zona sur de la provincia de Neuquén en

las proximidades de Junín de los Andes (Figura 1.2).

La zona propuesta en la cordillera neuquina no ha contado con un adecuado

esquema evolutivo que se base en la estructura descripta en el área, debido al difícil

acceso que posee en ciertos sectores. Estudios clásicos han indagado en aspectos


13

regionales y estratigráficos sin identificar las grandes estructuras de la región, quizás

siendo excepciones los trabajos de Turner (1965, 1973) y de González Díaz (en este

último caso en su mayoría correspondiente a trabajos inéditos). Estos autores

reconocieron la existencia de cabalgamientos y fallas con una mecánica no explicitada,

asociados a los principales quiebres topográficos de la región. De esta forma, las

secciones correspondientes a las Formaciones Auca Pan y Ventana no cuentan con un

adecuado análisis de los mecanismos que posibilitaron su acumulación. Sin embargo,

trabajos recientes de Franzese et al. (2011) ya asocian estas secciones a depocentros de

origen tafrogénico, inmediatamente al norte del área de estudio, constituyendo los

primeros enfoques de este tipo en la región.

Por otra parte, existe una amplia diversidad de estudios anteriores enfocados en

la cuenca de Ñirihuau, superiores en número a aquellos vinculados a analizar los

mecanismos de acumulación de las secciones oligocenas, tales como los de Lizuaín

(1983), Mancini y Serna (1989) y Giacosa y Heredia (1999, 2000, 2004) que indican

que la Formación Ñirihuau correspondería a una cuenca de antepaís. Sin embargo, las

mecánicas de sedimentación propuestas no han sido basadas aún en geometrías

descriptas en el campo o en la información sísmica.

Objetivos específicos

Los objetivos específicos de esta Tesis son:

- Proponer un modelo que explique la evolución del segmento orogénico ubicado entre

los 39º30´y los 42ºS, a partir del estudio de las estructuras aflorantes en la región del

retroarco, la determinación de su lapso de actividad y la determinación de la geometría

de los depósitos sincrónicos asociados.

- Describir los rasgos estructurales superficiales, así como indagar acerca de los

mecanismos profundos que les dieran origen, mediante el análisis de datos

gravimétricos y sísmicos y el modelado a través de programas de restauración.

- Confeccionar una serie de transectas estructurales que permitan determinar la

secuencia de eventos deformacionales que llevaron a la formación de la cordillera a

estas latitudes, a partir de las relaciones entre las distintas secciones estratigráficas,


14

ponderando cuantitativamente la importancia de cada fase de construcción y/o

destrucción del relieve mediante mecanismos orogénicos.

El objetivo general es determinar qué procesos distintivos han actuado en este

sector orogénico que no han operado en sectores adyacentes con el fin de entender los

cambios morfológicos de primer orden que existen en los Andes Nordpatagónicos.

1.4. Antecedentes

Numerosos estudios se han llevado a cabo en los Andes Nordpatagónicos, desde

finales del siglo XIX y principios del siglo XX, correspondientes a expediciones

científicas cuyas observaciones sentaron las bases para la evolución del conocimiento

geológico de la región (Bodenbender, 1892; Krüger 1909; Köllicker et al., 1917; Keidel,

1917, 1921, 1925; Wichmann, 1918, 1934; Groeber, 1918, 1929; Ljunger, 1930, entre

otros). Estos mencionan por primera vez la presencia de sedimentitas mesozoicas en la

región, a partir de la realización de las primeras transectas a lo largo de la cadena andina

a estas latitudes, aportando las bases geológicas fundamentales y en particular los

primeros mapas estructurales de la región.

Para mediados del siglo XX los estudios integrales más relevantes vinculados

directa o indirectamente a la zona de estudio incluyen los relevamientos geológicos

regionales llevados a cabo en el marco del Servicio Geológico Minero Argentino

(SEGEMAR) y exploraciones vinculadas a la industria de hidrocarburos. Entre éstos se

destacan las hojas geológicas a escala 1: 200.000 de Lago Aluminé (Galli, 1969), Junín

de los Andes (Turner, 1973), Aluminé (Turner, 1976), Cerro Mirador (Volkhaimer y

Lage, 1981), así como los informes de Feruglio (1927, 1941, 1947 y 1949).

Sucesivos trabajos se focalizan en el área, desde aquellos realizados por Petersen

y González Bonorino (1947), pasando por los de González Bonorino (1974), González

Bonorino y González Bonorino (1978), Lizuain (1980), González Díaz y Zubia (1980).


15

1.5. Conocimiento actual de las cuencas cenozoicas en los Andes Nordpatagónicos

Los Andes Nordpatagónicos presentan un nivel de conocimiento inferior al de

los Andes Centrales debido a las dificultades que existen para su relevamiento, tales

como una vegetación abundante en la zona de la divisoria de aguas y el ámbito

cordillerano en general, su difícil acceso y escasa exposición de afloramientos por

debajo de la cota de vegetación que vuelven dificultosa la correlación de las distintas

unidades. Adicionalmente, el sector ubicado inmediatamente hacia el antepaís está

cubierto por extensas planicies glacifluviales de la última glaciación que no han sufrido

gran incisión fluvial posterior, lo cual restringe la exposición de las distintas unidades.

Aquí, la incipiente prospección de la industria petrolera, llevada a cabo principalmente

en la década de los 80's, constituye un gran aporte como fuente de información para este

sector.

González Díaz y Nullo (1980) definieron y describieron la fosa de Collón Cura

norte y la fosa de Río Chico al sur como el principal espacio de acomodación para los

depósitos sinorogénicos del Mioceno superior provenientes del levantamiento de la

Cordillera de los Andes a estas latitudes. La fosa de Río Chico se sobrepone a la cuenca

de retroarco denominada Ñirihuau-Ñorquinco-Cushamen por Cazau (1972; 1980) al sur

de San Carlos de Bariloche, que se desarrolla en el flanco oriental de un arco orogénico

andesítico (Spalleti, 1983; Dalla Salda et al., 1981). Posteriormente, Giacosa y Heredia

(1999) describen la cuenca de Ñirihuau- Collón Curá y la interpretan como una cuenca

de antepaís. El relleno de esta cuenca fue objeto de estudio de numerosas

contribuciones, motivadas principalmente por el interés de la industria frente a la

potencial condición de la cuenca como hidrocarburífera. Entre estos trabajos cabe

destacar las contribuciones de Ramos (1982) en donde se llevaron a cabo una serie de

detalladas descripciones y correlaciones de perfiles estratigráficos, en las cuales se

evidenció el alcance de las ingresiones marinas cenozoicas en la cuenca, procedentes

del margen pacífico. Posteriormente Mancini y Serna (1989), a partir de estructuras

profundas observadas en datos sísmicos y de pozos, reconocieron el carácter extensional

de estos depocentros para el Mioceno (Figura 1.3). Recientemente, Bechis et al. (2014)


16

realizaron una compilación de edades previas y aportaron nuevas, reordenando las

relaciones estratigráficas entre los principales depocentros de la cuenca.

Figura 1.3: Paleoestructura a ~17 Ma y estructura actual de la cuenca de Ñirihuau determinadas a partir de datos sísmicos (según Mancini y Serna, 1989).

Por otra parte, la fosa de Collón Curá está integrado en parte por los

afloramientos que se encuentran en los valles del río homónimo, así como también por

los depocentros aislados que fueron estudiados en los márgenes del río Limay (Rolleri

et al., 1976). El sector norte de la fosa de Collón Cura se encuentra limitado al norte por

la fosa de Bio Bio-Aluminé (García Morabito y Ramos, 2011) y la cuenca oligo-

miocena de Cura Mallín sobre el margen chileno (Suárez y Emparán, 1997). Algunos

autores distinguen diferentes unidades estratigráficas en las exposiciones miocenas más

septentrionales de la fosa de Bio Bio-Alumné; por ejemplo, las Formaciones

Chimehuín, Lolog y Rancahue, entre otras. Incluso, recientemente, Franzese et al.

(2011) describieron de manera aislada al depocentro Aluminé aportando un

constreñimiento radimétrico y determinando la naturaleza deformacional del relleno

oligo-mioceno. Sin embargo, es Turner (1973), quien describió a la Formación

Chimehuín en las proximidades de Junín de los Andes y Aluminé, quien plantea una

posible correlación con las rocas de la Formación Collón Curá. Las succesiones de la


17

Formación Collón Curá en esta región, han sido estudiadas principalmente por el

registro de contenido paleontológico correspondiente a la fauna del Colloncurense

vinculada principalmente a su miembro ignimbrítico Pilcaniyeu (Marshall, 1990;

Vucetich et al., 1993). Este úlimo presenta un control radimétrico más reciente que lo

ubica en una edad probable de 14,2 Ma y que ha sido extrapolado en gran medida a

través de la cuenca (Mazzoni y Benvenuto 1990).

Finalmente, García Morabito y Ramos (2012) describieron los principales rasgos

estructurales de la faja plegada y corrida de Aluminé y a partir del estudio de la

evolución tectónica a estas latitudes reconocen una fuerte inversión de las principales

estructuras que afectan y son sincrónicos a la cuenca de antepaís.

1.6. Consideraciones preliminares

Esta Tesis puede ser leída en forma relativamente independiente en cada uno de sus

capítulos. Sus partes han sido publicadas o presentadas para su publicación en revistas

especializadas, por lo cual constituyen unidades en sí mismas. Cada capítulo posee una

introducción, una exposición ordenada de las bases de datos utilizadas en cada caso, una

discusión y conclusiones. De esta manera, cada capítulo representa un trabajo científico

que puede ser abordado sin la necesidad de contar con la lectura de los precedentes.

Parte de la información expuesta en los capítulos iniciales es referida en los

subsiguientes y a veces es inclusive resumida en los mismos. De todas maneras, el

presente ordenamiento, tal como se indicó en la introducción, obedece a un cambio en la

escala de análisis y a un nivel de complejidad geológica en aumento, por lo cual se

recomienda, su lectura siguiendo esta propuesta. Ello permitirá transitar por los

interrogantes que se han abierto durante el desarrollo de esta Tesis, así como a través de

ciertas presunciones que se desarrollan hacia el final de la misma. A continuación se

hace una breve reseña de cada uno de estos capítulos.

Capítulo 1: Presenta la temática de estudio, la ubicación tanto geográfica como

en el contexto geológico de las áreas de estudio, junto con los objetivos principales del

presente trabajo. Se hace un resumen de los antecedentes donde se presentan a los

principales autores que estudiaron esta zona, quienes fueron de importancia para el

entendimiento ulterior de la geología del área. Luego se revisa en forma general el

conocimiento actual acerca de la génesis de los rellenos oligo-miocenos en las


18

principales cuencas de los Andes Nordpatagónicos. Finalmente se presenta un esquema

general de la Tesis y un resumen sobre las metodologías utilizadas.

El Capítulo 2 denominado “Secuencias oligo-miocenas vinculadas al Cordón

del Maitén” presenta un estudio de detalle de la geometría y estructuración de la faja

plegada y corrida de la Precordillera Patagónica, entre los 42º y 42º10´ S. Este capitulo

está basado en un artículo titulado “Estructura, estratigrafía y evolución tectónica de la

cuenca de Ñirihuau en las nacientes del Río Cushamen, (Chubut,

Argentina)”(Publicado en la Revista de la Asociación Geológica Argentina). En este

trabajo se realiza una descripción de las principales litofacies pertenecientes a la

Formación Ñirihuau a la altura de la sierra del Maitén. Se lleva a cabo una sección

estructural de esta faja plegada y corrida en donde se pueden diferenciar dos dominios

en la deformación, uno con un despegue más somero en la parte frontal, y otro con un

despegue profundo generado por inversión de fallas normales en la parte interna. A su

vez, se describen una serie de secuencias que presentan discordancias internas y

progresivas que permiten definir a este espacio de acomodación como perteneciente al

tope de cuña de una cuenca de antepaís, y la interpretación de los relieves orientales

como asociados a un antepaís fragmentado neógeno.

El Capítulo 3 se denomina “Evolución del antepaís de los Andes

Nordpatagónicos: Depocentro Ñirhiuau-Ñorquinco (42ºS)”. Este capítulo se enfoca

en una descripción geológica de las principales sucesiones volcano-sedimentarias que

cubren la Precordillera Nordpatagónica en el sur de Río Negro y norte de Chubut. Del

mismo modo que en el capítulo anterior, la metodología de trabajo de este apartado se

apoya en gran parte sobre los datos de campo obtenidos, así como también en la

información gravimétrica. Se realiza una breve descripción estratigráfica de las

Formaciones Ñirihuau y Collón Cura, y se reevalúa el intervalo geocronológico al cual

comúnmente se asignaban las mismas. Se obtuvieron una serie de edades U/Pb en

circones detríticos que junto con el análisis de edades previas permitieron acotar y

comprender la historia evolutiva de los distintos pulsos de deformación que

acontecieron en esta región de los Andes Nordpatagónicos.


19

El Capítulo 4 “Evolución tectónica de los Andrés Nordpatagónicos desde los

datos de campo y de gravedad (39-40ºS)” presenta una descripción geológica de los

Andes Nordpatagónicos, así como de la Precordillera Patagónica en el sur de la

provincia de Neuquén. Nueva información gravimétrica permite esclarecer la estructura

de los principales depocentros. A partir del estudio del área aflorante que cubren las

secuencias oligo-miocenas, se esbozan una serie de secciones estructurales donde se

puede comprender el estilo y mecanismos de deformación y los principales pulsos que

afectaron a esta región de los Andes durante la deformación cenozoica. A su vez se

utilizan datos sísmicos constreñidos por datos superficiales, con el objeto de determinar

la estructura del área del tope de cuña de los Andes Nordpatagónicos.

En el Capítulo 5 a modo de sumario de los principales resultados obtenidos, se

enumeran las conclusiones más importantes que se desprenden de los capítulos previos.

Allí, se trata de mostrar sinópticamente los puntos en común de estos dos sectores

analizados y establecer las similitudes y diferencias con regiones inmediatamente

aledañas. Sobre esta base se resumen las características particulares de la evolución

tectónica de los dos sectores estudiados.

1.7. Metodología general

Para el análisis de la información existente y su comparación se confeccionó un

sistema de información geográfica en Arcgis. En el mismo se compilaron modelos de

elevación digital de radar de la misión espacial Shuttle (SRTM) que poseen una

resolución aproximada de 90 x 90 m e imágenes satelitalesde detalle ASTER tanto de la

zona de Junín de los Andes como de la región de la cuenca de Ñirihuau de una

resolución aproximada de 30 x 30 m, y siempre y cuando estuvieran disponibles a través

de Google Earth imágenes IKONOS, de 1 x 1 m de resolución. Dichas imágenes fueron

procesadas utilizando softwars tales como Global Mapper 10 y Envi 4.4. Se generaron e

interpretaron modelos en tres dimensiones, para lo cual se superpusieron las imágenes

satelitales sobre la topografía. En lo que respecta a las metodologías de campo

empleadas, se realizaron cuatro campañas de veinte a treinta días, en las cuales, se


20

portaron imágenes sobre las que se elaboraron los mapas geológicos que se exponen en

la Tesis. Durante las campañas se midieron actitudes y se describieron contactos, así

como se realizaron secciones sedimentarias para caracterizar las secuencias oligo-

miocenas de la zona de estudio. Las distintas secciones fueron medidas y delimitadas

tomando sus espesores y midiendo su rumbo e inclinación. Por otro lado. se levantaron

datos estructurales regionales y se analizaron los distintos tipos de contactos. Dicha

información fue incroporada en el programa Arcgis 10 donde se realizaron la mayoría

de los mapas presentados en esta Tesis.

Para comprender el contexto estructural más regional, se utilizaron métodos

potenciales, contándose con la base de datos gravimétricos perteneciente al Instituto

Geofísico-Sismológico Volponi (Figs. 1.3 y 1.4). Para el procesamiento de estos datos

se utilizó el software Oasis Montaj perteneciente al mencionado instituto, con el que se

calculó la anomalía de Bouguer. Esto se llevó a cabo mediante la aplicación de las

clásicas expresiones de Blakely (1995). Se utilizaron datos observados (gobs) referidos

al sistema del IGSN71 (International Gravity Standarization Network 1971) (Morelli et

al., 1974). El computo de la gravedad normal o teórica (γ0) se llevó a cabo haciendo usó

la expresión para el elipsoide Internacional de 1967 (GRS67), (Fig. 1.5). Las anomalías

de gravedad observadas contienen el efecto de los cuerpos someros o de cortas

longitudes de onda (Residual) y los profundos de larga longitud (Regional). Para inferir

la profundidad y localización de los distintos dominios geológicos es necesario separar

sus influencias en el campo gravitatorio. Para ello, existen métodos que son aplicados

en la disociación de efectos anómalos, entre ellos se emplearon las siguientes técnicas

clásicas de filtrado: 1) Continuación Ascendente y 2)Filtro Butterworth.

Los resultados expuestos más adelante, permiten aislar las fuentes superficiales y

vincularlas con la geología de superficie. Por otro lado. A partir de la anomalía residual

de Bouguer, se calculó la profundidad del basamento mediante inversión gravimétrica

considerando un modelo de densidad-Profundidad como dato de entrada. Para ello se

debe contar con mapas geológicos detallados y densidades calculadas para cada unidad.

En el presente trabajo a partir de densidades conocidas se aplicó esta técnica para

obtener una aproximación a la geometría del basamento en el depocentro de Auca Pan.

Una vez obtenido este modelo de inversión al basamento, se integraron datos

estructurales de campo y del mapeo de las diferentes unidades, con el fin de constreñir


21

una transecta estructural a lo largo del segmento norte del depocentro de Auca Pan. Para

ello, se confeccionaron mapas geológicos-estructurales en Arcgis en donde se trazaron

diferentes transectas las cuales fueron importadas al programa 2D Move.

Figura 1.4: Imagen topográfica donde se indican los puntos de medición correspondientes a la base de datos gravimétrica utilizada para esta Tesis.


22

Figura 1.5: Anomalía de Bouguer residual montada sobre los datos topográficos de un DEM de la región estudiada.

Todas las secciones estructurales en este trabajo fueron realizadas utilizando el

programa 2D Move de Midland Valley. Este programa permite construir secciones a

partir de la introducción de datos geológicos, sísmicos, de pozos, etc., de manera tal que

el usuario pueda modelar secciones estructurales a partir de una variedad de algoritmos

matemáticos que permitan balancear las secciones. El objetivo es obtener tasas de

deformación y reconstrucciones geológicas validadas a partir del balanceo de las

mismas, con el fin de visualizar las diferentes etapas de evolución tectónica.


23

En lo que respecta a los algoritmos utilizados en el 2D Move, se utilizaron

básicamente tres. El primero corresponde al flexural slip (Kane et al., 1997; Egan et al.,

1997), el cual mantiene la longitud de línea, los espesores y el volumen de los bancos

permitiendo el desplazamiento flexural entre los mismos. Para unidades con una

reología equiparable al “basamento” se utilizó el algoritmo de line length (longitud de

línea) que solo conserva la longitud de los bancos. El último algoritmo utilizado fue el

fault parallel flow (Kane et al., 1997; Egan et al., 1997), en donde se conservan solo

longitudes de líneas y áreas, pero no se conservan los espesores.


24

2. Secuencias oligo-miocenas vinculadas al Cordón del Maitén

Estructura, estratigrafía y evolución tectónica de la cuenca de Ñirihuau en las nacientes del Río Cushamen, (Chubut, Argentina)

2.1. Introducción

Durante los últimos años se ha realizado un considerable avance en torno a la

identificación de las principales fases de construcción de los Andes Patagónicos

Septentrionales (Giacosa y Heredia, 2000; 2004). Sin embargo, las secuencias

sinorogénicas asociadas con estos pulsos de deformación no han sido claramente

identificadas a través de indicadores claros de su contemporaneidad con el alzamiento

orogénico. Este Capítulo, a través de una descripción detallada de las secciones

aflorantes y de la estructura de un sector de los Andes Patagónicos, pretende abordar

esta problemática.

El área de estudio se encuentra en el sector noroeste de la provincia de Chubut (véase

Fig. 2.1), al este de la localidad de El Bolsón y está enmarcada entre los paralelos

42º00´ y 42º08´S y los meridianos 71º11´ y 70º52´O. Corresponde a un sector de la

Precordillera Nordpatagónica en la provincia de Chubut que carecía de estudios en

referencia a la descripción de las secuencias cenozoicas y de modelos estructurales

integrados.

Este sector de la Precordillera Nordpatagónica a la altura de la provincia de

Chubut constituye el segmento norte de la unidad geológica denominada por Keidel

(1921) como Patagónides. La geología aflorante de la zona precordillerana presenta un

basamento de edad paleozoica conformado por las metamorfitas del Complejo

Colohuincul, para las cuales Pankhurst et al. (2006) obtuvieron edades de 323 a 330±3

Ma. Por encima de estas rocas deformadas se desarrollan espesas acumulaciones

volcánicas y sedimentarias del Jurásico y del Cretácico tanto en el ámbito de la

Precordillera Nordpatagónica como en el ámbito cordillerano. Entre las secuencias

volcanosedimentarias jurásicas de la precordillera y cordillera, se destacan la Formación

Piltriquitrón (Lizuain, 1980), la Formación Epuyén-Cholila (Miró, 1967) y la

Formación Huemul (González Bonorino, 1974), definidas a partir de distintos perfiles


25

tipo. Para las volcanitas de la Formación Piltriquitrón seestima una edad mínima pre-

cretácica inferior a partir de la intrusión de granitoides de 130 ± 10 Ma. Edades

40K/40Ar disponibles en las volcanitas oscilan entre 155 y 120 Ma (González Díaz y

Lizuain, 1984).

Intruyendo a las secciones basales, se desarrolla el batolito subcordillerano, típico del

ambiente precordillerano. Reúne a un grupo de granitoides con edades 87Rb/86Sr

(Gordon y Ort, 1993) de entre 200,1 ± 24 Ma y 182, 5 ± 13 Ma. Para las plutonitas

básicas existentes en este conjunto Márquez et al. (1999) asignan una edad de 171 y

178 ± 12 Ma mediante dataciones 40K/40Ar.

A excepción de algunas exposiciones aisladas en la cordillera, la serie andesítica

andina constituye un rasgo distintivo de la Precordillera Patagónica. Estas rocas de

edad eocena a oligocena desarrolladas entre el norte de la provincia de Neuquén y las

latitudes de la localidad de Corcovado en Chubut, se encuentran conformadas por una

sucesión volcanosedimentaria a la cual González Bonorino (1973) denominó

tempranamente como Formación Ventana. Lizuain (1983) dató a estas volcanitas en la

localidad del Maitén en 45 ±2 Ma. Posteriormente otras edades radimétricas en esta

región mostraron valores más jóvenes, entre 32,3 ± 1,6 y 24,9 ± 1,3 Ma (Rapela,

1988).

La cubierta sedimentaria neógena de la precordillera se completa con las

Formaciones Ñirihuau y Collón Cura. La primera corresponde a una secuencia

continental palustre y fluvial con depósitos volcaniclásticos desarrollada en el intervalo

Oligoceno superior - Mioceno inferior (Cazau et al., 1989), contando con escasas

determinaciones radimétricas, una de las cuales arrojó 22 Ma en sus términos

intermedios (Cazau et al., 1989).

La edad de la Formación Collón Cura suprayacente a la anterior fue

precisamente determinada a partir de los trabajos de Mazzoni et al. (1990) en la región,

quienes realizaron dataciones 40K/40Ar de 15,9 ± 3,1 Ma para las ignimbritas aflorantes

en la cuenca del río Collón Cura. Edades de 11 Ma en tobas de localidades ubicadas

hacia el norte en el ámbito de esta cuenca permiten determinar una edad mínima de esta

secuencia (Cazau et al., 1989).


26

Fig. 2.1- Mapa de ubicación de la región de estudio, localizada en la Precordillera Nordpatagónica de Chubut y Río Negro. La línea A-B muestra la ubicación de la sección estructural mostrada en la figura 2.12.

Finalmente en algunos sectores se puede apreciar la cubierta cuaternaria

conformada por rocas sedimentarias fluviales, y fluvioglaciarias y una serie de conos

volcánicos monogenéticos que no llegan a conformar un plateau continuo. Estas

efusiones básicas recibieron la denominación local de Basalto Chenqueniyeu por

Rabassa (1975) quien las dató en 3 Ma.

El principal objetivo de este Capítulo es el de dar una interpretación y

caracterización sedimentaria de las unidades que rellenan la cuenca de Ñirihuau-Collón

Cura a la latitud del río Cushamen en la provincia de Chubut. Para ello se tendrán en


27

cuenta rasgos composicionales, litológicos y geométricos de las distintas secciones en

esta región. En segundo término se estudiará la estructura de la comarca, a través de la

construcción de un corte estructural y su correspondiente restauración. Por último, se

analizará el ambiente tectónico de la cuenca miocena, basándose en las relaciones

temporales entre las distintas secciones descriptas y las estructuras aflorantes.

2.2. Antecedentes

Entre los estudios iniciales de carácter regional que sentaron las bases del

ordenamiento estratigráfico de la región, que incluyeron al área de estudio, se destacan

los de Feruglio (1941, 1947), Petersen y González Bonorino (1947) y Volkheimer

(1964). En particular, González Bonorino y González Bonorino (1978) dividieron en

ocho paquetes distintivos a la Formación Ñirihuau, reconociendo una parte basal donde

los ambientes fluviales presentes indican una dirección de paleocorrientes dominante

desde el noroeste; posteriormente una sección con rocas calcáreas de ambiente salobre y

nuevamente ambientes fluviales con paleocorrientes de el noroeste. La cuenca de

Ñirihuau-Ñorquinco-Cushamen fue descripta en forma exhaustiva por Cazau (1980), ya

en la etapa en la cual la misma se había constituido en objetivo exploratorio por

hidrocarburos. Ramos (1982) presentó una descripción de las diferentes ingresiones

pacíficas eocenas a oligocenas en la región. Spalletti y Matheos (1987) llevaron a cabo

un estudio de la composición petrográfica de estas sucesiones con el objeto de realizar

una caracterización petrofacial y definir las tendencias composicionales regionales.

Rapela y Kay (1988) realizaron una revisión de los cinturones magmáticos

contemporáneos al desarrollo de la cuenca en el área de retroarco, entre los 38º y los

44ºS.

Spalletti y Dalla Salda (1996) determinaron tres etapas de relleno de la cuenca de

Ñirihuau, iniciándose la misma con una secuencia de fan-delta interdigitada con

depósitos lacustres, luego un sistema fluvial de alta sinuosidad asociado a depósitos

lacustres, y una etapa final que está representada por la Formación Collón Curá, con un

alto componente de material piroclástico y volcaniclástico retrabajada por procesos

fluviales y eólicos. Asensio et al. (2005) realizaron más recientemente una propuesta

estratigráfica para la cuenca reconociendo dos grupos El Foyel y El Nahuel Huapi, que

se analizarán en las secciones subsiguientes. Paredes et al. (2009) realizaron un perfil


28

estratigráfico de la cuenca de Ñirihuau, en el cual identificaron quince litofacies, las

cuales fueron agrupadas en cinco asociaciones.

Respecto al contenido paleontológico de la cuenca de Ñirihuau, que ha permitido

determinar con mayor precisión los ambientes correspondientes, Aguirre Urreta (1992)

realizó una descripción de crustáceos decápodos en la región. Posteriormente Chiesa y

Camacho (2001) presentaron una descripción de 15 especies de invertebrados marinos

de supuesta edad eocena en la cuenca del Bolsón, al oeste de la zona de El Maitén.

Posteriormente, Casadío et al. (2004) describieron numerosos invertebrados decápodos

en la cuenca asignándolos al Oligoceno.

Los primeros estudios estructurales en la región fueron realizados por González

Bonorino y González Bonorino (1978) quienes identificaron las principales estructuras

aflorantes. Ramos y Cortés (1984) y Giacosa y Heredia (2004) caracterizaron esta

deformación en el contexto de una faja plegada y corrida asociada a inversión de fallas

de alto ángulo en el sector interno y plegamientos dominantes en el sector externo. El

rumbo general de la faja es norte-sur con forma cóncava hacia el antepaís por una

marcada entrante a los 41º S. La cuenca de Ñirihuau fue considerada inicialmete como

una cuenca de retroarco por Cazau, (1980) posteriormente como una pull-apart formada

por un relleno volcano-sedimentario por Dalla Salda y Franzese (1987) y Spalletti y

Dalla Salda (1996). Mancini y Serna (1989) la atribuyeron por otra parte a un ambiente

de trasarco (back-arc) asociado a contracción en el Mioceno tardío. En forma

equivalente Giacosa y Heredia (1999) plantearon que se trataría de una cuenca de

antepaís asociada a la migración del frente orogénico hacia el este. De esta manera se

plantearon a través de las últimas décadas dos conjuntos de hipótesis contradictorias

hasta cierto punto, en relación a los mecanismos tectónicos que habrían dado origen a la

cuenca miocena.

2.3. Geología de la región de estudio cenozoica

La geología de la región está caracterizada por dos sectores notablemente

diferenciados desde un punto de vista estructural y estratigráfico; uno occidental


29

constituido por las volcanitas de la serie andesítica y uno al este compuesto por facies

sedimentarias oligoceno- miocenas de la cuenca de Ñirihuau (Figs. 2.2 y 2.3).

La Formación Ventana aflora en la zona de los cordones orientales de El Maitén, con

un rumbo general norte-sur. El espesor máximo de estas volcanitas se encuentra

expuesto en el Cerro de la Cruz sobre la ladera oeste del cordón occidental de la sierra

de El Maitén (véase Fig. 2.4), en cercanías del pueblo homónimo. Está compuesta por

lavas y tobas andesíticas, con términos basálticos y dacíticos subordinados, que

petrográficamente se clasifican como andesitas y basaltos (Fig. 2.4).

En la ladera occidental del cordón de El Maitén, mantos de tobas afloran de manera

aislada, intercalados entre las coladas dela Formación Ventana.

La sierra de El Maitén está formada por un sistema imbricado de retrocorrimientos

emergentes, integrado por tres estructuras mayores y algunas menores subordinadas a

las primeras que afectan a la serie andesítica en superficie, más una estructura con

vergencia oriental que transporta a los primeros sobre la cuenca de Ñirihuau hacia el

este (Giacosa y Heredia 1999).

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30

Fig. 2.2.- Mapa geológico y estructural de la región del río Cushamen que comprende el sector septentrional del cordón del Maitén correspondiente al frente orogénico de la faja plegada y corrida y el sector de antepaís al este Modificado de Giacosa y Heredia (1999).


31

Los corrimientos delimitan una serie de bloques que producen una serie de suaves

plegamiento en la superficie. De esta forma en la ladera oriental del cordón de El

Maitén se distinguen las primeras exposiciones de la Formación Ñirihuau (Fig. 2.2). Por

encima de la anterior en discordancia angular se disponen las sedimentitas de la

Formación Collón Cura conformada localmente por tobas y areniscas tobáceas.

Conos y coladas basálticas subhorizontales en discordancia angular sobre la

formación anterior, corresponden al Basalto Chenqueniyeu (González Bonorino 1944,

Rabassa 1975).

Figura 2.3: Cuadro estratigráfico comparativo de las diferentes propuestas en trabajos previos y orden estratigráfico utilizado en esta Tesis.


32

Figura 2.4: a) Ubicación de las muestras analizadas y distribución de los afloramientos de la Formación Ventana, Formación Ñirihuau y el Basalto Chenqueniyeu del Plioceno al Cuaternario en la región de estudio sobre una imagen satelital. (ver referencias en fig. 2.2) b) Afloramiento de la Formación Ventana en la parte más elevada de la zona norte del cordón oriental de la sierra de El Maitén. c) Secuencias andesíticas en la parte más alta del cordón central. d) Secuencias andesíticas en la parte sur del cordón oriental. e) Afloramiento de tobas de caída e ignimbritas en la sección superior. f) Secuencias andesíticas de la ladera sur del cordón oriental en las proximidades de la laguna Nahuelquir.

2.4. Estratigrafía de la Formación Ñirihuau en el cordón del Maitén

La Formación Ñirihuau presenta en el área de estudio un espesor aproximado de

2.000 metros, con un rumbo NNO correspondiente a la parte sur de la faja plegada y

corrida de Ñirihuau. Esta unidad es diferenciable en la región en once litotipos, los que

se distribuyen de manera diferencial en el área bajo estudio.


33

L1. Pelitas negras masivas: Comprenden arcillitas oscuras hasta negras. Se presentan

en bancos con geometría tabular y espesores variables de 2 a 3 m. En algunos casos

corresponden a niveles carbonosos hasta carbones más puros, los que se caracterizan

por una gran extensión lateral, de extensión regional.

L2. Areniscas entrecruzadas: se encuentran muy bien seleccionadas y poseen una

granulometría media a gruesa (2 mm) y clastos angulosos. Presentan estructuras

tabulares planares y en artesa de 10 a 20 cm. Éstas indican una paleocorriente hacia el

este. En algunos casos presentan intercalaciones de delgadas láminas con granos más

gruesos, tamaño guija,

L3. Niveles heterolíticos compuestos por una sucesión de pelitas negras laminadas y

areniscas similares a las L2. Presentan una geometría tabular y un espesor de 3 a 5 m. El

contacto entre las pelitas y las areniscas es transicional. Se pueden distinguir pequeñas

repeticiones de 40 cm de espesor aproximadamente, con un arreglo granocreciente.

L4. Tobas de caída con un tamaño de grano lapilli-tufítico. La composición es

principalmente lítica y vítrea.

L5. Areniscas masivas: Presentan geometría tabular y espesores de 1 m, están muy

bien seleccionadas y consolidadas. Su composición es en su mayor parte cuarzosa con

escasa participación de feldespato.

L6. Limoarenitas masivas: Presentan color castaño claro y una granulometría de

arena fina. Se observan en la misma fragmentos de decápodos terciarios de agua dulce,

correspondientes a Lammuastacus longirostris (Fig. 2.5). En algunos casos se destaca

la presencia de oolitas en la base.

L7. Pelitas laminadas: Presentan coloraciones grisáceas. Se presentan en bancos

tabulares con espesores de 5 a 10 m. Con grano muy fino tamaño de arcilla y están muy

fragmentadas y meteorizadas.

L8. Areniscas con laminación horizontal y ondulítica: Presentan coloración gris

clara en bancos tabulares con espesores variables de 4 a 8 m. Se distingue en su sector

basal laminación horizontal. Hacia arriba se encuentra laminación ondulítica que indica

una dirección de flujo hacia el SE.


34

Figura 2.5: Muestra de una de las limoareniscas del miembro 1, en la cual se pueden observar los fragmentos del Lammuastacus longirostris.

L9. Coquina: Presenta geometría lenticular y espesores de aproximadamente 1 m.

En una matriz arenosa se distinguen conchillas de bivalvos y algunos troncos fósiles. En

algunos casos se presenta en bancos de geometría tabular y espesores de

aproximadamente 30 cm, con una gran participación de conchillas de ostrácodos y

cemento esparítico.

L10. Arenisca deformada: Bancos lenticulares con un espesor de 2 a 3 m.

Predominan las estructuras de licuefacción, como laminación convoluta y plato y pilar

(Fig. 2.6). En los sectores menos deformados se distingue laminación paralela y mega-

entrecruzada en bancos de hasta 2 metros. Hacia el techo se observan posibles rizolitos.

L11. Ortoconglomerado: Presentan geometría tabular y espesores de 40 cm. El

contacto basal es erosivo. La fábrica es clasto-sostenida, volviéndose hacia el techo

matriz-sostenida. La composición de las gravas incluye rocas volcánicas, calizas,

areniscas hasta pelitas. Estos bancos se encuentran muy mal seleccionados variando el

tamaño de los clastos de 2 a 15 cm. La matriz está conformada por arena fina a media.

Teniendo en cuenta las características litológicas de estos litotipos, se plantea para la

Formación Ñirihuau una división en cuatro miembros.


35

Figura 2.6: a) Vista de la laminación convoluta asociada a escape de fluidos. b) Idem anterior en la parte inferior de la fotografía, y de estructuras de plato y pilar en la parte superior.

El miembro1 aflora desde la base de la Formación Ñirihuau, sobre ambos márgenes

del río Cushamen a la altura del puesto Napal hasta la altura del puesto Jaramillo de

González. Los afloramientos descriptos se observan en las nacientes del arroyo Negro y

continúan hacia el sur a ambos lados del río Cushamen, donde se levantó este perfil

(Fig. 2.2). Otra exposición de este miembro se observa en proximidades de la laguna

Nahuelquir y en las laderas del arroyo Pichico. Se encuentra cubierto en la mayor parte

de su extensión. En el perfil realizado solo afloran unos pocos metros en la base y los

últimos 17 m de su extensión (Fig. 2.7). Este miembro se caracteriza por una

composición clástica mayoritariamente cuarzosa de grano fino a muy fino. Los litotipos

corresponden probablemente a un ambiente lacustre somero. Consiste en una

intercalación de areniscas y pelitas (L3) en cuerpos tabulares, con intercalaciones de

lentes de pelitas (L1), entre las cuales se destaca un manto de carbón que se puede

continuar a lo largo de gran parte de la cuenca del Ñirihuau. Por encima se encuentran

areniscas de tamaño grueso a medio, con algunas capas de tamaños guija (L2) y textura

clasto sostenida. Se presenta en bancos tabulares. Un rasgo propio de este miembro es la

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14)

36

Figura 2.7: Perfil columnar de la Formación Ñirihuau a lo largo del río Cushamen.


37

participación de pequeños nódulos de hierro que le dan una tonalidad parda. Por encima

se encuentran bancos lenticulares de 5 a 7 m de pelitas laminadas (L7) con base plana.

En la parte superior de este miembro se encuentra un banco de limoareniscas masivas

calcáreas (L6) que afloran en las nacientes del arroyo Negro, con un espesor de 10 m

aproximadamente (Fig. 2.7). El mismo se acuña hacia el sur junto con algunos bancos

de pelitas y areniscas infrayacentes. Estas calizas no se encuentran a la altura del río

Cushamen.

El miembro 2 se encuentra expuesto a la latitud del puesto Jaramillo de González, y

por los valles de los arroyos Negro, al norte, y Pichico al sur. La sección descripta en

este trabajo se encuentra en el valle del río Cushamen dispuesta en su ladera norte, hasta

el cerro Nauhelquir (Figura 2.2). Este miembro se caracteriza por una importante

participación volcaniclástica en un ambiente fluvio-lacustre. En su base se distinguen

las pelitas laminadas (L7) que se encuentran intercaladas con bancos lenticulares de

areniscas masivas (L5) de 50 a 60 cm, que presentan gradación inversa, con un tamaño

de clasto de hasta 2 cm en la parte superior. A su vez, aparecen interdigitados delgados

bancos de tobas de caída (L4). Posteriormente se encuentran bancos de areniscas

laminadas (L8) y entrecruzadas (L2) con una composición mayoritariamente

volcaniclástica. En la parte superior de este miembro se encuentran unos potentes

bancos de aproximadamente 20 m de coquinas (L9) intercalados con niveles tobáceos.

La coquina está compuesta principalmente por pelecípodos de agua dulce. En éstas

también se encuentran troncos fósiles.

El miembro 3 se presenta como una faja continua de más de 15 km de longitud con

una disposición norte-sur. Se encuentra aflorando en los valles de los arroyos Negro y

Pichico, en la ladera norte del valle del río Cushamen y en las serranías aledañas. Puede

ser interpretado como un ambiente lacustre somero interdigitado con depósitos de un

pequeño delta del tipo Gilbert. La composición es principalmente feldespática y

cuarzosa (Fig. 2.8).


38

Figura 2.8: Facies deltaicas del miembro 3 expuestas sobre el margen del río Cushamen.

Hacia la base presenta areniscas (L5) con tamaño de grano medio a fino masivas.

Son rocas muy bien consolidadas que abarcan un espesor de 30 m en bancos discretos

de aproximadamente 50 cm, entre los cuales resaltan algunos bancos de coquina (L9) de

15 a 50 cm de espesor, algunos con la particularidad de estar compuestos únicamente

por conchillas de ostrácodos. Hacia el techo se destacan espesos bancos de areniscas

licuefactadas (L10) y laminadas (L8) exhibiendo una composición con moda

feldespática y bancos con espesores de 2 m aproximadamente que cubren un total de 12

a 14 m. Estos bancos presentan un arreglo granocreciente en un tamaño de grano hasta

tipo guija.

Por encima de éstas se encuentra una sucesión de pelitas laminadas (L7) muy

desagregadas para las cuales se estima un espesor de 160 m (Figura 2.7).

El miembro 4 se encuentra aflorando en los valles de los ríos Ñorquinco y Cushamen

y al norte del valle del arroyo Pichico a la altura de la pasarela roja. Este miembro

abarca un espesor aproximado de 500 m con numerosos segmentos que aparecen

cubiertos. Posee características típicas de un ambiente fluvial en el cual se perciben

notables variaciones de la energía. Su composición es principalmente cuarzo-

feldespática, con una importante participación de depósitos sinorogénicos (véase

sección subsiguiente), compuestos por gran parte de las litologías anteriores. En este

miembro se exhiben facies psamíticas, conformadas por una arenisca mal seleccionada

de grano medio a fino, con laminación ondulítica (L8) y estructura entrecruzada (L2)

cuyos bancos presentan en general un arreglo granodecreciente y espesores de 1 m


39

aproximadamente. Junto con estas areniscas se observan bancos de pelitas laminadas

(L7) en las cuales se encuentran algunos paleocanales rellenos por la fracción psamítica.

En los niveles superiores de este miembro la composición continúa sin grandes

variaciones, exceptuando por la participación de bancos de entre 40 y 60 cm de

ortoconglomerados (L11) que aparecen intercalados entre las areniscas (Fig. 2.7).

2.5. Estructura del frente orogénico

Los mecanismos de deformación de la parte sur de la cuenca de Ñirihuau, en el

sector frontal de la faja plegada y corrida pueden ser estudiados en la zona del cordón

del Maitén y el sector de antepaís adyacente. Allí la estructura y las rocas involucradas

en la deformación a nivel superficial, permiten distinguir dos sectores.

Sector occidental o de Dominio Interno

El sector occidental está conformado por los retrocorrimientos de El Maitén, y el

corrimiento Pantanoso (Figura 2.9). El corrimiento Pantanoso (Giacosa y Heredia,

2004), que limita a la sierra del Maitén por su cara oriental, se puede continuar hacia el

norte hasta las latitudes del lago Nahuel Huapi, es decir, a lo largo de más de 100 km.

Sobrepone en la zona de El Maitén a las volcanitas de la Formación Ventana sobre

niveles arcillosos y bancos carbonosos de la Formación Ñirihuau, a la altura del puesto

Mariano Napal. Sin embargo, esta relación cambia hacia el norte donde repite a las

volcanitas y brechas de la Formación Ventana. Hacia el sur dentro de la zona de estudio

este corrimiento pierde rechazo, hasta que ambas unidades conforman un monoclinal

que inclina al este concordantemente en relación estratigráfica normal (Fig. 2.9). Sin

embargo, se puede reconocer la continuidad de su traza hacia el sur, probablemente en

subsuelo, por la presencia de algunos conos monogénicos emplazados sobre rasgos

lineales, correspondientes al Basalto Chenqueniyeu previamente descripto, y diques

intrusivos ubicados en la periferia del mismo.

El más occidental de los retrocorrimientos de El Maitén (Fig. 2.9) se encuentra al

este del valle del río Chubut, en la ladera occidental del cordón del Maitén. El

retrocorrimiento ubicado inmediatamente al este se encuentra entre la faja occidental y

central del cordón del Maitén, con una disposición norte-sur, y repite las secuencias de


40

la Formación Ventana en el tramo en el cual el río Chubut corre este-oeste (Fig. 2.9).

Figura 2.9: Mapa de las principales estructuras que exhuman a la Formación Ventana en el cordón del Maitén. Las áreas en color naranja corresponden a la facies lávica, mientras que en rojo con rastras se identifica la facies piroclástica.


41

Este retrocorrimiento se une con el anterior continuando hacia el norte por unos 20 km

hasta las nacientes del río Cushamen (Fig. 2.2), donde se une con el retrocorrimiento

más oriental.

El retrocorrimiento oriental aflora en la ladera este de los valles Los Quemados y

León, y exhuma una potente sección de los mantos andesíticos de la Formación

Ventana. Esta secuencia constituye en el labio colgante un anticlinal truncado. El

retrocorrimiento se prolonga por una distancia de 28 km. Hacia el norte de la ruta

provincial 45 estos retrocorrimientos van perdiendo rechazo y expresión topográfica.

Sector oriental

El sector oriental estudiado, ubicado al este del cordón del Maitén presenta una

estructuración superficial dada por fallas interestratales y plegamientos afectando a gran

escala un homoclinal de la Formación Ñirihuau que inclina al este. Una serie de

variaciones en la inclinación de este homoclinal son interpretadas como el efecto de la

propagación de estructuras de basamento hacia la superficie. Estas fallas afectan a la

cubierta sedimentaria que más superficialmente se deforma a través de corrimientos

interestratales, asociados al plegamiento (Fig. 2.10). Algunos de estos corrimientos

podrían ser clasificados como estructuras de acomodación dentro de los denominados

corrimientos hacia afuera del sinclinal (out of syncline thrusts) (Fig. 2.10). Estos

últimos se producen como consecuencia de un incremento en la curvatura del núcleo

del sinclinal que se resuelve a través de la propagación de un corrimiento, sobre el

limbo menos tendido, o el que ofrece en términos generales menor resistencia al avance

de la deformación (Mitra, 2002).

A lo largo río Cushamen se pueden observar una serie de discordancias angulares

que se presentan en los diferentes miembros de la Formación Ñirihuau y en la base de la

Formación Collón Curá. La primera de éstas se encuentra en el segundo miembro de la

Formación Ñirihuau. En esta sección se pueden observar variaciones en las posiciones

de los bancos: en las proximidades del puesto Jaramillo de González tienen un rumbo

norte y que inclinan 6º al este hasta unos 200 m al este, donde se los encuentra buzando

30º en la misma dirección. A la altura del puesto Nahuelquir se midieron actitudes

correspondientes a un rumbo N 20º O y una inclinación de 70º hacía el este (Fig. 2.11a).


42

A unos pocos metros la inclinación vuelve a ser similar a la anterior, de 30º al este, pero

con rumbo N 87º E.

Figura 2.10: Esquema del corrimiento hacia afuera de sinclinal y las fallas interestratales que se producen en la Formación Ñirihuau al este del cordón del Maitén, por efecto de la transferencia de rechazo de estructuras de basamento hacia la cobertura. FS: (fallas interestratales); Flexural slip OST: (corrimientos hacia fuera del sinclinal) out of syncline thrust.

En la base del miembro 3 se encuentra una serie de variaciones leves que

disminuyen su inclinación de los 28º a los 4º con rumbo N 85º E (Fig. 2.11b).

Otra sección de la Formación Ñirihuau con discordancias internas se ubica en el

techo del miembro 4, donde se registra un incremento en la inclinación de 40º a 80º al

este (Fig. 2.11c).

Finalmente, un abanico de discordancias progresivas se desarrolla en la base de la

Formación Collón Cura, en la margen norte del río Cushamen a la altura de la Pasarela

Roja (Fig. 2.11d). El mismo presenta variaciones de inclinaciones de oeste a este, que

van desde los 80º hasta los 15º con un rumbo N 90º E. Esta geometría había sido

correctamente descripta por Volkheimer (1964) en un perfil estructural superficial en la

región, sin indagar acerca de los mecanismos que pudieran haberle dado origen


43

Faja plegada y corrida de Cushamen

La descripción de los sectores previos y la construcción de un perfil balanceado a

partir de estos datos superficiales permitieron inferir en profundidad la estructura de la

Figura 2.11: Discordancias y abanicos de discordancias progresivas a lo largo del río Cushamen en las secuencias de las Formaciones Ñirihuau y Collón Cura. a) Vista de la


44

discordancia angular entre los bancos de la Formación Ñirihuau a la altura del puesto Nahuelquir, dentro del miembro 2 descripto. b) Discordancias progresivas en la base del miembro 3. c) Vista de la discordancia angular dentro de la sección correspondiente a las areniscas del miembro 4 de la Formación Ñirihuau. d) Vista de discordancias progresivas en la base de la Formación Collón Cura.

faja plegada de Cushamen y cuantificar los acortamientos que la Precordillera

Nordpatagónica habría absorbido a estas latitudes. Ésta está caracterizada por una

combinación de estructuras de piel gruesa y piel fina (Fig. 2.12). A partir de la

reconstrucción palinspástica del corte estructural se puede inferir que el sector

precordillerano de esta faja plegada absorbió un acortamiento de 2,5 km a estas

latitudes. Esta faja de deformación, aquí definida a partir de su corte en el río

Cushamen, se extiende longitudinalmente desde la localidad del Maitén hasta la Colonia

Cushamen. Su extensión latitudinal está sujeta a futuras descripciones, sin embargo,

resulta evidente su continuación hacia el sur en el ámbito de la sierra de Mogotes y

Leleque, mientras que hacia el norte del paralelo 42ºS el estilo cambia drásticamente.


45

Figura 2.12: Corte estructural balanceado y reconstrucción palinspástica de la región del Maitén y sectores del antepaís adyacente.

Tomando como base la variación e incremento progresivo de las inclinaciones de

sucesivas secciones de la Formación Ñirihuau, se puede aplicar un análisis cinemático a

fin de realizar su reconstrucción. Estas geometrías son interpretadas así como generadas

por pliegues por propagación de falla que involucran al basamento con vergencia al este

y se propagan en la cubierta sedimentaria. Esta transferencia genera la acomodación de

esta cubierta por medio de corrimientos hacia afuera del sinclinal y fallas interestratales

(Fig. 2.13).


46

Figura 2.13: Detalle de la cuenca de Ñirihuau, interpretada como una cuenca de tope de cuña desarrollada sobre los corrimientos ciegos que exhuman al cordón del Maitén. Se indica la posición de las diferentes localidades en las cuales se han descripto discordancias progresivas (Fig. 2.11). OST: Out of syncline thrust; FS: Flexural slip.

2.6. Conclusiones preliminares

A partir del estudio de la cuenca de Ñirihuau al este del cordón del Maitén, se

identificaron y describieron once litotitipos que caracterizan la composición, geometría

y distribución de esta cubierta sedimentaria miocena. A su vez, se propone una división

en cuatro miembros para la Formación Ñirihuau en estas latitudes, en los cuales se

encuentran agrupados los diferentes litotipos, y a partir de los cuales se puede inferir

una posible interpretación del ambiente, el cual en un principio es lacustre somero en el

que se desarrollaron niveles de carbón. Esta etapa inicial es seguida por una serie de

niveles arenosos de origen fluvial con gran participación volcaniclástica. Por encima se

encuentran facies lacustres someras asociadas a facies de delta tipo Gilbert. En el

miembro superior facies de grano fino se intercalan con canales y barras fluviales. El

tope de esta secuencia está caracterizado por bancos de ortoconglomerados.

Comparando estas interpretaciones con las descriptas por Paredes et al. (2009) al norte

de la cuenca, se puede concluir que existe una notable continuidad lateral en el relleno

de la misma.


47

Estas secuencias son exhumadas en el frente de levantamiento de la Precordillera

Nordpatagónica, generada por efecto de una cuña con vergencia este que produce el

desmembramiento del basamento en su tope en una serie de retrocorrimientos. Este

conjunto de retrocorrimientos son transportados en una fase subsiguiente hacia el este

por una falla inversa de basamento que se inserta en la base de la secuencia oligocena.

Localmente esta lámina que conforma el frente oriental de la sierra de Maitén se

desmembra por efecto de una estructura sintética que establece una relación inversa

entre las secuencias de la serie andesítica y el relleno oligoceno a mioceno de la cuenca.

La descripción geométrica de las sucesivas secciones muestra que el relleno de la

cuenca de Ñirihuau está íntimamente ligado al levantamiento de los Andes durante el

Neógeno. La distribución, la geometría y el carácter sintectónico del relleno de la

cuenca, permiten inferir que la depositación de la Formación Ñirihuau se produjo

durante el avance del frente orogénico hacia el antepaís y no está asociada a una cuenca

extensional desarrollada en el frente andino. A conclusiones parcialmente similares

habían llegado Giacosa y Heredia (2000) en un sector más al norte del estudiado.

Giacosa y Heredia (2004) habían propuesto para el sector noroeste de la cuenca que la

Formación Ñirihuau correspondía a la parte media y distal de la cuña sedimentaria

sintectónica. Para estas latitudes se puede definir que la cuenca se desarrolla en el tope

de una cuña ubicada sobre el frente orogénico oligoceno a mioceno de la faja plegada y

corrida. Sucesivos pulsos de deformación evidenciados por discordancias y

discordancias progresivas se pueden inferir a lo largo de todo el perfil de la Formación

Ñirihuau, con un depocentro adyacente al frente de levantamiento de la sierra de El

Maitén y en la base de la Formación Collón Cura, cuyo depocentro está desplazado al

este del anterior. De esta manera surge que el rango temporal entre ~22 Ma,

correspondiente a la edad de la sección media de la Formación Ñirihuau y a los ~15 Ma

la edad basal de la Formación Collón Cura representa a una fase de construcción

orogénica en los Andes Patagónicos septentrionales.


48

3. Evolución del antepaís de los Andes Nordpatagónicos: Depocentros Ñirihuau- Ñorquinco.

3.1. Introducción

Durante los últimos años, se ha logrado un progreso sustancial en lo que

concierne a la identificación y el reconocimiento de los principales mecanismos y fases

de construcción de los Andes Nordpatagónicos (Fig. 3.1) (Giacosa y Heredia, 2000,

2004; Morabito y Ramos, 2011; Ramos et al., 2011; Orts et al., 2012; Bilmes et al.,

2014; Bechis et al., 2014; Huyghe et al., 2014). Estos trabajos han descripto y analizado

las secuencias sinorogénicas correspondientes a la cuenca mioceno temprana de

Ñirihuau así como también a la cuenca del Mioceno medio a tardío que se encuentra en

el sector occidental de la región interna (hinterland), constituyendo en parte al antepaís

fragmentado, conocida como la cuenca de Collón Cura. En estos trabajos se interpreta al

área de estudio como el tope de cuña de una cuenca de antepaís (Figura 3.2), en donde

una serie de discordancias progresivas evidencian la exhumación de la faja de El Maitén

(Ramos et al., 2011; Orts et al., 2012). Este trabajo se enfoca específicamente en las

cuencas miocenas de Ñirihuau y Collón Cura, discutiendo las relaciones que presentan

entre ellas así como también con otros depocentros descriptos en las zonas del

hinterland y el antepaís cuyas relaciones no han sido registradas aún con claridad. El

objeto del presente estudio es reconstruir y comprender la evolución de estas cuencas de

antepaís miocenas, identificando los principales períodos deformacionales que dieron

lugar a los Andes Nordpatagónicos

A pesar de que geometrías típicas de crecimiento coetáneo con la sedimentación,

asociadas con estadíos deformacionales del Mioceno temprano al tardío ya han sido

identificadas, constituyendo una evidencia directa del alzamiento orogénico

contemporáneo, la asignación a un intervalo temporal específico sólo ha sido realizada

de manera local y no directamente vinculada con los estratos de crecimiento del frente

de deformación. Aquí, en esta región al este de la sierra del Maitén, la sección miocena

completa se encuentra preservada permitiendo la datación del lapso sinorogénico de

manera integral. Esto se lleva a cabo a partir de la determinación de edades máximas en

patrones de edades en sedimentos de origen detrítico a través de dataciones U/Pb. De


49

manera complementaria, un relevamiento detallado de las estructuras emergentes en el

área del tope de cuña permite reconocer parcialmente las diferentes áreas de aporte y

como éstas han variado a través del tiempo. Así, se discuten los pulsos de levantamiento

de los principales sistemas morfoestructurales reconocidos. Finalmente, las

determinaciones U/Pb en fracciones detríticas son analizadas en comparación con otros

datos de las regiones del antepaís y el hinterland que se encuentran publicadas en

trabajos anteriores. Esta comparación tiene como fin el poder reconstruir la evolución

de la cuenca y las fases deformacionales de los Andes Nordpatagónicos. En los mismos,

se puede observar un patrón evolutivo complejo, en el cual la deformación avanza hacia

la zona de antepaís y luego retrocede a la parte interna constituyendo una serie de

levantamientos fuera de secuencia.

Figura 3.1: Configuración tectónica de la región comprendida entre los Andes Centrales del Sur y los Andes Nordpatagónicos, indicando la ubicación del área de estudio (Figura 3.4). La línea gris con triángulos indica la posición de la trinchera chilena, donde las placas Antártica y


50

la de Nazca se subducen por debajo de la placa Sudamericana. En negro se indican los sistemas neotectónicos establecidos a lo largo del frente del arco.

3.2. Configuración geológica

Los Andes Nordpatagónicos se encuentran subdivididos en una serie de

unidades morfoestructurales caracterizadas por un estilo estructural y una geología

particulares (Munizaga et al., 1988; Giacosa y Heredia, 1999; Bilmes et al., 2013;

Encinas et al., 2013; Bechis et al., 2014). El sistema morfoestructural más occidental a

lo largo del margen chileno se encuentra representado por la Cordillera de la Costa

(Figura 3.2). Aquí las rocas metamórficas del neopaleozoico se han depositado como

parte de un prisma acrecionario que se encuentra intruido por batolitos carboníferos

(Munizaga et al., 1988). Estas rocas son cubiertas discordantemente por rocas

volcánicas y marinas de edad oligocena-miocena (Vergara y Munizaga, 1974; Muñoz

et al., 2000; Encinas et al., 2013; Thomson y Hervé, 2002). La Cordillera de la Costa se

encuentra separada de los Andes Nordpatagónicos, ubicados al este, por un área

alargada y topográficamente deprimida a lo largo de la zona del antearco conocida

como la Depresión Central. La Depresión Central hospeda una serie de depocentros

paleógenos y neógenos (González, 1989; Encinas et al., 2013), que se encuentran

parcialmente exhumados en el borde oriental de la misma, a través del sistema de fallas

neógenas a cuaternarias conocido como Sistema de fallas de Liquiñe-Ofqui (Lavenu y

Cembrano, 1999). Este último sistema estructural concentra la sismicidad de intraplaca

a lo largo del frente del arco a través de una mecánica transcurrente dextral (Figuras 3.1

y 3.2).

Los Andes Nordpatagónicos muestran la topografía más elevada a lo largo de

esta transecta, constituyendo a su vez al área divisoria de aguas que corresponde al

límite internacional entre Argentina y Chile. Aquí, las rocas plutónicas jurásicas y

cretácicas, correspondientes a los batolitos Subcordillerano y Cordillerano, se

encuentran expuestas intruyendo al basamento paleozoico (Figura 3.2) (Pankhurst et al.,

1992, 1999; Varela et al., 2005). A lo largo de esta suite magmática, atravesando en

dirección axial los Andes Nordpatagónicos, el sistema de fallas de Liquiñe-Ofqui,

controló el emplazamiento de plutones más jóvenes correspondientes al Mioceno

(Figura 3.2) (Munizaga et al., 1988; Hervé, 1976, 1984; Hervé et al., 1979, 1995). En la


51

parte norte del Batolito Patagónico, las rocas cenozoicas cubren parcialmente las

exposiciones magmáticas. Estas se encuentran relacionadas con las rocas que rellenan la

cuenca de intraarco de Cura Mallín, donde se las puede observar aflorando por debajo

de los estratovolcanes del arco plio-cuaternario (Suárez y Emparan, 1995, 1997; y

Jordan et al., 2001).

Hacia el este, la Precordillera Patagónica presenta dos sectores diferenciables; un

sector oeste en donde los depósitos oligocenos-miocenos se encuentran suavemente

plegados y un sector este en el cual los depocentros triásicos y su basamento paleozoico

quedan expuestos a partir de una serie de corrimientos en el tope de las sucesiones

cenozoicas (Franzese y Spalletti, 2001; García Morabito et al., 2011; D’Elia et al., 2012;

Bilmes et al., 2013). Las rocas volcánicas paleógenas se encuentran subdivididas de

acuerdo a su edad y distribución de facies en la asociación extraandina hacía el este (la

faja volcánica de Pilcaniyeu) con edades paleocenas a eocenas, y una asociación andina

hacia el oeste (la faja volcánica de El Maitén), con edades oligocenas a miocenas

tempranas (Feruglio, 1941; Ramos, 1982; Rapela et al., 1983, 1988).

En el sector occidental las sucesiones miocenas cubren ambas fajas volcánicas

sobre el sector oriental del frente andino entre los 37ºS a los 43ºS generalmente con un

rumbo Norte (Figura 3.2). Una serie de discordancias progresivas fueron recientemente

descriptas en estos depósitos permitiendo interpretar a esta región como el tope de cuña

(García Morabito et al., 2011; Ramos et al., 2011; Orts et al., 2012).


52

Figura 3.2: Geología de la zona de transición entre los Andes Centrales del Sur y los Andes Nordpatagónicos entre los 37º S y los 43º S. Nótese la presencia de amplias secuencias sedimentarias miocenas en la parte oriental del frente orogénico, al este del área de San Carlos de Bariloche, que han sido descriptas como depósitos sinextensionales y también como sucesiones sinorogénicas del antepaís.


53

Los datos de gravedad residual, que surgen de haber descontado los efectos

profundos y regionales del campo gravitatorio, permiten ver como estas secciones

oligo-miocenas a lo largo del flanco este de los Andes Nordpatagónicos coinciden con

una serie de bajos gravimétricos concordantes con los principales depocentros de esta

región (Figura 3.3). De norte a sur, la cuenca de Cura Mallín, ocupando la posición del

arco andino, es la más importante en términos de superficie. En efecto, esta cuenca fue

descripta como una cuenca de intraarco compuesta por rocas volcánicas y

volcaniclásticas localmente interdigitadas con depósitos lacustres y deltaicos (Suárez y

Emparán, 1995, 1997; Jordan et al., 2001). Estas sucesiones sedimentarias han sido

asociadas con un período extensional que afectó a una vasta porción de los Andes

Nordpatagónicos interrumpiendo la orogénesis andina (Suárez y Emparan, 1995;

Muñoz et al., 2000; Jordan et al., 2001; Burns et al., 2006; Melnick et al., 2006a,b;

Radic et al., 2002; Radic, 2010). La cuenca de Cura Mallín está compuesta por una

serie de depocentros diacrónicos que van desde los 27 a los 16 Ma a través de las zonas

axial y occidental de los Andes (Suárez y Emparan, 1997; Jordan et al., 2001; Radic et

al., 2002; Burns et al., 2006).

Inmediatamente al sur, Franzese et al. (2011) describieron el depocentro de

Aluminé como una cuenca oligocena, siendo ésta, una continuación al sur de la cuenca

de Cura Mallín dentro de la pendiente argentina de los Andes. Esta cuenca aparece en el

mapa de la anomalía gravimétrica como un depocentro aislado alineado con la cuenca

de Cura Mallín. Franzese et al. (2011) asignaron un origen sinextensional para este

relleno volcano-sedimentario, donde obtuvieron una edad de 25 Ma. Estas series se

encuentran cubiertas por estratos sinorogénicos y rocas volcánicas datadas en 13 ± 1 Ma

y 10 ± 1 Ma respectivamente (39Ar/40Ar método; Re et al., 2000; Latorre y Vattuone,

1998).

Más aún hacía el sur, sobre la pendiente argentina de los Andes, un depocentro

aislado con una marcada geometría cuadrangular se puede distinguir a partir de los

datos gravimétricos (Figura 3.3). Este depocentro ha sido vinculado con procesos

extensionales acontecidos durante el intervalo entre los 29 y 25 Ma (Ramos et al.,

2014). Turner (1976) había descripto este relleno volcano-sedimentario oligoceno como

la Formación Auca Pan, con una cubierta discordantemente por encima del Mioceno

tardío de origen fluvial y piroclástico.


54

Entre los 41º y los 43º S, otro bajo gravimétrico con una amplia expresión

superficial corresponde a la cuenca de Ñirihuau (González Díaz y Nullo 1980; Paredes

et al. 2009; Bechis et al. 2014). Esta cuenca se encuentra emplazada sobre la vertiente

oriental de los Andes y ocupa parcialmente la posición del antepaís durante el Mioceno

(Giacosa y Heredia 1999; Ramos et al., 2011; Orts et al., 2011; Bechis et al., 2014). Esta

cuenca habría sido compartimentarizada en dos depocentros que se individualizaron

durante el Neógeno (los depocentros de El Bolsón y Ñirihuau-Ñorquinco, Figura 3.3;

Ramos, 1982; Spalletti, 1983; Giacosa y Heredia, 2004; Cazau et al., 2005; Paredes et

al., 2009; Asensio et al., 2010; Bechis et al., 2014). Durante los estadíos iniciales en el

Mioceno temprano, esta cuenca sufre un evento de ingresión marina en forma

probablemente sincrónica en ambos depocentros, sugiriendo que los mismos se

encontraban de alguna forma interconectados, al menos en aquel tiempo.

En el área del antepaís, los datos gravimétricos muestran un depocentro más

somero correspondiente a la cuenca de Gastre (Figura 3.3), una de las cuencas

intermontanas más grandes de la Patagonia, limitada por bloques elevados de manera

oblicua al tren de deformación andina. Esta cuenca fue originada a partir de fallamiento

inverso e inversión de fallas normales preexistentes asociadas con una cuenca de rift

mesozoica (Coira et al., 1975; Dalla Salda y Franzese, 1987; Bilmes et al., 2014).

Bilmes et al., (2013) describieron estratos sinorogénicos asociados con fallas que

delimitan a esta cuenca, caracterizando a la misma como un sistema de antepaís

fragmentado para el Mioceno medio.

Hacia el sur, González Díaz y Nullo (1980) describieron dos depocentro que

contenían a las secuencias miocenas, tomando como referencia el Umbral del Alto

Limay. Este separa al norte a la fosa de Collón Curá, y al sur la fosa de Río Chico

(Figura 3.3). La Ignimbrita Pilcaniyeu es un marcador distintivo en el depocentro de

Collón Cura que ha sido utilizado en estudios paleontológicos, constituyendo un

contraste adicional para las edades mamífero (Marshall, 1990; Vucetich et al., 1990).

Basándose en edades Ar/Ar este pulso ignimbrítico fue asignado al Mioceno medio

(Mazzoni y Benvenuto, 1990). Las edades y geometrías del depocentro de Río Chico

son mucho menos conocidas, en principio debido a su superposición parcial con la

cuenca de Ñirihuau y en segundo lugar debido a ausencia de determinaciones

radimétricas.


55

Figura 3.3: Anomalías residuales de gravedad que delinean los principales depocentros sedimentarios a lo largo del eje andino entre los 37º y 43º S. Los principales depocentros


56

correspondientes al período oligo-mioceno son de norte a sur las cuencas de Cura Mallín, Aluminé, Collón Cura y Ñirihuau y el antepaís fragmentado de Gastre (véase el texto para mayores detalles y referencias específicas). Nótese que la mayoría de las estructuras contraccionales se encuentran afectando y concentradas en los rellenos de los depocentros sedimentarios.

3.3. Metodología

En el Capítulo precedente se han realizado una serie de secciones estratigráficas

de detalle, en donde los principales elementos arquitectónicos fueron identificados y

descriptos desde el análisis de las diferentes litofacies a partir de la observación

microscópica y de campo. Estos resultados permitieron definir las condiciones

paleoambientales y la evolución paleogeográfica, estableciendo un modelo

depositacional. Junto con esto, el reconocimiento de una serie de sets que presentan

discordancias progresivas en las Formaciones Ñirihuau y Collón Cura indican que estas

secuencias habrían coexistido con la actividad tectónica local. Estas evidencias de

actividad sindeformacional han sido relacionadas con la información estructural

recolectada en el campo. Adicionalmenten en este Capítulo se realizaron dataciones

U/Pb en circones detríticos en las secciones donde se reconocieron los estratos de

crecimiento y evidencias de deformación sinsedimentaria asociadas, para un análisis de

procedencia en tres localidades seleccionadas y determinación de su edad máxima.

Estas secciones corresponden a los términos medio y superior de la Formación Ñirihuau

y los términos inferior y medio de la Formación Collón Cura, respectivamente.

La geometría de los principales depocentros del antepaís es analizada a partir de

datos gravimétricos (Figura 3.3). Estos datos gravimétricos fueron recogidos por el

“Instituto Geofísico Sismológico Volponi (IGSV)”en los caminos principales a través

del área de estudio y fueron compilados conjuntamente con un gran número de datos

correspondientes a más de 7.500 estaciones gravimétricas de diferentes fuentes,

recogidas en los últimos 20 años por el mismo instituto y datos de la industria

proporcionados a partir de acuerdos con YPF. Se calculó la anomalía de Bouguer

mediante la aplicación de las clásicas expresiones de Blakely (1995), haciendo uso de la

Ecuación (1). B(mGal)=gobs−( γ0− CAL+CB)+CT


57

(Ecuación 1)

Siendo; , anomalía de Bouguer; gobs, gravedad observada; γ0, gravedad

teórica o normal; CAL, corrección de aire libre; CB, corrección de Bouguer; CT,

corrección topográfica.

Se utilizaron datos observados (gobs) referidos al sistema del IGSN71

(International Gravity Standarization Network 1971) (Morelli et al., 1974). El computo

de la gravedad normal o teórica (γ0) se llevó a cabo haciendo usó la expresión para el

elipsoide Inter-nacional de 1967 (GRS67). Se aplicó la corrección de Aire Libre (CAL)

de primer orden y se consideró una densidad media de rocas de 2,67 g/cm3 (Hinze,

2003) en el calculó de la corrección de Bouguer (CB). Por último, la corrección

topográfica (CT) se aplicó haciendo uso de dos modelos de elevación digital, uno local

(EOTOPO2 y otro regional (Sandwell and Shmidt, 2009), el primero de ellos con un

paso de grilla de 90 m y el segundo de ellos con un paso de 1850 m que se extendió 167

km hacia afuera del primero. El cómputo se realizó a través del módulo Terrain

Corrections del programa Oasis montaj de Geosoft. Este programa combina los

algoritmos desarrollados por Kane (1962) y Nagy (1966). Observándose valores

máximos (6 mGal) en Cordillera de los Andes y (0,4 mGal) en el antepais, en acuerdo

con las distintas altitudes e irregularidades topográficas. Luego las anomalías de

Bouguer fueron grilladas cada 5 km con el método de mínima curvatura (Briggs, 1974).

La anomalía completa de Bouguer fue calculada utilizando una capa esférica de

Bouguer con un radio de 166,7 km, y densidades de 2,67 (Hinze, 2003). Se utilizó el

ETOPO2 (http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/fliers/01mgg04.html), para los modelos de

elevación digital. La fórmula de gravedad normal de 1967 fue utilizada y las

observaciones fueron atadas al IGSN71 datum de gravedad, el cual es aún utilizado en

Sudamérica. Las anomalías de Bouguer han sido estimadas con una precisión de 2-5

mGal.

Con el fin de separar los efectos gravimétricos asociados con las estructuras

geológicas profundas de las correspondientes a rasgos someros, fueron aplicadas

distintas técnicas de filtrado al campo gravimétrico. En este caso el mapa de las

anomalías residuales de Bouguer (Figura 3.3) fue obtenido de la diferencia resultante

entre la anomalía observada y la prolongación ascendente a partir de 40 km (Ver


58

Anexo). Se seleccióno la respuesta para esta altura, después de ir probando y

comparando como resultaban otras medidas, por su buen ajuste con los datos

estructurales conocidos. Estas anomalías reflejan la ubicación de los depocentros

sedimentarios en esta región a partir de los principales contrastes de densidades entre el

basamento pre-jurásico y los rellenos mesozoicos- cenozoicos.

Para poder evaluar los diferentes pulsos y mecanismos involucrados en la

deformación de las unidades descriptas, se llevaron a cabo una serie de interpretaciones

a partir de tres líneas sísmicas ubicadas a través del área, al este del cordón de El

Maitén, donde las sucesiones miocenas se encuentran aflorando (Figura 3.4). Los datos

de campo sujetos con la información sísmica y de pozo en el área de tope de cuña,

donde los dos paquetes sedimentarios principales correspondientes al Mioceno son

reconocidos en profundidad debajo de los depósitos glacifluviales del Pleistoceno,

permiten evaluar la geometría y las relaciones entre las diferentes secuencias

sedimentarias.

3.4. Geología de las cuencas de Ñirihuau

La cuenca de Ñirihuau se encuentra parcialmente superpuesta a las secuencias

oligocenas correspondientes a las facies volcánicas de la Formación Ventana. Estas

unidades se encuentran dominadas por rocas volcánicas de composición andesítica a

dacítica, con riolitas y basaltos subordinados (Rapela et al., 1988). La Formación

Ventana aflora a lo largo de una zona elongada en dirección norte-sur en el cordón de El

Maitén, y otra faja orientada en dirección noroeste cubriendo desde el lago Nahuel

Huapi al norte (Figura 3.4). Esta unidad y equivalentes están conformados por más de

3.000 m de rocas volcánicas y sedimentarias emplazadas al este de los Andes

Nordpatagónicos abarcando una traza de 400 km de largo (González Bonorino y

González Bonorino, 1978). Estas rocas fueron datadas aplicando métodos K/Ar y U/Pb,

que arrojaron unas pocas edades eocenas, otras principalmente oligocenas y algunas

edades miocenas más dudosas (González Díaz, 1979; Lizuaín, 1983; Rapela et al.,

1983; 1988; Cazau et al., 1989; Bechis et al., 2014). Localmente, en las secciones

superiores de la faja de El Maitén, se encuentra una serie de estratos marinos, los cuales

indican un estadío transgresivo concomitante con actividad volcánica alrededor de los


59

22 Ma (González Bonorino y González Bonorino, 1978; Bechis et al., 2014). Los

principales paquetes de la Formación Ventana han sido reconocidos como asociados

con geometrías sinextensionales (Ramos et al., 2011; Orts et al., 2012). Previamente, a

partir de datos sísmicos, Mancini y Serna (1989) habían descripto geometrías

sinextensionales en la Formación Ventana y los términos inferiores de la sobreyaciente

Formación Ñirihuau.

El contacto entre las Formaciones Ventana y Ñirihuau es visualizado en los

datos sísmicos generalmente como subconcordante. Sin embargo, en las observaciones

de campo, al este del cordón de El Maitén éste se encuentra generalmente interrumpido

por el corrimiento Pantanoso que sobrepone las antiguas brechas volcánicas de la

Formación Ventana por encima de las capas basales de carbón de la Formación

Ñirihuau. Solo en algunos casos particulares se puede encontrar a las rocas volcánicas

concordantemente subyaciendo a las rocas sedimentarias de la Formación Ñirihuau.

La Formación Ñirihuau muestra unas marcadas variaciones en su espesor y la

distribución de sus facies, con un espesor máximo, medido en el campo de 3.500 m

(Mancini y Serna, 1989; Bechis, 2004). Esta unidad comprende depósitos clásticos,

piroclásticos y carbonatos subordinados (Cazau, 1972, 1980; Spalletti, 1981; Cazau et

al., 1989; Mancini y Serna, 1989; Bechis, 2004; Giacosa et al., 2005; Paredes et al.,

2009).

Los primeros estudios que describieron estas unidades identificaron ocho

secciones distintivas (Feruglio, 1941; 1947; Petersen y González Bonorino, 1947;

Volkhaimer, 1964: González Bonorino y González Bonorino, 1978). Esta subdivisión

fue simplificada en tres miembros después del trabajo de Mancini y Serna (1988),

motivados por el creciente interés de la industria del petróleo durante la década del ´80.

Más recientemente, Ramos et al. (2011) identificaron un miembro inferior, al que lo

interpretaron como asociado a depósitos de un ambiente lacustre y fluvio-lacustre que

se encuentra cubierto por el segundo miembro que se caracteriza por un ambiente

similar al anterior con la particularidad de una marcada participación de material

piroclástico vinculado a la intensa actividad volcánica contemporánea; un miembro

medio correspondiente a facies lacustres con un pequeño delta intercalado que hacia el

tope pasa gradualmente a facies fluviales que coronan a los sedimentos lacustres

conformando el miembro superior. Una conexión transitoria con el mar es registrada en


60

los términos basales a partir de microfósiles (dinoflagelados y acritarcas) observados en

los ejemplos de los pozos exploratorios (Cazau et al., 1989), y también por moluscos

marinos (Ramos, 1982).

La cuenca de Ñirihuau está compuesta por una serie de depocentros

intermontanos con edad miocena representados de oeste a este por el depocentro de El

Bolsón, con el Grupo Foyel, y el depocentro Ñirihuau-Ñorquinco, con el Grupo Nahuel

Huapi. (Tabla 3.1) (Asensio et al., 2005; 2008; Bechis et al., 2014). El Grupo Foyel en

el oeste está constituido en la base por las Formaciones Río Villegas y Río Foyel que

representan un intervalo marino recientemente datado por Bechis et al. (2014) para el

Mioceno inferior. La ingresión marina es también evidenciada en los niveles basales de

la Formación Troncoso sobreyaciente, cuyos términos basales fueron datados en 16,6 ±

0,5 Ma (Bechis et al., 2014). Finalmente, el Grupo Foyel se encuentra coronado por la

Formación Salto del Macho que representa un nuevo intervalo marino.

Hacía el este de la cuenca de Ñirihuau se encuentra la cuenca de Gastre, con una

separación de aproximadamente 100 km, pero cuyos rellenos presentan características

similares. En la cuenca de Gastre se encuentran, para el Mioceno las Formaciones La

Pava y Collón Curá parcialmente correlacionables con los intervalos estratigráficos

antes descriptos (Bilmes et al., 2014).


61

Tabla 3.1: Propuestas estratigráficas de las secciones sedimentarias cenozoicas del norte de la Patagonia después de Bilmes et al. (2014), Bechis et al. (2014) y esta Tesis.

La Formación Ñirihuau se encuentra discordantemente cubierta por 500 m de la

Formación Collón Cura caracterizada por una marcada participación piroclástica y

constituida por tobas y conglomerados tobáceos y areniscas (Figura 3.4) (Volkheimer,

1964; Bechis, 2004; Bechis y Cristallini, 2005; Ramos et al., 2011). Estas unidades se

encuentran distribuidas a lo largo de una faja norte-sur desarrollada por más de 500 km

desde el depocentro de Aluminé hasta la fosa de Rio Chico, paralelamente al frente

andino (Figuras 3.3 y 3.4). Sin embargo, exposiciones menores dispersas y aisladas

fueron descriptas a lo largo del valle del río Limay, sobre el área del antepaís (González

Díaz y Nullo, 1980).

Edades iniciales de K/Ar y Ar/Ar han permitido asignar estas rocas al Mioceno

medio a superior (Cazau et al.; 1989; Mazzoni y Benvenutto, 1990). Edades recientes

Ar/Ar obtenidas de los depósitos de la cuenca de Gastre (Figura 3.3) revelaron una edad


62

de 14,86 ± 0,13 Ma para estas secuencias condensadas en el área del antepaís (Bilmes et

al., 2013).

Figura 3.4. Mapa geológico del área de estudio basado en datos propios y la compilación de trabajos previos de Giacosa y Heredia (2001) y Ramos et al. (2011).


63

3.5. Formaciones Ñirihuau y Collón Curá a través del río Cushamen

Los datos estructurales, radiométricos y de gravedad son escasos en los

depocentros surorientales de la cuenca de Ñirihuau (Figura 3.4). De los datos de

gravedad relevados (Ramos et. al., 2014) (Figura 3.5), se obtiene un mapa de la

anomalía residual de Bouguer que comprende enteramente la zona de la cuenca de

Ñirihuau (Figura 3.6). Este muestra una serie de bajos gravimétricos que permiten

identificar los depocentros de la región.

Figura 3.5: Nuevos datos gravimétricos utilizados para esta Tesis.

Los depocentros de El Bolsón y Ñirihuau-Ñorquinco son observados como dos

anomalías negativas pronunciadas y separadas por un suave alto de gravedad que se

desarrolla al oeste del cordón de El Maitén (Figura 3.6). Este alto fue recientemente

descripto por Bechis et al. (2014) sobre bases estratigráficas, asignándolo a un bloque

de basamento sobreelevado definido por el levantamiento orogénico que separó a ambos


64

depocentros durante el Mioceno temprano. La estructuras mapeadas trazan los límites

de las principales anomalías gravimétricas negativas. Particularmente, la anomalía

negativa correspondiente al depocentro de El Bolsón se encuentra flanqueada por una

serie de corrimientos N-S asociados con las estructuras que levantan la Precordillera

Nordpatagónica, mientras que la anomalía negativa asociada con los depocentros de

Ñirihuau-Ñorquinco se encuentra limitada por dos corrimientos regionales con un

rumbo noroeste (Figura 3.6).

Figura 3.6: Vista de las anomalías residuales calculadas que delinean los depocentros El Bolsón y Ñirihuau-Ñorquinco, mostrando un mayor espesor en las proximidades del frente orogénico donde las anomalías son más negativas, que progresivamente se adelgaza hacia el antepaís.


65

La Formación Ñirihuau ha sido subdividida en cuatro miembros siguiendo el

criterio establecido en el Capítulo anterior. Así, la sección inferior correspondiente al

miembro 1, que aflora en el valle del río Cushamencon un espesor de 250 m, está

caracterizada por una intercalación de areniscas y pelitas con algunas delgadas

intercalaciones de lentes de carbón distribuidos a través de todas las secciones basales

reconocidas, constituyendo un marcador regional a lo largo de toda la cuenca (Figura

3.7) (Paredes et al., 2009). El miembro 2 está representado por 1.000 m de pelitas

laminadas interdigitadas con bancos de arenisca masivos e intercalaciones de finas

tobas, dominadas por la presencia de materiales volcaniclásticos por encima de la

componente clástica subordinada. El miembro 3 es una sucesión de 170 m de espesor

registrada por areniscas bien consolidadas que incluyen algunos grainstones

compuestos por ostrácodos. Estructuras de licuefacción y marcas de raíz se pueden

distinguir hacia el techo del miembro 3, en unos potentes bancos de arenisca asociados

con un pequeño delta que avanzó sobre el ambiente lacustre. Sobre éstos, una sucesión

de pelitas grises laminadas corona a este miembro (Figura 3.7). Por encima, el miembro

4 de 700 m de espesor, se encuentra caracterizado por areniscas y pelitas negras con

laminación y estratificación entrecruzada y la presencia de algunos paleocanales,

representando condiciones fluviales de alta energía. Este miembro presenta en su techo

una serie de delgados conglomerados (Figura 3.7).

Mig

uel E. R

am

os

(20

14)

6

6

Figura 3.7: Perfil estratigráfico correspondiente a la Formación Ñirihuau a lo largo del río Cushamen en las proximidades del cordón del El Maitén (véase Figura 3.4 para ubicación). Edades U/Pb obtenidas en este trabajo y las secciones específicas de las discordancias progresivas están indicadas.


67

La Formación Collón Cura está caracterizada por un incremento en la

participación de los componentes piroclásticos en comparación con los miembros de la

Formación Ñirihuau anteriormente descriptos. Una serie de horizontes de

conglomerados polimícticos interdigitados con arenas y sucesiones de tobas

retrabajadas dominan las exposiciones basales de esta unidad, a través de unos 125 m de

espesor. Hacia arriba, las tobas retrabajadas y las areniscas prevalecen por sobre la fase

psefítica. La sección media con menos de 100 m de espesor se encuentra parcialmente

cubierta, en donde unas pocas exposiciones se encuentran representadas por una serie de

areniscas y pelitas correspondientes a un sistema fluvial. La sección superior está

conformada por areniscas y tobas retrabajadas que se caracterizan por la presencia de

estructuras deformacionales de gran escala. Esta última es una delgada unidad de 25 m

de espesor (Figura 3.8).

Figura 3.8: Perfil estratigráfico correspondiente a los afloramientos de la Formación Collón Cura a través del río Cushamen (véase Figura 3.4 para ubicación). Las edades U/Pb obtenidas en este trabajo y las secciones específicas de las discordancias progresivas se encuentran indicadas. Los materiales licuefactados se encuentran en la sección superior en donde las dataciones U/Pb indican una edad miocena tardía.


68

Las estructuras deformacionales se encuentran expuestas en este término

superior de la sección al oeste de la localidad de Cushamen a lo largo de uno de los

márgenes de río homónimo (Figura 3.4). Tobas retrabajadas, areniscas y pelitas

altamente deformadas quedan expuestas a lo largo de más de 100 m en un paquete

continuo de 1,5 m de espesor (Figura 3.9 y 3.10). Este paquete se encuentra confinado

entre dos horizontes no deformados de litología similar. Estos sedimentos deformados

se encuentran asociados a una falla inversa que afecta a los depósitos infrayacentes con

un rechazo de unos pocos metros.

Figura 3.9. Detalles de estructuras deformacionales en sedimentos blandos desarrolladas en la sección superior de la Formación Collón Cura. Areniscas marrones de grano grueso interdigitadas con areniscas grises claras de grano fino, correspondientes a la Formación Collón Cura, interpretadas como deformadas por un efecto sísmico cortical hipotéticamente relacionado con las estructuras contemporáneas activas en el área de antepaís. a) Estructuras deformacionales en sedimentos blandos con laminación caótica generada por estructuras de escape de agua, estructura flame y pliegues de pequeña escala, cubiertos por horizontes no deformados. b) Estructuras de carga junto con escapes de agua.


69

La deformación de estos sedimentos blandos se asocia a estructuras de carga, en

la mayoría de los casos de forma irregular, conformando estructuras de bolas y cojines,

variando desde los 20 a los 100 cm de diámetro (Figura 3.10b) y en algunos casos

estructuras almohadilladas y calcos de carga (Figura 3.10b). Las estructuras de bola y

cojín están compuestas por areniscas marrones de grano grueso, cuya laminación

primaria puede ser reconocida frecuentemente deformada y curvada de acuerdo a la

forma del borde externo de las bolas y cojines. El sedimento que rodea estas estructuras

de carga está compuesto por limo-areniscas de grano fino y tobas de color gris claro.

Figura 3.10. Detalles de estructuras deformacionales en sedimentos blandos, correspondientes a la Formación Collón Cura. a) Deformación de sedimentos blandos sin laminación preservada, hacía arriba, escapes de agua directos y pliegues de unos pocos centímetros. b) Estructuras de bola y cojín con laminación preservada.

La laminación de éstas puede estar completamente ausente (homogenizado) o

preservada. En este último caso la laminación preservada se encuentra curvada a lo

largo de los bordes de las estructuras deformacionales y a menudo muestra formas de

escape de agua verticales (flame structures de Kelling y Walton, 1957) ocurriendo entre


70

las estructuras de carga adyacentes (Figuras 3.9 a, b y 3.10 b) éstas presentan en general

unos pocos centímetros de espesor. Entre la capas deformadas no se encuentran

superficies planas que puedan indicar la ocurrencia de la deformación en eventos

diferenciables (Moretti y Ronchi, 2011). Dentro de estas capas deformadas resaltan los

calcos de carga y las bolas y cojines por su escala significativa. El origen de estas

estructuras se encuentra asociado con el gradiente de inversión de densidad (Figura

3.10b) (Neuwerth et al., 2006). La licuefacción y la fluidización del material

inconsolidado, subsecuentemente a su depositación, vinculados lateralmente a un

fallamiento, puede ser interpretada como un proceso sísmico coetáneo con la

sedimentación de la Formación Collón Cura (Davies et al., 2004).

A través del río Cushamen, tal como se describió en el capítulo anterior, se

encuentran presentes una serie de discordancias netas y progresivas en las Formaciones

Ñirihuau y Collón Cura. En el miembro 2 de la Formación Ñirihuau se describe una

discordancia entre los estratos inclinando aproximadamente 70º al este y por encima un

abanico de discordancias progresivas variando de 30º a 15º E en el tope, cubriendo un

total de 600 m en el espesor de la sección (Figura 3.11a). Hacia el este, las exposiciones

basales del miembro 3 se encuentran caracterizadas por un ligera variación de la

inclinación, describiendo un abanico abierto hacia el este, desde los 28º E a los 4º E de

hundimiento a través de una sección de 150 m (Figura 3.11b). Hacia el tope de la

Formación Ñirihuau, otro abanico de discordancias progresivas se encuentra descripto

ocupando 50 m en la sección, en el cual la estratificación pasa de 50º E a 20º y se

encuentra interrumpido por un discordancia angular, donde los bancos sobreyacientes se

encuentran de próximos a la horizontal a inclinar 5º al este (Figura 10c). Finalmente, en

una posición más oriental, un abanico de discordancias progresivas se desarrolla en la

base de la Formación Collón Cura con un abanico abierto hacia el este. La inclinación

de los estratos pasa en esta localidad de 80º a 15º E atravesando un espesor de 25 m

(Figura 3.11d).

Tres muestras, de tobas retrabajadas de tamaño de grano fino a medio, fueron

seleccionadas para realizar geocronología de U/Pb de circones (LA-MC-ICPMS), la

cual se realizó en el centro LaserChron de Arizona. Dos muestras corresponden a las

discordancias progresivas en los miembros 2 y 3 de la Formación Ñirihuau (13-M2 y

MR-2) y la otra muestra (13-M4) corresponde a las capas licuefactadas de la Formación


71

Collón Cura anteriormente descripta. La mayoría de los circones detríticos del miembro

2 de la Formación Ñirihuau arrojó una edad máxima de sedimentación cercana a los

13,5 ± 0,5 Ma, con unos picos subordinados de edades más antiguas (Mioceno inferior

18,2 Ma, Paleoceno 54,2 Ma y Jurásico Inferior 180,5 Ma). Los circones de la muestra

MR-2 en los estratos de crecimiento del miembro 3 arrojaron una distribución detrítica

muy similar, donde el pico más joven presenta 12,9 ± 0,3 Ma y es considerada la edad

máxima de sedimentación para estos depósitos. Los picos más antiguos muestran

similitudes con la muestra anterior (54,2 Ma Paleoceno, 181,8 Ma Jurásico Inferior),

con la única excepción de la presencia de una población más joven, cerca de los 14,2

Ma (Mioceno medio). Una edad máxima de sedimentación de 11,3 ± 0,4 Ma fue

obtenida de los circones detríticos de la Formación Collón Cura, en donde los picos más

viejos arrojaron edades miocena media 13,6 Ma, miocena temprana 18,9 Ma, eocena

tardía 37 Ma y jurásica temprana 188,2 Ma (Figura 3.12).


72


73

Figura 3.11: Discordancias progresivas en los estratos de las Formaciones Ñirihuau y Collón Cura al este del cordón de El Maitén en el depocentro Ñirihuau-Ñorquinco. Las edades U/Pb están indicadas en los estratos de crecimiento (véanse Figura 3.7 y 3.8 para ubicarlas en el perfil vertical).

Figura 3.12: Histogramas de las edades U/Pb de las Formaciones Ñirihuau y Collón Cura. Las dos muestras de la Formación Ñirihuau (13-M2; MR-2) presentan edades máximas de 13,5- 12,9 Ma con una población detrítica de 54-51 Ma, representativa de la Formación Pilcaniyeu desarrollada en el antepaís hacia el este. Esta población está ausente en los términos más jóvenes (Formación Collón Cura muestra 13-M4, con una edad máxima de 11,3 Ma), indicando que la procedencia del área del antepaís habría sido interrumpida hacia los 13-11 Ma). Adicionalmente, los términos superiores correspondientes a la Formación Collón Cura muestran un pico de 37 Ma, edad correspondiente a la base de la Formación Ventana expuesta inmediatamente al oeste en la región de la Precordillera (Figura 3.4). Los diagramas de la concordia se muestran a la derecha.

3.6. Descripción de la sedimentación sinorogénica a partir de los datos subsuperficiales

Con el fin de evaluar los diferentes mecanismos involucrados en la deformación

de las unidades descriptas, se han interpretado tres secciones estructurales a partir de

datos símicos, superficiales y de pozo para el área del tope de cuña (Figura 3.13). Las


74

líneas sísmicas corresponden a AR4A- 107C/110/ 111 y los pozos a Ho x-1 y Pco x-1,

realizadas por Pluspetrol y ESSO y obtenidas por gentileza de YPF SA.

La sección norte (Figura 3.13 a, b; véase Figura 3.4 por ubicación) está trazada

desde el cordón de El Maitén en una dirección oeste-este hasta el valle del río

Ñorquinco. La secciones ubicadas al sur (Figura 3.14 a, b; véase Figura 3.4 por

ubicación y Figura 3.15 a, b; véase Figura 3.4 para ubicación) están orientadas en una

dirección oeste-este desde la parte sur del cordón de El Maitén hacia la localidad de

Cushamen, con una separación de 15 km entre ellas.

Aquí las líneas sísmicas ligadas a los datos de pozo permitieron realizar la

identificación de los paquetes sedimentarios mencionados, en profundidad debajo de los

depósitos glacifluviales del Pleistoceno. Sobre el flanco este del cordón de El Maitén,

elvado por estructuras del basamento, se observan una serie de fallas normales del

Oligoceno superior invertidas que afectan la cubierta sedimentaria. Estas fallas se

encuentran asociadas con estructuras de crecimiento en su limbo trasero. Hacia el oeste

a lo largo de la línea, las discordancias progresivas de la Formación Ñirihuau están

interpretadas en el limbo frontal de una antiforma vergente hacia el oeste. El basamento

es indiferenciado entre las rocas paleozoicas y las sucesiones eocenas-oligocenas de la

Formación Ventana. Hacia el tope, la Formación Collón Cura no es claramente

visualizable por reflexiones en estas líneas sísmicas, aunque su presencia es reconocida

a partir de las evidencias de campo. Por lo tanto, se asume un espesor de

aproximadamente 500 m para el relleno sin base aflorante de esta unidad, por debajo de

la cubierta pliocuaternaria.

Correlacionando los datos de campo con la información sísmica y de pozo, se

desprende que la Formación Ñirihuau presenta en este sector unos 800 m de espesor en

profundidad. A partir de estos datos sísmicos la Formación Ñirihuau es subdividida en

siete secciones diferentes basándose en interpretaciones previas (Mancini y Serna, 1989;

Bettini et al., 2011), que se correlacionan con diferentes configuraciones geométricas de

los horizontes sísmicos.

Las primeras cuatro secciones presentan relaciones de overlap entre ellas,

indicando los diferentes pulsos de alternancia entre sedimentación y deformación. Por lo

tanto cada una de estas secciones basales representa un pequeño pulso en la historia de


75

construcción multiepisódica de la Precordillera Nordpatagónica. Estas secciones basales

presentan una geometría acuñada y por eso fueron interpretadas como depósitos

sinextensionales, observables con claridad en el perfil norte (Figura 3.13a). Este

supuesto fue propuesto previamente por Mancini y Serna (1989), quienes habían

considerado el comportamiento sinextensional para un estadio inicial del desarrollo de

la cuenca de Ñirihuau. En el perfil medio (Figura 3.14a) se pueden reconocer algunas

geometrías similares a fallas normales. Aunque, las estructuras orientales dejan claras

evidencias de procesos de inversión, no es tan evidente para aquellas ubicadas al oeste.

Finalmente en el perfil sur (Figura 3.15a) no es posible reconocer evidencias de

procesos extensionales; en principio, las secciones basales del perfil del norte no se

encontrarían en este último.

Mig

uel E. R

am

os

(20

14)

7

6

Figura 3.13: Interpretación de los datos sísmicos a través de la línea sísmica 2D ubicada en el depocentro Ñirihuau-Ñorquinco al este del cordón de El Maitén (véanse Figuras 3.4 y 3.6 por ubicación). La ubicación de las discordancias progresivas descriptas en el campo, presentadas en la Figura 3.11 se encuentran representadas en (a). Las secuencias miocenas fueron diferenciadas en secciones identificando relaciones de onlap y overlap entre los reflectores. Nótese el carácter sinextensional de las secciones basales interpretadas en el perfil (a). Las secciones superiores muestran relaciones de onlap contra estructuras compresivas, las cuales se interpretan, estarían relacionadas con pulsos de deformación asociados al levantamiento del cordón de El Maitén al oeste.

Tesis D

octo

ral (U

BA

)

7

7

Figura 3.14: Interpretación de los datos sísmicos a través de la línea sísmica 2D ubicada en el depocentro Ñirihuau-Ñorquinco al este del cordón de El Maitén (véanse Figuras 3.4 y 3.6 por ubicación). Las secuencias miocenas fueron diferenciadas en secciones identificando relaciones de onlap y overlap entre los reflectores. Nótese el carácter sinextensional interpretado para las secciones basales.

Mig

uel E. R

am

os

(20

14)

7

8

Figura 3.15: Interpretación de los datos sísmicos a través de la línea sísmica 2D ubicada en el depocentro Ñirihuau-Ñorquinco al este del cordón de El Maitén (véanse Figuras 3.4 y 3.6 por ubicación). En esta sección el ruido del basamento no permite hacer un reconocimiento detallado de las estructuras profundas como se muestra en Figuras 3.13 y 3.14.


79

3.7. Discusión

Los apartados precedentes se encuentran orientados a definir la geometría de los

principales depocentros a partir de la utilización de métodos potenciales, sísmicos y su

contraste con los datos de campo. A su vez, las componentes detríticas definen las áreas

de aporte y eventualmente la edad de los depósitos. En esta sección se discutirá un

posible cuadro evolutivo que conjugue estos aspectos.

En particular, los datos de gravedad calculados permitieron reconocer y la

geometría de los principales depocentros y cuencas en las estribaciones orientales de los

Andes Nordpatagónicos. Puntualmente, los depocentros de El Bosón y Ñirihuau-

Ñorquinco, los cuales han sido descriptos recientemente por Bechis et al. (2014) como

depocentros aislados integrando la cuenca de Ñirihuau, pueden ser reconocidos con

claridad a partir de las anomalías de gravedad. Contrariamente, la cuenca de Collón

Cura no se encuentra tan bien definida, no diferenciándose un bajo único y continuo que

coincida con los afloramientos descriptos. Solo el depocentro norte de la cuenca de

Collón Cura coincide con un bajo en la anomalía gravimétrica, de forma elongada

semicuadrangular ubicado al norte del Lago Nahuel Huapi, asociado a algunos

depocentros aislados de menor escala más hacia el norte. En cercanías de la localidad de

Junín de los Andes, un depocentro coincidente con la cuenca de Auca Pan, alberga rocas

oligo-miocenas, y se asocia parcialmente al relleno de la cuenca de Collón Cura, aunque

el espacio de acomodación de las secciones oligocenas previas sea probablemente el

más importante. Hacia el sur la cyebca de Río Chico se asocia a una anomalía negativa

a partir de estos datos gravimétricos, sin embargo, la misma representa los efectos

sumados de los espesores de las Formaciones Ñirihuau y Collón Cura. Las principales

exposiciones de estas secciones se encuentran superpuestas, desde el sector occidental

hasta la zona de Gastre.

A partir del análisis de los patrones de edades de circones detríticos, se pudieron

reconocer diferentes fuentes para las facies detríticas de las Formaciones Ñirihuau y

Collón Cura. Es posible relacionar los diferentes conjuntos de edades con distintas

litologías que afloran en el ámbito andino y del antepaís. Los picos más antiguos

correspondientes a las exposiciones basales de la Formación Ñirihuau datadas en este

trabajo en ~13,5 Ma, con edades jurásico tempranas y cretácico tempranas (Figura


80

3.16), estarían asociados a una fuente localizada en el Batolito Cordillerano y el

Subcordillerano, ubicados a lo largo de la Cordillera Nordpatagónica. Otros picos

menores en estas secciones arrojaron edades paleocenas (Figura 3.16) que podrían

corresponder a una fuente vinculada con la faja volcánica de Pilcaniyeu ubicada en el

antepaís, al este del área estudiada. Poblaciones aun más jóvenes del Mioceno temprano

(~18 Ma) podrían estar relacionadas con una canibalización de los depósitos

infrayacentes correspondientes a los términos basales de la Formación Ñirihuau no

aflorantes en esta región, o estar relacionadas con la erosión de secciones que rellenan

el depocentro de El Bolsón, tal como la Formación Troncoso, al oeste.

Las poblaciones más antiguas correspondientes al miembro intermedio de la

Formación Ñirihuau, datado en este trabajo en ~12,9 Ma, muestran similitudes con

aquellas pertenecientes a la sección inferior (Figura 3.16), con una población en torno a

54,2 Ma (Paleoceno) y otra cercana a 181,8 Ma (Jurásico Inferior), con el agregado de

una población más joven cercana a los 14,2 Ma (Mioceno medio), que implicaría un

aporte correspondiente de la erosión de los miembros inferiores anteriormente

descriptos de la Formación Ñirihuau.

En el caso de la tercera muestra, de la cual se obtuvo una edad de máxima

sedimentación de ~11,3 Ma, se observan poblaciones más antiguas similares a las

anteriores de ~188,2 Ma (Jurásico Inferior), ~ 37 Ma (Eoceno), ~18,9 Ma (Mioceno

inferior), ~13,6 Ma (Mioceno Medio) (Figura 3.16). Con excepción de la población

eocena, el patrón de este histograma es similar a los dos anteriores (Figura 3.12). Cabe

destacar que la población de ~13,6 Ma es una edad muy similar a la obtenida para la

primera muestra, que seguiría indicando una canibalización del mismo relleno de la

cuenca correspondiente a la Formación Ñirihuau. La población eocena podría estar

relacionada con rocas de la Formación Ventana que se encuentran en el cordón de El

Maitén, al oeste de donde se obtuvieron estas muestras.

Este análisis de circones detríticos muestra leves variaciones a lo largo del

tiempo. En el primer histograma se observa que a los ~13,5 Ma existían aportes

correspondientes a poblaciones del Mioceno inferior (~18 Ma), pero no se observa el

pico de 14,2 Ma que aparece en el segundo histograma. En la muestra más joven

aparece por primera vez la población de ~37 Ma y siguen estando las dos poblaciones

miocenas (~18,9 y 13,6 Ma).


81

Figura 3.16: Poblaciones detríticas cenozoicas de las Formaciones Ñirihuau y Collón Cura mostrando que los términos más jóvenes presentan una población entre 30-40 Ma que está ausente en las muestras más antiguas. Esto es interpretado como una evidencia del levantamiento del cordón de El Maitén entre los 12 y 11 Ma.

Estas edades máximas, interpretadas como edades de depositación, son más

jóvenes que aquellas edades otorgadas previamente en base a relaciones

cronoestratigráficas (Marshall et al., 1977; Cazau et al., 1989; Mazzoni y Benvenuto,

1990; Bilmes et al., 2013). De acuerdo a las características faciales, las secciones

analizadas son asignadas a la Formación Ñirihuau (Ramos, 1982; Mancini y Serna,

1989; Ramos et al., 2011), sin embargo, los rangos de edades de ésta, entre los 22 y los

16,4 Ma, no coinciden con las edades máximas obtenidas. De esta manera se propone

que los ambientes descriptos se han producido en forma diacrónica entre el norte y sur

de la cuenca de Ñirihuau, siendo éstos relativamente más antiguos en la sección

septentrional. Por otro lado, Bilmes et al. (2013) obtuvieron edades Ar/Ar de 14,86 Ma

para las rocas de la Formación Collón Cura unos 100 kilómetros al este sobre la cuenca


82

de Gastre. Estas edades son aún más antiguas que la obtenida para el miembro inferior

de la Formación Ñirihuau (~13,5).

A partir de los trabajos previos, la presencia de una ingresión marina sobre la

Depresión Central chilena y sobre la vertiente andina argentina, cuyos depósitos

marinos han sido descriptos por Bechis et al. (2014) y Ramos (1982), entre otros, abre

interrogantes en torno a la paleogeografía del Mioceno temprano y a la construcción de

la barrera orográfica posterior (Figura 3.17a). Basándose en información sísmica,

Mancini y Serna (1989) propusieron un estadío extensional durante la depositación de

los términos basales de la Formación Ñirihuau. Esto podría estar asociado con el

período extensional observado en la información sísmica (Figura 3,13) acotando este

período entre los 22 y los 13,5 Ma para el sector precordillerano. Asímismo, durante el

Mioceno temprano una serie de estadíos deformacionales de origen contraccional fueron

reconocidos a partir de discordancias progresivas en los Andes Nordpatagónicos (Orts

et al., 2012). Estos autores reconocieron un primer estadío, entre los ~21 y 18 Ma, en el

cual se estructuraron los Andes Nordpatagónicos occidentales. Esto ha sido evidenciado

a partir de datos de campo constreñidos por medio del análisis de poblaciones detríticas,

de las cuales obtienen un pico muy marcado de ~304 Ma vinculado con un aporte del

basamento paleozoico que proviene del antepaís. Por lo tanto se asume que estos

depocentros se encontraban en el pie de la cordillera para poder recibir un aporte desde

el Este (Figura 3.17 b). De manera contraria, a partir de una segunda muestra,

relacionada con estratos de crecimiento, se ha observado una notable disminución de la

población paleozoica acompañada por un incremento de una población vinculada con el

arco del Cretácico Temprano (Orts et al., 2012). Esta variación se genera por la

presencia de una barrera topográfica relacionada con los Andes Nordpatagónicos

orientales (Figura 3.17 c). Por otro lado, Bechis et al. (2014) obtuvieron, en el valle de

El Bolsón, inmediatamente al Este, poblaciones similares a las anteriores con la

presencia de unas poblaciones del Jurásico Medio, Paleoceno y Oligoceno. Estas

últimas se corresponden a las edades representadas por las fajas volcánicas de

Pilcaniyeu y Ventana respectivamente.


83


84

Figura 3.17: Esquema mostrando la evolución de los Andes Nordpatagónicos desde el Oligoceno superior- Mioceno inferior. Las poblaciones detríticas fueron tomadas de Orts et al. (2012) y Bechis et al. (2014). Se distingue un estadío inicial donde no se desarrollaba una barrera topográfica que impidiese el avance de (a) las transgresiones atlánticas y pacificas hacia los principales depocentros en las regiones del ante y el retroarco (Encinas et al., 2014). Nótese que en este estadio inicial la sedimentación sinorogénica provenía principalmente del área de antepaís (b), donde las rocas paleozoicas se exponen extensamente. Fuentes detríticas más jóvenes comienzan a ser suministradas desde los Andes en los estadios posteriores (c, d).

Estas rocas volcánicas paleógenas, así como las rocas del Jurásico Medio se encuentran

representadas en los cordones correspondientes a la Precordillera Nordpatagónica

occidental. Sobre esta base, se puede relacionar a estas poblaciones detríticas con el

levantamiento de la Precordillera Nordpatagónica en este intervalo de ~21,4 a 18,3 Ma

(Figura 3.17d). Por otro lado Bilmes et al. (2013) dataron estratos de crecimiento en las

secciones basales de la Formación Collón Cura dentro de la cuenca de Gastre, con una

edad Ar/Ar en las capas suprayacentes de ~14,86 Ma. Es decir, que aproximadamente

para esta época se estaba estructurando el antepaís fragmentado de Gastre (Figura

3.18).

Finalmente, revisando los histogramas de los circones detríticos obtenidos en

este Capítulo es posible reevaluar los episodios deformacionales de esta región

específica de los Andes Nordpatagónicos. El histograma de la primera muestra (13-M2)

está caracterizado por la presencia de picos jurásicos inferiores y miocenos inferiores

(Figura 3.16), los cuales podrían estar vinculados a una fuente occidental proveniente de

los Andes Nordpatagónicos o con una fuente del este en el Macizo Nordpatagónico. Sin

embargo, la presencia de una población paleocena relacionada potencialmente con la

faja volcánica de Pilcaniyeu, implica únicamente una polaridad del área de aporte del

este. Fundamentalmente, analizando la edad máxima de sedimentación (~13,5 Ma) que

se obtuvo para los estratos de crecimiento de los miembros inferiores de la Formación

Ñirihuau, se puede considerar a ésta como la edad de uno de los pulsos de

estructuración de la Precordillera Nordpatagónica (Figura 3.19). El segundo histograma

(MR-2) presenta una configuración similar, con la única excepción de la presencia de un

pico de ~14 Ma que estaría vinculado a un proceso de canibalización del mismo

depocentro. En el último histograma, (13-M4) en donde las poblaciones jurásico

tempranas y mioceno tempranas se encuentran aún representadas, mientras que el pico


85

del Paleoceno está ausente, una población de ~37 Ma que no se encuentra en ninguna de

las dos muestras anteriores, comienza a esbozarse con claridad. Estas edaes

corresponden a la Formación Ventana que se encuentra principalmente en el cordón de

El Maitén al oeste. En consecuencia, se puede asumir que el cordón de El Maitén se

habría levantado en el intervalo comprendido entre los 12,9 y 11,3 Ma (Figura 3.20)

definiendo una nueva área de aporte.

Mig

uel E. R

am

os

(20

14)

8

6

Figura 3.18: Esquema que muestra la evolución de los Andes Nordpatagónicos en el Mioceno medio. Las edades Ar/Ar fueron tomadas de Bilmes et al. (2013). La deformación migra hacia el este y se genera el Antepaís fragmentado de Gastre.

Tesis D

octo

ral (U

BA

)

8

7

Figura 3.19: Esquema que muestra la evolución de los Andes Nordpatagónicos en el Mioceno medio. Las poblaciones detríticas son de esta Tesis (Figura 3.12). Comienza a estructurarse la Precordillera Nordpatagónica oriental en donde se evidencian discordancias progresicas mostradas en la Figura 3.11 que atestiguan esta fase de alzamiento.

Mig

uel E. R

am

os

(20

14)

8

8

Figura 3.20: Esquema que muestra la evolución de los Andes Nordpatagónicos en el Mioceno medio. Las poblaciones detríticas son de esta Tesis (Figura 3.12). Un levantamiento fuera de secuencia levanta al cordón de El Maitén, alimentando el depocentro sinorogénico analizado.


89

3.8. Conclusiones

La cuenca de Ñirihuau se encuentra al sur del Lago Nahuel Huapi en las áreas

precordillerana y de antepaís de los Andes Nordpatagónicos. Alberga rocas de edad

oligo-miocenas y en su relleno cuenta con el registro de las transgresiones marinas del

Mioceno temprano y medio. Los depocentros característicos de la cuenca son El Bolsón

y Ñirihuau-Ñorquinco, los cuales presentan geometrías particulares orientadas en

dirección N y NO respectivamente, delimitados por los principales corrimientos que

estructuran este sector. El depocentro de Ñirihuau-Ñorquinco presenta sucesiones

volcanosedimentarias de ambientes lacustres y fluviales, comprendidos en la Formación

Ñirihuau, en la cual se reconocen una serie de estratos de crecimiento y discordancias

progresivas que evidencian el carácter sinorogénico de esta unidad durante el Mioceno

medio.

Por medio de nuevas dataciones U/Pb se obtuvieron para las rocas de la

Formación Ñirihuau edades máximas de ~ 13,5 y ~12,9 Ma posicionando a esta

formación temporalmente en períodos más jóvenes que los conocidos hasta el momento

y evidenciando un comportamiento diacrónico con respecto a la Formación Collón Cura

que presenta edades similares o más antiguas en la cuenca vecina de Gastre.

A su vez, en la base de la Formación Collón Cura también se observa otra serie

de estratos de crecimiento que determinan otro pulso de deformación. En las

exposiciones superiores, se asumen evidencias de esta actividad orogénica a partir de las

estructuras deformacionales (licuefacción) vinculadas espacialmente con fallamiento

inverso. Estos estratos licuefactados fueron datados en ~11,3 Ma por medio de U/Pb.

A partir de la información profunda se reconocen una serie de pulsos de

deformación para las secciones basales de la Formación Ñirihuau. Se han observado

algunos indicios de carácter sinextensional en los primeros componentes de esta unidad.

El crecimiento de los Andes a estas latitudes ocurrió a partir del Oligoceno-

Mioceno en una serie de pulsos en los cuales el frente de deformación migraba hacia el

este estructurando en principio a los Andes Nordpatagónicos y la Precordillera

Nordpatagónica occidental en el Mioceno inferior. Posteriormente la deformación migró

marcadamente hacía el este en donde se estructuró el antepaís fragmentado de Gastre


90

durante el Mioceno medio. Luego y casi sincrónicamente se comenzó a levantar

(canibalizar) el relleno del depocentro Ñirihuau-Ñorquinco, alimentando una cuenca de

antepaís que registra materiales detríticos correspondientes a la canibalización de los

materiales sinorogénicos previos, definiéndose así un retroceso del frente de

deformación. De esta manera, a través de un levantamiento fuera de secuencia se habría

estructurado el cordón de El Maitén dando forma a la Precordillera Nordpatagónica

oriental.


91

4. Evolución tectónica de los Andes Nordpatagónicos desde los datos de campo y de gravedad (39-40ºS)

4.1. Introducción

Durante los últimos años, la evolución tectónica de los Andes Centrales ha sido

analizada exhaustivamente (véase Oncken et al., 2006 para una síntesis).

Contrariamente, hacia el sur, los Andes Patagónicos permanecen relativamente poco

abordados en este tipo de análisis, con escasas contribuciones. Aunque el conocimiento

de los Andes Nordpatagónicos (Figura 4.1) desde el punto de vista tectónico y

magmático se ha incrementado considerablemente en tiempos recientes, la descripción

de las fases de exhumación y los mecanismos relacionados son aún limitados

(Thomson, 2002; D’Elia et al., 2012; Franzese et al., 2011; García Morabito y Ramos,

2012). Este vacío de información es principalmente debido a la vegetación muy densa

que cubre esta región, así como también a la falta de interés por hidrocarburos que

podrían haber proporcionado de información sísmica para constreñir la geometría

deformacional en profundidad. Una excepción han sido las tomografías de ondas P y S,

recientemente realizadas por Dzierma et al. (2012), y Pesicek et al. (2012) que

iluminaron la corteza y el manto infrayacente correspondiente al antearco, alcanzando

una parte limitada de la zona del retroarco en donde se realizó este trabajo.

A pesar de que los mapas previos en la vertiente oriental de los Andes entre los

39º y 40º S ya reconocían las principales unidades y en algunos casos contactos de fallas

(Turner, 1973), no se han llevado a cabo perfiles estructurales integrados, a excepción

del trabajo de Morabito y Ramos (2012) que muestra las primeras secciones

estructurales regionales. Este trabajo constituye una primera aproximación para

identificar las estructuras responsables del levantamiento de los Andes orientales entre

los 39º y 40ºS y consecuentemente, reconocer los principales estadíos de construcción

basándose en las relaciones de campo descrita. Los Andes entre los 39º y 40ºS a las

latitudes de los volcanes Villarrica-Lanín pueden considerarse un área clave para este

propósito, cubriendo desde el pobremente explorado arco volcánico hasta la zona

occidental del retroarco.

Adicionalmente, este área ha sido recientemente relacionada por Pesicek et al.

(2012) a un fuerte desgarre de la litósfera subducida (slab break-off). Estos autores


92

indican que previamente a los 5 Ma un empinamiento de la losa oceánica cercano a una

configuración vertical tuvo lugar por debajo de este segmento orogénico (Figura 4.2) y

que posteriormente fue reemplazado por la disposición actual de una losa que inclina

30º al este (Bohm et al., 2002; Lüth et al., 2004). Aún no fueron determinados los

efectos de un cambio tan drástico en la geometría de la losa. Incluso, no fueron

identificados los efectos deformacionales y magmáticos vinculados con este

empinamiento potencial previo a los 5 Ma. Este trabajo se enfoca parcialmente en estos

objetivos a lo largo de una descripción detallada y el análisis de la geología de este

segmento orogénico usando adicionalmente información gravimétrica para determinar

la estructura cortical en profundidad y el estado termal de la cuña orogénica. La zona de

retroarco en estas latitudes se caracteriza por la superposición de distintas cuencas

sedimentarias, vinculadas a mecanimos diferentes. Los rellenos de las cuencas del

Triásico Superior, Oligoceno superior-Mioceno, Mioceno superior y el Cuaternario se

encuentran superpuestos y su desarrollo no está del todo entendido. Por lo tanto, el

estudio de estas cuencas y su relación con la formación de los Andes es otro objetivo de

este Capítulo. Finalmente, el propósito principal de este estudio es reconocer los

mecanismos asociados con la construcción andina en los Andes Nordpatagónicos.


93

.

Figura 4.1: Configuración tectónica del área de estudio en la zona de transición entre los Andes Nordpatagónicos y los Andes Centrales del Sur. La línea gris con triangulos indica la posición de la trinchera, en donde las placas de Nazca y la Antártica se subducen por debajo de la placa Sudamericana. Se representan las principales estructuras que se discuten en este capítulo; LOFS: sistema de fallas de Liquiñe-Ofqui, VFZ: zona de fractura de Valdivia.

4.2. Configuración geológica regional

Los Andes entre los 38º y 42ºS se formaron durante el proceso de subducción

de dos placas oceánicas por debajo de la placa Sudamericana: la placa de Farallón

previamente a los 26 Ma y la placa de Nazca posteriormente (Cande y Leslie, 1986).


94

Durante el Paleógeno, la placa de Farallón es subducida oblicuamente hacia el norte

(Pardo-Casas y Molnar, 1987), hasta el momento en que se divide en las placas de

Nazca y Cocos. Esto provocó una reorganización de las placas determinando las

velocidades de convergencia actuales de 8 cm/a en una dirección N78ºE (Somoza,

1998). Esta leve oblicuidad en la convergencia estuvo asociada con la partición de los

esfuerzos en la placa cabalgante, donde una zona de falla mayor con desplazamiento de

rumbo dextral en una orientación NNE, conocida como el sistema de fallas de Liquiñe-

Ofqui (Figuras 4.1 y 4. 2), atraviesa a los Andes Nordpatagónicos (Hervé, 1976;

Forsythe y Nelson, 1985). El sistema de fallas de Liquiñe-Ofqui actualmente abarca

más de 1.000 km desde los 39º30' hasta los 46°30’S, en donde la dorsal centro oceánica

de Chile está siendo subducida (Figura 4.1) (Ramos y Kay, 1992; Cembrano y Lara,

2009; Thomson. 2002).

Los Andes entre los 38º y 42º S tuvieron una larga y compleja evolución que

produjo una serie de sistemas morfoestructurales (Figuras 4.2 y 4.3) (Diraison et al.,

1998; Giacosa et al., 2005; García Morabito y Ramos, 2012). A lo largo de este sistema

se encuentran expuestas una variedad de unidades desde paleozoicas, caracterizadas por

rocas plutónicas y metamórficas, (véase Thomson y Hervé, 2002, para una síntesis)

hasta rocas volcano-sedimentarias cenozoicas (Jordan et al., 2001; Radic et al., 2002).

En la posición de antearco a lo largo del margen pacífico y en particular en las latitudes

de este trabajo, las cuencas de Valdivia y Arauco han concentrado la subsidencia en el

Cretácico, Eoceno y Mioceno (Figura 4.3) (González, 1989; Melnick et al., 2006;

Becerra et al., 2013). Hacia el este, en la Cordillera de la Costa a lo largo de la costa

chilena, rocas metamórficas de edad neopaleozoica se encuentran conformando un

paleoprisma que se encuentra intruido por el batolito carbonífero y localmente está

discordantemente cubierto por rocas volcánicas oligocenas a miocenas (Munizaga et al.,

1988; Muñoz et al., 2000; Thomson y Hervé, 2002). El sector oriental de la Cordillera

de la Costa se encuentra parcialmente cubierto por unidades volcánicas y sedimentarias

miocenas (Vergara y Munizaga, 1974) en una serie de depocentros tales como las

cuencas de Osorno y Llanquihue (Figura 4.3). Estas se agrupan en la Depresión Central,

correspondiente a un bajo topográfico elongado ubicado en el antearco con una longitud

de 1.000 km (Lavenu y Cembrano, 1999).

Tesis D

octo

ral (U

BA

)

9

5

Figura 4.2: Perfil estructural litosférico a lo largo de los Andes Nordpatagónicos a los 39º-40ºS (véase figura 4.3 -A a A´- para localizarlo en el mapa). La geometría de la corteza inferior está basada en el modelo de densidad de Tašárová (2007). La sismicidad de la corteza e intraplaca está basada en Dzierma et al. (2012). Se encuentran sobrepuestos los contornos de la tomografía de Pesicek et al. (2012) mostrando un desprendimiento de la losa después de los ~5 Ma. La estructura de antearco está basada en González (1989), mientras que la estructura del retroarco está basada en datos de esta Tesis.


96

Estos depocentros son parcialmente exhumados a lo largo del sistema de fallas

de Liquiñe-Ofqui (Lavenu y Cembrano, 1999), en el límite oriental de la Depresión

Central, donde conforman parte de los Andes Nordpatagónicos. Las unidades

paleógenas se encuentran cubiertas discordantemente por sedimentos glaciarios

derivados de la erosión de los Andes y por productos volcánicos asociados con la

actividad del arco plio-cuaternario. Los Andes Nordpatagónicos constituyen la divisoria

de aguas, correspondiente al límite político entre Argentina y Chile (Figura 4.3). Una

serie de estratovolcanes asoman por encima del relieve estructural sobre los 1.500 m

entre los cuales Villarrica, Quetrupillán y Lanín son los más prominentes. Estos centros

volcánicos están alineados junto con pequeños campos de volcanismo monogenético

cuaternario a lo largo de lineamientos NE y O-NO (Lavenu y Cembrano, 1999; Lara,

2004). Aquí, las rocas plutónicas cretácicas se encuentran expuestas intruyendo al

basamento paleozoico (Pankhurst et al., 1992, 1999). En esta suite magmática, el

sistema de fallas de Liquiñe-Ofqui controla el emplazamiento de plutones miocenos que

están dispuestos a lo largo de la parte axial de los Andes Nordpatagónicos (Figura 4.3)

(Munizaga et al., 1988; Hervé 1976, 1984; Hervé et al., 1979).

Al norte de los 39ºS rocas graníticas se encuentran cubiertas por la Formación

Cura Mallín del Oligoceno superior al Mioceno, cuya composición está dada

principalmente por rocas volcánicas y volcaniclásticas, localmente intercaladas con

depósitos deltaicos y lacustres (Figura 4.3) (Suárez y Emparan, 1995, 1997; Jordan et

al., 2001). Ésta es una cuenca de intraarco formada durante un período extensional que

afectó una vasta porción de los Andes Nordpatagónicos (Suárez y Emparán, 1995;

Muñoz et al., 2000; Jordan et al., 2001; Burns et al., 2006; Melnick et al., 2006; Radic et

al., 2002; Radic, 2010). La cuenca de Cura Mallín está compuesta por depocentros

diacrónicos desde los 27 a los 19 Ma sobre la zona axial y la pendiente occidental de los

Andes (Suárez y Emparán, 1997; Jordan et al., 2001; Radic et al., 2002; Burns et al.,

2006).

Tesis D

octo

ral (U

BA

)

9

7

Figura 4.3: Mapa geológico simplificado con las principales estructuras de las regiones occidentales de intra y retroarco, entre los 39º y 41º S. La línea A-A´ muestra el perfil estructural representado en la figura 4.2. Los cuadrados de línea punteada corresponden al área de estudio, que se muestra en la figura 4.6. Los puntos de color indican las edades cenozoicas disponibles para las cuencas de intra y retroarco. Véase figura 4.1 para una perspectiva más regional.


98

Sobre la vertiente oriental andina, Franzese et al. (2011) describieron

localmente, al depocentro relativamente contemporáneo de Aluminé (Figura 4.4),

compuesto por depósitos clásticos derivados del basamento cristalino, rocas volcánicas

y volcaniclásticas.

La cuenca de Collón Cura, al este de los Andes Patagónicos, separa el área

cubierta por los depocentros oligocenos tardíos a miocenos de la Precordillera

Nordpatagónica (Figuras 4.2 y 4.3). Aquí, la Formación Collón Cura fue datada por

Mazzoni y Benvenuto (1990) en la ladera del río homónimo en unos 15-11 Ma. Tobas,

ignimbritas y depósitos fluviales retrabajados, se encuentran incluidos en la Formación

Chimehuín que aglutina los depósitos de Collón Cura y la suprayacente Formación Río

Negro de edad pliocena (Turner, 1965; Cucchi y Leanza, 2005).

Spalletti y Dalla Salda (1996) interpretaron inicialmente este depocentro como

una cuenca de pull-apart, basándose en su geometría regional y algunas consideraciones

sedimentarias. Contrariamente, Ramos y Cortés (1984) propusieron que esta sección

sedimentaria estaba conformada por depósitos sinorogénicos, relacionados a la

migración del frente orogénico hacia el este. Del mismo modo, Giacosa et al. (2005)

propusieron que el origen de estas sucesiones sedimentarias había sido como relleno de

una cuenca de antepaís. Más recientemente Ramos et al. (2011), García Morabito et al.

(2011) y García Morabito y Ramos (2012) describieron discordancias progresivas en el

tope de cuña de la faja plegada y corrida, asociadas con las estructuras contraccionales

neógenas, mostrando su carácter sincontraccional.

El sistema de la Precordillera Nordpatagónica puede dividirse en dos sectores

particulares; una parte occidental donde los depósitos neógenos se encuentran

abiertamente plegados y un sector oriental donde los depocentros triásico-jurásicos se

encuentran parcialmente invertidos en superficie (Franzese y Spalletti, 2001; García

Morabito et al., 2011; D’Elia et al., 2012). Este sistema ha sido descripto como un rasgo

estructural de piel gruesa que presenta una vergencia hacia el oeste (García Morabito et

al., 2011), que a su vez se encuentra segmentado por fallas extensionales NE y O-NO

que están selectivamente invertidas (D’Elia et al., 2012). El depocentro de Sañicó es la

expresión más al sur de la Precordillera Nordpatagónica (Figura 4.4). Su relleno

volcano-sedimentario corresponde a los ciclos Precuyano y Cuyano del Triásico Tardío


99

y del Jurásico Temprano, respectivamente (Gulisano et al., 1984; Gulisano, 1993) que

constituye el sinrift formado durante la ruptura de Pangea en estas latitudes.

El área de antepaís en los 39º S es una zona con muy poco relieve formada por

sedimentos neógenos a cuaternarios que cubrieron la dorsal de Huincul, un sistema de

rift invertido transversalmente al orógeno (Figura 4.4) (De Ferraris, 1947; Silvestro y

Zubiri, 2008). Este rasgo se extiende por más de 270 km en dirección cercana a este-

oeste. Está compuesto por una serie de depocentros invertidos con anterioridad al

desarrollo andino hacia el oeste, en tiempos triásicos tardíos, jurásicos y cretácicos

tempranos (Silvestro y Zubiri, 2008; Pángaro et al., 2009). Este sistema de rift ha sido

recientemente interpretado como un colapso extensional de las estructuras de la pared

colgante que habría separado el margen de Gondwana del terreno alóctono de Patagonia

(Mosquera y Ramos, 2006; Ramos, 2008; Ramos et al. 2004; Ramos y Naipauer, 2014).

Figura 4.4: La faja plegada y corrida andina entre los 38 ° y los 40 ° S se desarrolla en la zona de intersección de una serie de sistemas de rifts del Oligoceno-Mioceno y del Triásico Superior. Las áreas de color gris representan las principales cuencas cenozoicas. Los sistemas de rift del


100

Triásico Superior (Sañicó y la dorsal de Huincul) desarrollados en la zona del antepaís se encuentran resaltados en naranja. La estructura de la dorsal de Huincul, y del depocentro de Sañicó y la Precordillera Nordpatagónica está basada en Silvestro y Zubiri (2008), D’Elia et al. (2012) y García Morabito y Ramos (2012). La dorsal de Huincul se ubica paralela a la faja magmática neopaleozoica interpretada por Mosquera y Ramos (2006) y Ramos (2008) como un rasgo asociado con la acreción de Patagonia durante el Paleozoico tardío. Véase figura 4.1 para una ubicación desde una perspectiva más regional.

4.3. Metodología

Se utilizaron datos gravimétricos medidos a lo largo de los principales caminos a

través del área (comunicación personal Mario Gimenez) compilados a una base de datos

de más de 7.500 estaciones de gravedad de varias fuentes diferentes recolectadas en los

últimos 20 años por el “Instituto Geofísico y Sismológico Volponi (IGSV)” e

información provista por la industria a partir de acuerdos con YPF. Esta base

inhomogénea tiene sectores sin información en algunas partes de la región modelada,

particularmente en las altas cumbres de los Andes.

Las anomalías de Bouguer se calculó mediante la aplicación de las clásicas

expresiones de Blakely (1995), haciendo uso de la Ecuación (1).

AB(mGal)=gobs−( γ0− CAL+CB)+CT

(Ecuación 1)

Siendo; AB, anomalía de Bouguer; gobs, gravedad observada; γ0, gravedad

teórica o normal; CAL, corrección de aire libre; CB, corrección de Bouguer; CT,

corrección topográfica.

Se utilizaron datos observados (gobs) referidos al sistema del IGSN71

(International Gravity Standarization Network 1971) (Morelli et al., 1974). El computo

de la gravedad normal o teórica (γ0) se llevó a cabo haciendo usó la expresión para el

elipsoide Inter-nacional de 1967 (GRS67). Se aplicó la corrección de Aire Libre (CAL)

de primer orden y se consideró una densidad media de rocas de 2,67 g/cm3 (Hinze,

2003) en el calculó de la corrección de Bouguer (CB). Por último, la corrección

topográfica (CT) se aplicó haciendo uso de dos modelos de elevación digital, uno local

EOTOPO2 y otro regional (Sandwell and Shmidt, 2009), el primero de ellos con un


101

paso de grilla de 90 m y el segundo de ellos con un paso de 1850 m que se extendió 167

km hacia afuera del primero. El cómputo se realizó a través del módulo Terrain

Corrections del programa Oasis montaj de Geosoft. Este programa combina los

algoritmos desarrollados por Kane (1962) y Nagy (1966). Observándose valores

máximos (6 mGal) en Cordillera de los Andes y (0,4 mGal) en el antepais, en acuerdo

con las distintas altitudes e irregularidades topográficas. Luego las anomalías de

Bouguer fueron grilladas cada 5 km con el método de mínima curvatura (Briggs, 1974)

(Figura 1.5). La anomalía de Bouguer tiene una precisión estimada de 2–5 mGal.

Con el fin de separar los efectos gravimétricos asociados a las estructuras

geológicas profundas de aquellos correspondientes a anomalías someras, se aplicaron

diferentes técnicas de filtrado al campo gravimétrico. En este caso el mapa de anomalía

residual de Bouguer (Figura 4.5) se obtuvo de las diferencia de resultados entre la

anomalía observada y la prolongación ascendente extendida por encima de 40 km (Ver

Anexo). Se seleccióno la respuesta para esta altura, después de ir probando y

comparando como resultaban otras medidas, por su buen ajuste con los datos

estructurales conocidos. Estas anomalías reflejan la ubicación de los depocentros

sedimentarios en esta región a partir del contraste de densidad entre el basamento pre-

triásico los rellenos sedimentarios mesozoicos- cenozoicos.

Una sección estructural fue construida a partir de la información obtenida en

superficie y se la balanceó utilizando el Software 2D Move ® (Midland Valley Ltd.) y

ajustando con técnicas de modelado hacia adelante y hacia atrás aplicando flujo paralelo

para la mayoría de las estructuras del basamento. Las densidades utilizadas fueron

promediadas de trabajos previos realizados en la zona (Lince Klinger., 2010; Lince

Klinger et al., 2011), de muestras de mano obtenidas en afloramientos y a partir de

datos de pozos sísmicos realizados por YPF. Los pozos YPF.Ch.Pdl.es-1 y

YPF.Ch.GF.es-1 en Paso de Indios y Gorro Frigio. Particularmente esta sección fue

constreñida con datos gravimétricos asignando densidades de 2,4 g/cm3 para las rocas

sedimentarias y de 2,75 g/cm3 para el infrayacente basamento. El modelo de densidad

fue realizado utilizando el programa Oasis Montaj 7.0 que ajusta el efecto de gravedad

calculado a la anomalía de Bouguer residual.

Adicionalmente, se ha calculado la rigidez de la corteza calculando su

comportamiento flexural usando el paquete de programas de Lithoflex


102

(www.lithoflex.org) (Braitenberg et al., 2007; Wienecke et al., 2007). Esta herramienta

utiliza una serie de funciones diferenciales que están relacionadas con el estudio del

campo gravitatorio así como también con el estado isostático, y combina cálculos hacía

atrás y adelante para la gravedad y la rigidez flexural. El método de evaluación

utilizado en estos cálculos permite una alta resolución espacial, mejor que los métodos

espectrales (Braitenberg et al., 2007; Wienecke 2002). La carga actuante sobre la

corteza está constituida por una combinación de la sobreyacente topografía y el modelo

de densidad (Ver Anexo) (Braitenberg et al., 2007). Una variación dentro de la corteza

representa una variación en la carga, y debe ser reflejada en la respuesta isostática

(Ebbing et al., 2007). La carga topográfica fue calculada usando datos del ETOPO1

(Amante y Eakins 2009), mientras que para la densidad de la corteza se utilizó un valor

de 2,8 g/cm³.

La discontinuidad correspondiente al Moho fue calculada a partir de los datos de

gravedad observados por la inversión de gravedad (Lithoflex software package). Este

método usa un algoritmo interactivo que alterna una prolongación descendente con

modelado directo hacia adelante (Braitenberg et al., 1999) y es en algún modo análogo a

la aproximación por inversión de Oldenburg-Parker (Oldenburg 1974; Braitenberg et

al., 2007). Este método requiere dos parámetros de entrada: contraste de densidad y

profundidad de referencia. El contraste de densidad entre la corteza y el manto es

desconocido y tiene que ser asumido como un valor constante. Fueron utilizados los

parámetros estándar como el espesor cortical normal Tn = 35 km, y contraste de

densidad de corteza manto de -0,4 g /cm3.

Para el cálculo de flexura inversa fueron utilizadas la carga cortical (obtenida de

los datos topográficos y del modelo de densidad (Ver Anexo)) y las ondulaciones del

Moho (obtenidas de la inversión de la anomalía de Bouguer). La rigidez flexural es

invertida con el fin de ajustar las cargas conocidas con el modelo de espesor cortical

conocido. Al espesor elástico se le da un rango de variación de 1<Te<50 km y es

iterativamente estimado sobre ventanas móviles con un tamaño de 50 km x 50 km. Los

parámetros del modelo fueron una densidad de 2,7 g/cm3 para la corteza superior, una

densidad de 2,9 g/cm3 para la corteza inferior, una densidad de 3,3 g/cm3 para el manto

superior, un módulo de Young 1011 N/m2, y un coeficiente de Poisson de 0,25, donde


103

las densidades adoptadas son valores estándar ya utilizados por Introcaso et al. (2000),

Gimenez et al. (2000; 2009) y Miranda y Robles (2002).

4.4. Datos gravimétricos

Los depocentros sedimentarios son visualizados como bajos gravimétricos en la

anomalía gravimétrica residual (Figura 4.5), indicando que el basamento se encuentra

diferencialmente deprimido debajo de las espesas cubiertas sedimentarias. En particular,

basado en estos datos, el depocentro oligoceno-mioceno de Aluminé descripto en la

sección anterior correspondería a la prolongación sur de la cuenca de Cura Mallín, sobre

el lado oriental de los Andes, desde la zona divisoria de agua con anomalías continuas

(Figura 4.5).

La dorsal de Huincul coincide con una serie de bajos gravimétricos en el

antepaís que están determinados por la presencia de espesas secciones sedimentarias de

edad triásica a cretácica (Pángaro et al., 2009; Mosquera y Ramos, 2006; Silvestro y

Zubiri 2008). Estas anomalías son paralelas a una serie de anomalías positivas hacia el

sur (Figura 4.5), las cuales corresponden a la expresión somera de la faja magmática

carbonífero-pérmica del batolito patagónico norte (Figura 4.4) (Varela et al., 2005).

Estos cuerpos fueron interpretados por Ramos (2008) como la raíz de un arco asociado con

la acreción de Patagonia en el Carbonífero tardío-Pérmico temprano


104

Figura 4.5: Anomalía de Bouguer residual que delínea los principales depocentros sedimentarios a lo largo de la traza andina entre los 37º y los 42ºS. Nótese que los principales depocentros correspondientes a las cuencas oligo-miocenas de Cura Mallín, Aluminé, Collón Cura y Ñirihuau (véase el texto para mayor detalle) se ubican en la zona frontal oriental andina. La dorsal de Huincul que ha sido interpretada como el producto de la inversión del rift triásico tardío que intersecta a los Andes a los 39ºS se delínea como una anomalía negativa paralela a una fuerte anomalía positiva. Véase figura 4.1 para una ubicación en una perspectiva más regional.


105

Figura 4.6: a) Datos gravimétricos utilizados en este trabajo. b) Geometría del basamento obtenida mediante inversión gravimétrica de la anomalía residual de Bouguer, considerando un modelo estratificado de densidades., donde se identifica a los principales depocentros de Auca Pan, Cura Mallín, Aluminé, Laguna Blanca y de la dorsal de Huincul.


106

Un modelo de inversión de basamento (Figura 4.6) fue construido asumiendo un

modelo estratificado de dos densidades que representa el relleno sedimentario con una

densidad media de 2,4 g/cm3 y un basamento pre-triásico con una densidad de 2,7-2,8

g/cm3. Las densidades utilizadas fueron promediadas de trabajos previos realizados en

la zona (Lince Klinger, 2010; Lince Klinger et al., 2011), de muestras de mano

obtenidas en afloramientos y a partir de datos de pozos sísmicos realizados por YPF.

Los pozos YPF.Ch.Pdl.es-1 y YPF.Ch.GF.es-1 en Paso de Indios y Gorro FrigioEste

modelo usa como datos de entrada la anomalía residual de gravedad mostrada en la

Figura 4.5, donde los componentes relativamente profundos fueron filtrados (Figura

4.6a). Por lo tanto, la profundidad aproximada del contacto del relleno sedimentario con

el basamento pudo ser calculada a partir de este modelo. La dorsal de Huincul intersecta

el frente orogénico de los Andes por debajo de las espesas secciones cenozoicas

características de esta zona (Figuras 4.5 y 4.6). En este punto de intersección, una serie

de rasgos romboédricos limitados por estructuras ortogonales representan las

depresiones locales del basamento (Figura 6b). Estos son interpretados como

depocentros correspondientes a las secuencias oligo-miocenas. En particular, el bajo

gravimétrico aislado que se encuentra en las proximidades del lago Huechulafquen con

una forma semicuadrangular es interpretado como un depocentro individual,

relacionado con la Formación Auca Pan (Turner, 1976). Este rasgo presenta sus bordes

lineales orientados en una disposición NE y O-NO y se encuentra aislado del resto de

los bajos gravimétricos que se encuentran al noroeste alineados en una orientación

noroeste. Estos últimos están integrados por al menos cuatro bajos de la anomalía, que

coinciden con la parte sur de la cuenca de Cura Mallín y los depocentros ubicados al

oeste de la dorsal de Huincul (Figura 4.6).

4.5. Geología de las regiones del arco y del retroarco

Las zonas del arco y del retroarco comprenden de oeste a este a los Andes

Nordpatagónicos, la cuenca de Collón Cura y la Precordillera Nordpatagónica (Figura

4.7). Las rocas del basamento ubicadas al este del arco en los Andes Nordpatagónicos se

encuentran expuestas por un abanico de corrimientos y retrocorrimientos con vergencia

al este que exhuman una suite heterogénea de rocas metamórficas y magmáticas. Estas

rocas son asignadas al Complejo Colohuincul, en la región extraandina y hacia el oeste


107

a la Formación Huechulafquen en las partes altas de los Andes (Turner, 1973), y fueron

datadas por el método U/Pb en circones como devónicas y carboníferas (Varela et al.,

2005). Las extensas exposiciones de estas rocas del basamento en los Andes

Nordpatagónicos exhiben un pronunciado relieve característico que fue labrado por la


108

Figura 4.7: Mapa geológico del área de estudio basado en nuevos datos y la compilación de trabajos previos de Turner (1973) y D’Elia et al. (2012).


109

erosión glacial del Plio-Pleistoceno (Flint y Fidalgo, 1964; Rabassa et al., 1987). Las

edades K/Ar realizadas en estas rocas han sido interpretadas como edades de

enfriamiento, dando indicios de que este relieve podría haber sido generado entre los

115-65 Ma (Rapela et al., 1983, 1988; Domínguez et al., 1984) (Figura 4.7).

Hacia el este, el basamento se encuentra cubierto discontinuamente por rocas

cenozoicas andesíticas que afloran en el sector oriental de los Andes Nordpatagónicos

(Groeber, 1954). Turner (1965, 1973) definió a estas rocas como la Formación Auca

Pan, la cual representan a un evento magmático entre los 36º y los 43ºS que tuvo lugar

desde los 33 a los 20 Ma en la zona de retroarco (Figura 4.8) (Rapela et al., 1983, 1988;

Franzese et al., 2011).

Estas rocas magmáticas son correlativas a las suites relacionadas con el arco

emplazado en otras latitudes a lo largo de los Andes del Sur así como el caso de las

rocas del Grupo Doña Ana (27º-28ºS) y la Formación Cura Mallín (36º-39ºS) (Figura

8). Ambas asociaciones volcánicas, desde el punto de vista geoquímico han sido

relacionadas con una corteza atenuada asociada con un régimen extensional (Kay et al.,

1991; Bissig et al., 2003; Litvak et al., 2007; Rojas Vera et al., 2010). Estas rocas tienen

un patrón típico caracterizado por bajas relaciones de Sm/Yb, los cuales reflejan el

fraccionamiento de piroxeno y anfibol como asociaciones minerales residuales en la

base de la corteza, en comparación con los términos mioceno inferiores que tienen altos

valores de Sm/Yb (Figura 4.8) (Kay et al., 1987, 1991, 1999, 2006; Bissig et al., 2003;

Utge et al., 2009; Litvak et al., 2007). El tipo de asociaciones minerales residuales,

desde piroxeno a granate, evidencian un incremento de las condiciones de presión,

relacionadas con un fraccionamiento profundo en la corteza inferior causado por el

incremento del espesor cortical (Figura 4.8) (Kay et al., 1987, 1991, 1999; Bissig et al.,

2003; Litvak et al., 2007). Localmente, las asociaciones volcánicas localizadas entre los

40-42°S fueron estudiadas por Kay et al. (2007) y Aragón et al. (2011) mostrando

relaciones similares de los radios de REE con aquellos del Oligoceno-Mioceno inferior

en el norte. Esto implica que las secciones relacionadas al arco oligoceno a lo largo de

los Andes entre los 29º y los 42ºS se encontraban en equilibrio bajo condiciones

similares, en una corteza relativamente atenuada (30-35 km) (Figura 4.8).


110

Figura 4.8: Tierras raras livianas (La/Sm) vs. tierras raras pesadas (Sm/Yb) para los distintos episodios que caracterizan al arco volcánico andino en el intervalo Oligoceno-Mioceno; la información de los 29°-30° S se basa en Kay et al. (1987, 1991, 1999), Bissig et al. (2003) y Litvak et al. (2007); los datos de los 36-38° S pertenecen a Kay et al. (2006) y Utge et al. (2009); los valores de los 40-42° S corresponden a Kay et al. (2007) y Aragón et al. (2011). Nótese que los magmas oligocenos de los Andes Nordpatagónicos fueron generados en equilibrio con asociaciones minerales de baja presión, así como sucede en los magmas de arco oligocenos a miocenos de los Andes Centrales del Sur, en contraste con los magmas del Mioceno medio a tardío del flat-slab pampeano, con fases minerales residuales de granate. La banda gris muestra el campo ocupado por las sucesiones relacionadas con el arco oligoceno como referencia.

A esas latitudes, en los Andes Nordpatagónicos occidentales, se encuentran

presentes secciones aisladas del Oligoceno – Mioceno inferior (Turner, 1965), mientras

que en los Andes Nordpatagónicos orientales, y de manera continua hacia la parte norte

de la Precordillera Nordpatagónica, las litologías expuestas se encuentran dominadas

por extensas secciones volcánicas (Figura 4.7). Franzese et al. (2011) y García Morabito

y Ramos (2011) describieron fallas normales asociadas con variaciones en el espesor de

las secciones oligocenas tempranas. Franzese et al. (2011) también describieron una

serie de depocentros extensionales basándose en las variaciones de facies dentro las


111

principales sucesiones sedimentarias correspondientes a la Formación Rancahue,

datadas en 26-16 Ma.

Se llevó a cabo un perfil estratigráfico de la Formación Auca Pan en el margen

sur del río Malleo (Figura 4.9). Este perfil se encuentra compuesto por una sucesión de

brechas andesíticas, seguidas por coladas de lavas andesíticas y por niveles superiores

representados por tobas cristalinas. Las lavas presentan una composición dominada por

la presencia de minerales máficos de biotita a anfibol que determinan el contrastante

color de alteración característico de estas secciones como se puede ver en la figura 4.9.

Estas rocas fueron datadas en la inmediaciones del Cerro Áspero al norte del lago

Huechulafquen (39º42´15” S 71º 22´55” O) arrojando edades de 29,6 ±1,2 Ma (K/Ar)

(roca total, %K: 0,828; Ar rad. (nl/g): 0,961; % Ar atm.: 34) siendo muy similares a las

obtenidas por Franzese et al. (2011) al norte.

La Formación Chimehuín aflora en una faja al este del lago Huechulafquen

sobre los márgenes del río Collón Cura (Figura 4.7). Esta faja se encuentra truncada

hacia el norte por el río Malleo que corresponde al borde estructural. La Formación

Chimehuín se encuentra compuesta principalmente por rocas sedimentarias

continentales con una importante componente piroclástica derivada de la actividad del

arco mioceno emplazado sobre la vertiente chilena de los Andes (Lavenu y Cembrano,

1999). Esta unidad se encuentra plegada en amplios anticlinales, cuyos núcleos exponen

las rocas mesozoicas. Estas últimas corresponden a sucesiones volcaniclásticas del

Grupo Choiyoi y granitoides de edad paleozoica tardía que se encuentran

discordantemente por debajo de las secciones neógenas. Una serie de sucesiones

triásicas se encuentran aflorando en el depocentro Sañicó, ubicado en el sector suroeste

de la zona de estudio (Figura 4.7). Las suprayacentes Formación Lapa y Grupo Cuyo

fueron interpretadas por D’Elia et al. (2012) como parte de las facies de sag del Jurásico

– Cretácico Temprano del sinrift triásico a estas latitudes.


112

Figura 4.9: Perfil estratigráfico correspondiente a las sucesiones volcánicas de la Formación Auca Pan al este del Volcán Lanín (Cerro Mamil Malal) (veáse en la Figura 4.7 para ubicación).

4.6. Estructura superficial de las regiones del arco y retroarco

Los Andes Nordpatagónicos en estas latitudes fueron construidos a partir de un

patrón simple de fallas inversas de alto ángulo con vergencia hacia el este, las cuales

exhuman el basamento paleozoico (García Morabito y Ramos, 2012). Esta

configuración presenta variaciones hacia el este, en donde las rocas de la Formación

Auca Pan se encuentran afectadas por una serie de fallas y pliegues que vergen hacia el

oeste. El límite entre estos dos sistemas estructurales está representado por un

corrimiento vergente hacia el este conocido como el corrimiento de Piedras Paradas

(García Morabito y Ramos 2012). Al sur del lago Huechulafquen, las rocas del

basamento están directamente falladas y sobrepuestas a las sucesiones cenozoicas

(Figura 4.10a). Sin embargo, al norte del lago, este rasgo se encuentra interrumpido por

una amplia zona de falla que deforma las lavas oligocenas, las cuales se encuentran

plegadas y falladas sobre el tope de las rocas del basamento que vergen hacia el oeste.

Esto se interpreta como estructuras de buttressing asociadas con la inversión del


113

depocentro contra el basamento, produciendo estructuras de corta longitud de onda

(Figuras 4.10 y 4.11). Hacia el norte, el basamento paleozoico se observa nuevamente

sobrecorrido por encima de la sucesiones paleógenas (Figuras 4.12 y 4.13). En esta

región, se reconocieron una serie de secciones discretas en la cuales el depocentro

cenozoico se encuentra expuesto a partir de la inversión tectónica y otras en las cuales el

basamento se encuentra fallado por encima del relleno sedimentario.

Figura 4.10: a) Vista hacia el sur del lago Huechulafquen, en donde las rocas paleozoicas de la Formación Huechulafquen se encuentran sobrecorridas por encima de las rocas cenozoicas de la Formación Auca Pan (Corrimiento de Piedras Paradas). b) Sinclinorio afectando a las rocas volcánicas oligocenas de la Formación Auca Pan en un área transicional entre los levantamientos del basamento de los Andes Nordpatagónicos y la cuenca de Collón Cura hacia el este (véase Figura 4.7 para una ubicación).


114

Figura 4.11: Diagrama 3D generado con un DEM y una imagen TM en el que se muestran las relaciones estructurales entre la Formación Auca Pan y el basamento paleozoico en el cerro Áspero al norte del lago Huechulafquen.

Este sector norte presenta un arreglo estructural caracterizado por un patrón

ortogonal de las principales estructuras (Figura 4.14). Algunas de éstas se encuentran

orientadas en una dirección NO a lo largo del quiebre topográfico, que coincide con el

limite occidental de las exposiciones cenozoicas (Figuras 4.13 y 4.14).

Se llevaron a cabo una serie de cortes estructurales de pequeña escala,

atravesando el contacto entre el basamento paleozoico y el relleno cenozoico, con el fin

de describir detalladamente las relaciones laterales entre ambas (Figura 4.14). Estos

perfiles estructurales muestran una zona de deformación sistemática afectando las

secuencias cenozoicas. Estas últimas se encuentran deformadas por estructuras

vergentes hacia el este que afectan las rocas del Paleozoico, definiendo una pequeña

zona triangular. En los perfiles norte y sur se puede observar que en esta zona triangular

las rocas cenozoicas se encuentran montadas por encima del basamento. Sin embargo,

en el perfil central se puede observar como el sistema de vergencia al este canibaliza las

fallas con vergencia opuesta emplazando en consecuencia al basamento paleozoico por

encima de las secuencias cenozoicas.


115

Figura 4.12. a) Vista hacia el oeste desde el cerro Mamuil Malal hacia el corrimiento Piedras Paradas al norte del lago Huechulafquen. b) Vista hacia el oeste desde la pendiente norte del cerro Mamuil Malal hacia el corrimiento Piedras Paradas al norte del lago Huechulafquen.Esta faja de deformación presenta una vergencia E-NE y muestra al basamento paleozoico corrido por encima de las rocas cenozoicas. Dvb: Basamento ígneo-metamórfico; Tap: Formación Auca Pan.

Figura 4.13. Diagrama 3D realizado a partir de una imagen ikonos ploteada sobre un DEM que muestra la estructura caracterizada por un patrón ortogonal en el frente de deformación, con dos arreglos de falla principales. Estos corrimientos definen el contacto entre la Formación Auca Pan y el basamento paleozoico en el margen sur del valle de río Malleo.

Mig

uel E. R

am

os

(20

14)

1

16

Figura 4.14: Zona de transición entre los segmentos occidental y central identificada en el texto y bosquejados en la Figura 4.7. Notese que la misma ha sido interpretada como una serie de fallas normales oligocenas que inclinan hacia el este que posteriormente fueron invertidas. Los contornos del modelo de inversión de basamento de la Figura 4.6b están ploteados en el mapa geológico mostrando como las rocas oligocenas coinciden con un área en donde el basamento se encuentra diferencialmente deprimido.


117

Hacía el este, entre el lago Huechulafquen y el río Chimehuín (Figura 4.7), una

serie de pliegues orientados en una dirección N- NO con una vergencia dominante hacia

el este afectan a las Formaciones Auca Pan y Chimehuín. Esto implica que la estructura

superficial en esta región es más joven que 10 Ma, edad que corresponde a la Formación

Chimehuín (Re et al., 2000; Franzese et al., 2011). En esta área el patrón estructural es

muy discontinuo, pasando de estructuras orientadas en dirección norte-sur a este-oeste

en unas pocas decenas de kilómetros (Figura 4.7). Esta configuración sugiere un

marcado control pasivo en las estructuras que afectan la cubierta cenozoica, dominado

por estructuras previas y heterogeneidades del basamento.

El relleno volcano-sedimentario, en el sector oriental, se encuentra interrumpido

por el levantamiento de fallas con vergencia este que realzan la pendiente occidental del

valle de Junín de los Andes (Figura 4.7). En el lado opuesto, el retrocorrimiento Media

Luna, con vergencia hacia el oeste levanta a las sucesiones neógenas definiendo una

zona triangular que constituye el borde occidental de la sección intermedia. Este

retrocrorrimiento presenta un extenso desarrollo superficial en comparación con el

abanico de fallas con vergencia al este que se encuentra al otro lado del valle,

implicando un despegue más profundo. Hacia el norte este rasgo estructural afecta a las

sucesiones volcánicas del Grupo Choiyoi correspondientes al Triásico Superior

sobreponiéndolas por encima de las rocas paleógenas (Figura 4.7).

Más hacia el este, otro retrocorrimiento de rumbo norte, asociado con un

anticlinal de gran longitud de onda, permite la exhumaciñon de rocas del grupo

Choiyoi correspondientes al sin-rift Jurásico Inferior. En la esquina sureste de la zona de

estudio, en las proximidades de la localidad de Sañicó, una serie de estructuras

dispuestas perpendicularmente a los sistemas anteriormente descriptos se encuentra

asociada con la inversión tectónica de los depocentros del Triásico Tardío (D’Elia et

al., 2012).

4.7. Estructura de la corteza superior

Con el fin de representar las estructuras anteriormente descriptas, se llevó a cabo

un perfil estructural en el área del retroarco occidental (Figura 4.15). Esta sección fue


118

realizada basándose en los espesores sedimentarios medidos y los datos estructurales

obtenidos de las observaciones de campo. Adicionalmente, esta sección fue en parte

constreñida por datos gravimétricos. Fue posible aplicar este soporte, únicamente para

la sección intermedia a lo largo de la cuenca de Collón Cura, donde tuvieron lugar los

principales depocentros cenozoicos. Por el contrario, sobre los Andes Nordpatagónicos

y la Precordillera Nordpatagónica, al oeste y este de esta sección intermedia, la gran

heterogeneidad composicional del basamento aflorante impide realizar un claro

constreñimiento a partir de los datos gravimétricos. El relleno sedimentario calculado

del modelo de densidades de gravedad en la región intermedia arrojaba secciones por

encima de los 3.000 m de espesor (Ver Anexo). Este espesor sedimentario calculado se

introdujo en la perfil estructural, donde solo 700 m corresponden a los mayores

espesores estudiados para la Formación Auca Pan y otros 500 m para la Formación

Chimehuín (Cucchi y Leanza, 2005). Por lo tanto, se infiere la necesidad de una

sucesión sedimentaria adicional en profundidad por debajo del relleno cenozoico.

Teniendo en cuenta las extensas exposiciones de las rocas correspondientes al Triásico y

Jurásico Inferior en el área del antepaís, se ha considerado la posibilidad de que estas

secciones mesozoicas se encuentren representadas en los 1.800 m restantes que se

encuentran cubiertos por debajo de las secuencias cenozoicas.


119


120

Figura 4.15. Sección estructural balanceada en la pendiente oriental de los Andes desde la divisoria de aguas hacia la zona del antepaís a través de la localidad de Junín de los Andes (véase Figura 4.7 para ubicación -A-A´). Nótese en la misma tres áreas distintivas, dos en las cuales el basamento se encuentra expuesto (Andes Nordpatagónicos y la Precordillera Nordpatagónica), y una intermedia en la cual se encuentra cubierto por las sucesiones cenozoicas (Cuenca de Collón Cura). La profundidad del basamento debajo de los principales depocentros sedimentarios fue calculada a partir de los modelos de gravedad mostrados en la Figura 4.6b. Nótese los dos sistemas estructurales con vergencia opuesta enfrentándose a la longitud de Junín de los Andes. Se observan las edades K/Ar recopiladas por García Morabito y Ramos (2012).

La restauración de la sección estructural balanceada arrojó un valor de

acortamiento mínimo de 8,5 km, el cual es compatible con la geometría de las fallas

asumida a partir de las observaciones de campo. Esto debe ser considerado como una

estimación mínima, ya que no es posible realizar un mejor constreñimiento de la pared

colgante, en donde los procesos erosivos han eliminado la cubierta sedimentaria dejando

expuesto al basamento. Sin embargo, considerando el alto ángulo que domina la

mayoría de la estructuras en este sistema de deformación, es probable que el valor del

acortamiento sea mayor al obtenido. La profundidad del nivel de despegue de las

estructuras mayores es tomada de la comparación con las áreas vecinas, en donde la

información sísmica ha iluminado con precisión esta geometría profunda (Zapata et al.,

1999; Zamora Valcarce et al., 2006; Rojas Vera et al., 2010). Por otro lado, la

profundidad de despegue de las estructuras de pequeña longitud de onda fue calculada a

partir del área encerrrada por los principales plegamientos en la vista del perfil.

En la construcción de este perfil estructural, se identificaron tres segmentos

diferentes, caracterizados por i) un sector occidental, correspondiente a los Andes

Nordpatagónicos orientales, conformados por corrimientos con vergencia hacia el este y

una serie de retrocorrimientos que exhuman el basamento paleozoico. Este sector

presenta un estilo deformacional de piel gruesa y hacia el este determina una cuña del

basamento. El borde oriental de este sistema está representado en superficie por el

corrimiento Piedras Paradas, el cual levanta a las rocas del basamento por encima de la

Formación Auca Pan. ii) Hacia el este, un sistema con un despegue más somero, se

encuentra asociado a pliegues de pequeña longitud de onda que se vuelven más abiertos

hacia el antepaís. Como ya fue indicado anteriormente, las geometrías profundas de este

sector fueron adicionalmente constreñidas por datos gravimétricos (Ver Anexo). Aquí,


121

la geometría acuñada de los principales depocentros concuerda con la inversión de fallas

normales que limitan los principales espesores sedimentarios descriptos en superficie.

iii) El sistema oriental, correspondiente a la Precordillera Nordpatagónica, el que se

encuentra dominado por plegamientos de piel gruesa que vergen hacia el oeste. La

estructura que limita el margen oeste de esta sección corresponde al corrimiento Media

Luna que, junto con el arreglo este-vergente anteriormente descripto, conforma la zona

triangular de Junín de los Andes. Las estructuras más orientales de este segmento

exponen las sucesiones de sinrift triásicas superiores del depocentro de Sañicó.

4.8. Estructura de la corteza inferior

Recientemente, la estructura de la corteza inferior ha sido analizada a través de

las tomografías sísmicas calculadas por Dzierma et al. (2012), en las cuales las

anomalías de Vp y Vs están representadas como la desviación del modelo de

velocidades de borde 1D, mostrando como resultado una serie de secciones horizontales

a 10, 30 y 50 km de profundidad (Figura 4.16).

En particular, una anomalía de baja velocidad de Vp y Vs en los niveles de la

corteza inferior y el manto superior se encuentra en una pronunciada coincidencia con la

ubicación, en superficie, de los volcanes Villarrica, Quetrupillán y Lanín. Dzierma et al.

(2012) consideran a esta zona de baja velocidad como una expresión de reservorios de

material fundido desde los cuales estos volcanes son alimentados o también como una

reducción de la densidad de la cuña mantélica debido a la adición de volátiles a partir

una losa que se subduce altamente serpentinizada. Esta área se encuentra debajo de la

intersección superficial del sistema de fallas de Liquiñe-Ofqui y la extrapolación de la

zona de fractura de Valdivia en la placa de Nazca, la cual es considerada el área fuente

de estos volátiles y/o magmas.

El espesor elástico calculado en este trabajo muestra bajos valores en un área

elongada paralela al frente de deformación andino, al este del volcán Lanín (Figura

4.16). Estos valores en el frente del arco son relativamente más altos y poco

consistentes con los valores de Vp y Vs determinados por Dzierma et al. (2012). La

ausencia de datos sísmicos al sur del área de estudio, impide la comparación entre las


122

dos series de datos. Contrariamente, en los alrededores del lago Huechulafquen existe

consistencia entre los valores bajos de Vp y Vs y el bajo espesor elástico.

Figura 4.16. a) Anomalias Vp a 10 km de profundidad; b) Anomalias Vs a 10 km de profundidad; d) Radios de Vp/Vs a 10 km de profundidad (Dzierma et al., 2012). Notesé la relación espacial existente entre los centros volcánicos del arco y retroarco y sus respectivos campos volcánicos con las zonas de baja velocidad sísmica. En particular, se observa una anomalia de baja velocidad asociada con el arco por debajo de los volcanes Villarrica, Quetrupillán y Lanín. c) Espesor elástico (Te) calculado a partir de los datos gravimétricos. Se muestran bajos valores concordante con los sitios baja relación de Vp y Vs.

4.9. Discusión

La información estructural y los datos de gravedad reunidos en este capítulo han

permitido la construcción de una sección estructural O-E a los ~40ºS que muestra como


123

la faja plegada y corrida andina fue construida a partir de la inversión de fallas normales

previas de una edad triásica y oligocena. Estos mecanismos han generado en la parte

occidental del área analizada estructuras este-vergentes, contrarias a las estructuras

vergentes hacia el oeste en el sector oriental. Ambas dejan expuesto al basamento

neopaleozoico. Estos dos sistemas se interfieren en la parte central de esta transecta,

donde las sucesiones más jóvenes del Oligoceno inferior al Mioceno se encuentran

preservadas. En el sector oriental, estructuras extensionales, descriptas en trabajos

previos, correspondientes al intervalo triásico-jurásico han afectado el área del antepaís

actual, conformando los depocentros de Sañicó y Piedra del Águila y una serie de

depocentros más orientales que constituyen el sistema de Huincul (Franzese y Spalletti,

2001; Silvestro y Zubiri, 2008; D´Elia et al., 2012). Para el sector occidental, los datos

estructurales levantados en este trabajo muestran que el depocentro Auca Pan concentra

el registro somero del relleno sedimentario sinextensional del Oligoceno y el Mioceno

temprano, mientras que por debajo los datos gravimétricos permiten inferir la existencia

de sucesiones más antiguas de edad triásico-jurásica.

Edades K-Ar previas en rocas neopaleozoicas fueron interpretadas como edades

de enfriamiento, permitiendo constreñir la edad del comienzo de la exhumación y por lo

tanto de la deformación contraccional en el Cretácico Tardío (Fig. 4.17) (García

Morabito y Ramos, 2011). Basándose en datos termocronológicos (Burns et al., 2006;

Thomson, 2002) se infiere que este estadio de exhumación afectó a todos los Andes a

estas latitudes, desde la Cordillera de la Costa, a través de los Andes Nordpatagónicos y

la Precordillera Nordpatagónica. Coetáneamente con este proceso, el arco se expandía

desde la vertiente chilena occidental de los Andes hacia la zona de retroarco,

permaneciendo del lado de la pendiente argentina de los Andes hasta el Cretácico más

alto-Eoceno (Llambías y Rapela, 1984, 1989; Franchini et al., 2003). Posteriormente, en

el intervalo que abarca desde el Oligoceno tardío al Mioceno temprano, los depocentros

extensionales de Rancahue (≤ 26 Ma) y Cura Mallín (≤ 17 Ma) se desarrollaban en el

área occidental del retroarco con un frente volcánico ubicado nuevamente en el lado

chileno de los Andes (Suárez y Emparán, 1995; Jordan et al., 2001; Radic et al., 2002;

Franzese et al., 2011; García Morabito y Ramos, 2012). De manera similar, este trabajo

muestra que la Formación Auca Pan dentro del área de estudio, al sur de depocentros

sedimentarios previos, presenta edades de ~29 Ma. Una compilación de datos

geoquímicos realizada en este trabajo muestra que estas rocas se emplazaron en


124

condiciones de baja presión asociadas a un corteza normal como es discutido por Kay et

al. (2006). Esta corteza relativamente delgada, desarrollada con posterioridad al periodo

de engrosamiento cortical que tuvo lugar durante el Cretácico Tardío, es compatible con

la tectónica extensional descripta para las sucesiones del Oligoceno inferior en este

capítulo y trabajos previos.

Del análisis de los datos de gravedad obtenidos en este trabajo, y coincidentes

con los datos estructurales, se identifican una serie de estructuras orientadas en

direcciones NO y NE que limitan el depocentro de la Formación Auca Pan, en donde se

encuentran alojados el relleno cenozoico y probablemente el mesozoico. Estas

geometrías subcuadrangulares podrían ser generadas por la superposición de estructuras

extensionales cenozoicas, dominadas por una orientación norte sur, con las de los

sistemas extensionales triásicos como Huincul y Sañicó que presentan una orientación

oblicua, explicando así la morfología particular de estos depocentros sedimentarios.

Estas dos configuraciones estructurales determinan una geometría en escalera

para el corrimiento Piedras Paradas, el cual define el mayor quiebre topográfico en estas

latitudes, y yuxtapone a las series del Paleozoico tardío por encima de los estratos

cenozoicos (Figuras 4.13 y 4.14). A través de esta estructura mayor, el modelo de

inversión de gravedad obtenido (Figura 6b) muestra que el basamento se encuentra

diferencialmente levantado en el oeste con respecto al sector oriental, indicando un

importante escalón en el basamento en profundidad (Figura 4.14).

Como ya se ha notado en trabajos previos y los datos de campo confirman en

una escala local, un segundo evento contraccional afectó el área en los tiempos

miocenos superiores, reactivando los Andes Nordpatagónicos y la Precordillera

Nordpatagónica (Turner, 1973; García Morabito y Ramos, 2012). En el área de estudio,

ésto se evidencia a partir de la deformación contraccional que afecta a las sucesiones

sedimentarias del Mioceno inferior. Durante este tiempo el magmatismo se expande

hacia la región precordillerana (Mazzoni y Benvenuto, 1990) manteniendo este frente en

una posición de intraarco asociado al sistema de fallas de Liquiñe-Ofqui (Lavenu y

Cembrano, 1999).

Posteriormente, los tiempos pliocenos a cuaternarios están caracterizados por

importantes volúmenes de volcanismo máfico de plateau que se emplazan en el área del

retroarco (Figura 4.7) (Turner, 1973). Las anomalías sísmicas derivadas de las ondas P


125

y las ondas S indican una corteza media relativamente caliente en las zonas del arco y

del retroarco, respecto a un ambiente de corteza normal(Dzierma et al., 2012), que

coincide con el bajo espesor elástico calculado a partir de los datos gravimétricos en

este Capítulo.

Estas bajas velocidades sísmicas por debajo del sector andino fueron

interpretadas como originadas por magmas de origen mantélico y/o volátiles aportados

por la zona de fractura de Valdivia subducida (Dzierma et al., 2012). Adicionalmente,

las anomalías sísmicas han permitido inferir la presencia de una losa más antigua y

empinada por debajo de la actual zona de subducción (Figura 4.2) (Pesicek et al., 2012).

Por lo tanto, basándose en las tomografías sísmicas, una configuración de la placa de

Nazca inclinando con mayor ángulo podría haber precedido a la actual zona de Benioff

en estas latitudes según Pesicek et al. (2012). Esto ha sido considerado como una

evidencia tanto del desgarro de la losa (slab tearing), así como del desprendimiento de

la misma asociado a un empinamiento de la zona de subducción alrededor de 5 Ma atrás

(Figura 4.18) (Pesicek et al., 2012). Este desgarro de la losa para estas latitudes podría

estar relacionado a una surgencia de un manto astenósferico caliente, el cual estaría

asociado con las anomalías térmicas en la corteza media descriptas por Dzierma et al.

(2012). Incluso, este fenómeno explicaría los bajos valores de Te, y las erupciones

volcánicas del retroarco. Esta configuración magmática y tectónica es similar a aquellas

recientemente descriptas en el margen central occidental de Colombia, en donde un

desgarro en la losa de Nazca subducida se encuentra asociado con el volcanismo máfico

(Vargas y Mann, 2013).

Las expansiones y retrocesos de la actividad magmática se muestran sincrónicos

con los estadíos contraccionales y extensionales respectivamente, descriptos en este

trabajo. Estos procesos pueden ser conjuntamente explicados por los cambios en la

geometría de la zona de subducción a lo largo del tiempo, de la misma manera que ha

sido recientemente propuesto para regiones vecinas (Kay et al., 2006; Espinoza et al.,

2010; González Guillot et al., 2011; Orts et al., 2012; Rojas Vera et al., 2013; Burd et

al., 2014). Las Figuras 4.17 y 4.18 describen estas configuraciones hipotéticas a lo largo

del tiempo para el área de estudio, partiendo de un evento de somerización durante el

Cretácico Tardío, propuesto previamente por Ramos y Folguera (2005). Durante este

período fueron estructuradas la Cordillera de la Costa, los Andes Nordpatagónicos y la

Precordillera Nordpatagónica. Posteriormente, durante el Oligoceno tardío, se


126

desarrollaron una serie de depocentros extensionales al este de los Andes

Nordpatagónicos en el tiempo de la retracción de la actividad magmática hacia la

Cordillera de la Costa. Una nueva expansión magmática, durante los tiempos del

Mioceno tardío, es otra vez explicada por una redefinición de la losa en una posición

somera que reestructura los Andes Nordpatagónicos y la Precordillera Nordpatagónica,

y posiblemente es responsable del desacople que se genera en la región del antearco a lo

largo del sistema de fallas de Liquiñe-Ofqui, El Plioceno y el Cuaternario estarían

caracterizados por un nuevo empinamiento de la zona de subducción, el retroceso hacia

la trinchera del arco volcánico hacia su posición actual y un desgarro de la losa asociado

con erupciones máficas en el retroarco.


127

Figura 4.17: Esquema que resume la evolución de los Andes Nordpatagónicos a partir de los datos de esta Tesis y trabajos previos, desde el Cretácico Tardío al Oligoceno –Mioceno temprano entre los 39º y los 40ºS (veáse texto para mayores detalles y referencias específicas).


128

Figura 4.18: Esquema que resume la evolución de los Andes Nordpatagónicos a partir de datos de esta tesis, desde el Mioceno tardío hasta tiempos recientes entre los 39º y los 40ºS (veáse texto para mayores detalles y referencias específicas).


129

4.10. Conclusiones

Dos períodos contraccionales que dieron origen a los Andes Nordpatagónicos

han tenido lugar durante el Cretácico Tardío y el Mioceno tardío. Un evento extensional

durante el Oligoceno tardío, representado en la región por la Formación Auca Pan,

interrumpió temporalmente el proceso de construcción de los Andes. El primer estadío

contraccional fue determinado principalmente a partir de edades K/Ar, mientras que el

más joven fue determinado por la edad de las sucesiones sedimentarias deformadas en

el frente andino. Tres sectores diferentes, levantados a partir de la inversión de

estructuras extensionales previas de edad triásica-jurásica y oligocena, han sido

diferenciados desde un punto de vista estructural por sus mecanismos de deformación y

geometrías características.

El depocentro de Auca Pan del Oligoceno se interpreta como una continuación

al sur, sobre la vertiente oriental de los Andes, de la cuenca de intraarco de Cura Mallín

principalmente desarrollada sobre su vertiente occidental. El depocentro de Auca Pan se

desarrolla en forma aislada en el sector oriental de los Andes, cuya edad es equivalente

a los productos más antiguos de la cuenca de Cura Mallín, y es interpretado como una

consecuencia de la reactivación de estructuras triásico-jurásicas. Trabajos previos han

mostrado que la química de las sucesiones volcánicas coetáneas y genéticamente

relacionadas con las rocas de la Formación Auca Pan indican una corteza delgada (30-

35 km) durante su formación. Esto implicaría una importante atenuación cortical

después del ciclo de engrosamiento cortical que habría comenzado en el Cretácico

Tardío. Los datos gravimétricos muestran una configuración subcuadrangular de estos

depocentros oligocenos, controlados por un tren de estructuras con orientaciones NO y

NE, las cuales podrían indicar un origen transtensional/extensional de los mismos.

Los procesos de deformación actual en los Andes Nordpatagónicos pueden ser

inferidos a través del análisis de tomografías recientemente realizadas que muestran la

geometría del sistema de subducción para estas latitudes. Estas indicarían que el proceso

de desgarro de la losa ocurrió asociado con la inyección de un influjo de material

astenosférico debajo de las erupciones máficas de retroarco que tuvieron lugar durante

el Plioceno y Cuaternario. Las condiciones térmicas en esta zona de retroarco, reveladas


130

por los bajos valores de las velocidades Vp y Vs, así como también por el valor

calculado de Te, estarían vinculados a este ambiente particular.


131

5. Discusión general

El estudio de la región de los Andes Nordpatagónicos comprendido entre los 38º

y los 43º S permite reconocer a las principales secuencias oligo-miocenas que se

acumularon al pie de los Andes durante el proceso de estructuración de los mismos. En

primer lugar, la faja volcánica conocida como “Serie Andesítica” cubre el piedemonte a

lo largo de una traza norte-sur de más de 150 km (Figura 5.1), representada por una

sucesión de lavas andesíticas, brechas y basaltos que se encuentran intercalados con

capas sedimentarias en menor medida.

Figura 5.1: Modelo digital de elevación (SRTM) donde se observan las principales exposiciones de la faja volcánica correspondiente a la Formación Auca Pan al norte y Formación Ventana al sur, unidades que antiguamente homologaban a la “Serie Andesítica”.


132

Un régimen extensional ha actuado coetáneamente con la acumulación de estos

productos entre los 42 y los 22 Ma. Las estructuras extensionales han controlado su

emplazamiento en el Mioceno inferior a superior a partir de la inversión tectónica del

despegue extensional previo. Nuevas edades K/Ar de 29,6 Ma fueron obtenidas para las

exposiciones septentrionales correspondientes a la Formación Auca Pan. Estas

secuencias se encuentran rellenando el depocentro Auca Pan que fue reconocido como

un depocentro aislado. A partir de datos gravimétricos se asume la presencia de un

relleno precenozoico por debajo de las andesitas oligocenas. El análisis geoquímico de

las tierras raras a lo largo de la faja volcánica, permitió identificar una baja relación de

Sm/Yb en las rocas que componen esta faja volcánica, lo cual implica que estas

secciones se encontraban en equilibrio con una corteza relativamente atenuada. Durante

el Mioceno inferior a medio, al sur de San Carlos de Bariloche se encuentran las

sucesiones correspondientes a las Formaciones Troncoso en el valle del Bolsón y

Ñirihuau al este de El Maitén respectivamente (Figura 5.2). Estas dos unidades registran

una transgresión marina durante el Mioceno temprano (Bechis et al., 2014).

La Formación Ñirihuau se encuentra cubriendo en el área del antepaís rellenando

el depocentro Ñirihuau-Ñorquinco individualizado por Cazau (1980). Estas secuencias

presentan una buena correlación estratigráfica a partir de niveles guías en su base que

marcan episodios de baja energía e influencia marina en toda la cuenca. Sin embargo,

las nuevas edades máximas obtenidas a través de circones detríticos por métodos U/Pb

en los niveles intermedios de la Formación Ñirihuau, son más jóvenes que las inferidas

para esta unidad (~13,5 Ma y ~12,9 Ma). Al este del cordón de El Maitén, en los

miembros medios a superiores de la Formación Ñirihuau, se reconocieron una serie de

discordancias progresivas y estratos de crecimiento que se vinculan con pulsos discretos

de una deformación contraccional que estructuraron a este sector. A partir de las edades

máximas de sedimentación se pueden acotar estos pulsos en una edad miocena media

alrededor de los ~13,5 y los ~12,9 Ma.


133

Figura 5.2: Modelo digital de elevación (SRTM) donde se observan las principales exposiciones de las secuencias sedimentarias correspondientes a la Formación Troncoso y a la Formación Ñirihuau.

Sobreyaciendo a la Formación Ñirihuau se encuentra la Formación Collón Cura

caracterizada por una marcada y mayor participación piroclástica. Las exposiciones

más australes de esta última se encuentran hacia el este alcanzando los límites orientales

del área del antepaís donde se encuentra la cuenca de Gastre. Al norte de San Carlos de

Bariloche, estas secuencias rellenan el depocentro de Collón Cura y se encuentran

algunas exposiciones aisladas a lo largo del valle del río Limay hacia el este. Hacia el

norte, en el depocentro Auca Pan y las proximidades de Junín de los Andes se encuentra

la Formación Chimehuín que es un equivalente parcial de la Formación Collón Cura. En

su conjunto esta faja sedimentaria abarca más de 150 km a lo largo del antepaís (Figura

5.3). Estratos de crecimiento en la base de la Formación Collón Cura sobre el margen

del río Cushamen evidencian el carácter sintectónico de esta secuencia. En las


134

exposiciones superiores de esta formación en las latitudes de El Maitén, se han

encontrado estructuras deformacionales que estarían vinculadas con un evento sísmico

asociado a estructuras inversas. En estas secciones deformadas por licuefacción se

obtuvieron edades máximas en circones detríticos de ~11,3 Ma. Esta edad representa

para esta región el pulso de deformación más joven acotado geocronológicamente. La

depositación diacrónica de la cuevierta sedimentaria que representa esta unidad se

evidencia a partir del análisis de las edades obtenidas en este trabajo y las anteriormente

asignadas a esta misma formación en la región de la cuenca de Gastre por Bilmes et al.

(2013). Estos autores describen las secciones basales de la Formación Collón Cura con

edades que rondan los ~ 14 Ma. Esto implica que mientras se depositaban las sucesiones

basales de la Formación Collón Cura en el área externa del antepaís, en el tope de cuña

se seguían acumulando las rocas características de la facies lacustres y fluviales de la

Formación Ñirihuau hasta, hasta por los menos los ~12,9 Ma.

El caso de estudio más septentrional permite completar el conocimiento de las

fases deformacionales que han conllevado al desarrollo de los Andes Nordpatagónicos.

Una fase de exhumación, presuntamente de carácter contraccional, tuvo lugar durante el

Cretácico, evidenciada a partir de las edades de enfriamiento del basamento

correspondiente a las Formaciones Huechulafquen y Colohuincul en el sector norte de la

zona de estudio. Este pulso compresivo estructuró los Andes Nordpatagónicos del norte,

en las proximidades de Junín de los Andes. Esta fase es seguida por una fase de

atenuamiento cortical relacionada directamente con un período extensional, que tuvo

lugar durante el Oligoceno y que tal vez podría haberse iniciado en el Eoceno tardío.

En el norte este sistema sinextensional reactiva las estructuras anteriormente

generadas en el depocentro de Auca Pan, correspondientes a un período extensional

precenozoico. Estas estructuras oligocenas son invertidas durante el Mioceno inferior,

desarrollándose los Andes Nordpatagónicos orientales y parte de la Precordillera

Nordpatagónica occidental (Orts et al., 2012 y Bechis et al., 2014). A partir del Mioceno

medio (~13,5-11.3) se reconocen los últimos pulsos contraccionales antes descritos, que

en la parte sur estructuran las secuencias acumuladas en el tope de cuña del área del

antepaís.


135

Figura 5.3: Modelo digital de elevación (SRTM) donde se observan las principales secuencias volcano-sedimentarias correspondientes a la Formación Collón Cura y equivalentes (en el norte representadas por la Formación Chimehuin en las proximidades de Junín de los Andes).

Por último, la actividad volcánica del Plio-Cuaternario se encuentra representada

por los grandes volcanes del arco y una serie de plateaux asociada a pequeños conos

monogenéticos que cubren parte del antepaís. Estas exposiciones volcánicas están

ubicadas sobre áreas que poseen los valores más bajos de Te (espesor elástico) de la

zona del retroarco, y zonas de bajos valores de velocidad de las ondas Vp y Vs

obtenidas por Dzierma et al. (2012) que indican la presencia de reservorios magmáticos-

hidrotermales que alimentaron al volcanismo superficial. Un desgarro producido en la

losa subducida hace ~3-5 Ma (Pesicek et al., 2012) estaría directamente vinculado con

esta actividad volcánica concentrada en el frente de los Andes Nordpatagónicos.


136

6. Conclusiones generales

En la presente Tesis se analizaron las secuencias oligo-miocenas en un sector

correspondiente los Andes Nordpatagónicos del sur de Neuquén a los (~39-40°S)

(Capítulo 4) y otro correspondiente a los Andes Nordpatagónicos del norte de Chubut

(~41-42ºS) (Capítulos 2 y 3), a partir de lo cual se esbozan las siguientes conclusiones

generales:

Se han reconocido y descripto cuatro miembros dentro de la Formación

Ñirihuau, basados en los diferentes litotipos reconocidos en la sección.

Se han identificado cuatro secciones que muestran discordancias progresivas

dentro de las Formaciones Ñirihuau y Collón Cura y a partir de las mismas se

reconoce el carácter sincontraccional de estas secuencias y se interpreta a este

sector de los Andes como el tope de cuña del área del antepaís.

Estructuras deformacionales vinculadas con fallamiento inverso fueron

descriptas en las secciones superiores de la Formación Collón Cura.

Por medio de análisis U/Pb en circones detríticos, en dos muestras, una cercana

a la base y la otra al tope de la sección relevadade la Formación Ñirihuau, se

pudieron determinar las edades máximas de sedimentación de ~13,5 y ~12,9 Ma

para estas sucesiones, extendiendo el lapso temporal conocido para la

depositación de los sedimentos de la Formación Ñirihuau. Asimismo, se

reconoce el carácter diacrónico en la depositación de las Formaciones Ñirihuau

y Collón Cura (~14 Ma en la cuenca de Gastre).

Se han identificado tres pulsos de deformación que estructuraron la Precordillera

Nordpatagónica oriental durante el Mioceno medio: ~13,5 ~12,9 y ~11,3 Ma.

A partir del análisis de la probabilidad relativa de las poblaciones de circones se

observaron variaciones de las fuentes de aporte que son indicativas de la

canibalización del mismo depocentro y la consecuente estructuración del cordón

de El Maitén entre los~12,9 y los ~11,3 Ma como un levantamiento fuera de

secuencia.


137

Se propone una evolución tectónica para esta región andina, en la cual los Andes

Nordpatagónicos y la Precordillera Nordpatagónica occidental se habrían

estructurado en dos fases de deformación, parcialmente superpuestas que

tuvieron lugar en el intervalo Oligoceno-Mioceno.

El balanceo y restauración de una sección de 22 km del sector principal de la

faja plegada y corrida de Cushamen arrojó un acortamiento de 2,5 km (10,2 %) a

partir de una longitud inicial de 24,5 km. Este acortamiento se habría producido

principalmente en la etapa de deformación contraccional del Mioceno de la

Precordillera Nordpatagónica oriental. En esta sección se reconocieron dos

estilos estructurales, uno interno dominado por la inversión de estructuras

extensionales previas y uno externo caracterizado por una deformación que

responde a un despegue más somero.

El análisis de datos gravimétricos colectados en el retroarco a estas latitudes

permitió reconocer las geometrías de los principales depocentros que cubren la

zona del retroarco, permitiendo correlacionarlas con las estructuras mapeadas en

superficie. Se reconoció al depocentro Auca Pan, como un depocentro aislado de

geometría cuadrangular que se encuentra separado, por altos gravimétricos, de

las cuencas vecinas de Cura Mallín y Collón Cura.

Se ha reconocido un patrón estructural ortogonal caracterizado por un tren de

estructuras de rumbo N-S asociado a la deformación andina y otro con una

orientación NE como el que se observa en las estructuras del rift Triásico

registrado en la dorsal de Huincul y el depocentro de Sañicó.

La datación de las exposiciones basales de la Formación Auca Pan arrojaron una

edad K/Ar de ~29 Ma. Esto permite ubicar el inicio de la fase sinextensional que

interrumpe el desarrollo andino, en territorio Argentino, hacia el Oligoceno

superior, en forma coincidente con los episodios que en Chile condicionaron la

extensión.

La Formación Auca Pan, perteneciente a la antigua “Serie Andesítica” se

acumuló rellenando el depocentro homónimo durante el Oligoceno, que es


138

interpretado como derivado de un sistema extensional reactivado a partir de

estructuras extensionales precenozoicas.

Se han reconocido al menos dos pulsos compresivos en la deformación, el

primero durante el Cretácico que exhumó las rocas del basamento y el segundo a

partir del Mioceno medio. Este último invirtió las estructuras extensionales que

generaron el espacio de acomodación para la Formación Auca Pan y plegó y

deformó a la cubierta sedimentaria representada por la Formación Chimehuín.

En una sección estructural de 127,5 km se diferenciaron tres sectores según su

estilo de deformación: un sector occidental con despegues profundos del

basamento y una vergencia hacia el este; un sector central con un despegue más

somero que invierte las estructuras extensionales y un tercer sector oriental

generado por un abanico de corrimientos y retrocorrimientos que reactivan las

estructuras profundas del basamento invirtiendo los sistemas de rift triásicos. El

balanceo y restauración de esta sección de los Andes Nordpatagónicos arrojó un

acortamiento de 8,5 km (6,25 %) a partir de una longitud inicial de 136 km. Este

acortamiento se habría producido principalmente en la etapa de deformación

contraccional del Mioceno medio. Sin embargo, se deja constancia que en los

sectores con estructuras de basamento es difícil lograr una buena restauración.

El cálculo de espesores elásticos en conjunto con tomografías sísmicas recientes

y modelados gravimétricos a escala regional, muestran una serie de anomalías en

profundidad que se interpretan como reservorios magmáticos/hidrotermales.

Estos están directamente vinculados con la intensa actividad volcánica durante el

Plio-Cuaternario en la región del retroarco occidental. El desgarre de la losa

oceánica por debajo de esta zona del retroarco desarrollado hace ~ 5-3 Ma

determinado en tomografías sísmicas, estaría vinculado con la génesis de este

volcanismo.


139

Buenos Aires 12 de noviembre de 2014.

Miguel Esteban Ramos Andrés Folguera Telichevsky

(Director)


140

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163

Anexo

FILTRADO POR CONTINUACIÓN ASCENDENTE.

El método de Continuación Ascendente transforma el campo potencial medido en una superficie f(x,y,z=0) como si hubiera sido medido en otra superficie f(x,y,z=h) más lejana a la fuente. De esta forma la prolongación ascendente atenúa las anomalías gravimétricas de corta longitud de onda realzando las de largas longitudes (Blakely, 1995). Éste método ha sido utilizado por varios autores (Dean, 1958; Pacino e Introcaso, 1987; Miranda e Introcaso, 1999) con el objetivo de acentuar las anomalías causadas por fuentes profundas en detrimento de las originadas por fuentes someras. La prolongación ascendente en el dominio frecuencial, consiste básicamente en "transformar" las anomalías medidas del dominio espacial al dominio frecuencial, operar sobre los datos transformados haciendo uso del teorema Fourier-convolución, multiplicándolos por el filtro exponencial L(h) (Figura 8.1 y antitranformarlas para llevarlas nuevamente al dominio espacial. Esto se llevó a cabo mediante el módulo MAGMAP del software Oasis Montaj.

El filtro L(h) aplicado para la continuación en dominio frecuencial es:

(2.3)

Donde:

h: distancia vertical entre el plano de datos observados y el plano donde se quiere continuar el campo.

r: Número de onda en radianes por unidad de longitud (2πk ), con k ciclos/unidad de longitud.

Figura 8.1: Relación del filtro continuación analítica ascendente en función del número

de onda por unidad de longitud, para distintos h.

En este caso se aplicó la prolongación ascendente al mapa de anomalía de Bouguer (Figura 8.2) para distintas alturas (20km, 30km, 35km, 40km), dando origen a los efectos gravimétricos Regionales, que una vez descontados de la anomalía de Bouguer, se obtienen las anomalías

residuales. En Figura4.5 se presenta la carta de anomalía residial por prolongación ascendente a 35 km de altura sobre el n.m.m.

Figura 8.2: Mapa de Anomalía Regional obtenido por prolongación ascendente a 40 km sobre el nmm.

165

MODELO DE DENSIDADES

El modelo gravimétrico utilizado en el capitulo 3 y 4 consistió en un modelo directo 2D (Figura 8.3) que ajustó a la anomalía residual de Bouguer. Las densidades utilizadas fueron las anteriormente descriptas.

Figura 8.3: Modelo de densidades utilizado para constreñir los datos estructurales de la Figura 4.15.

Información complementaria de las dataciones radimétricas.

Parte 1 (dataciones K/Ar)

169

Parte 2 (dataciones U/Pb en circones detríticos)

Figura 8.3. Imagen por cátodoluminescencia de una porción de los circones de la muestra 13M-2 donde se observa el diámetro de los puntos de ablación no mayor a 30 nm.

Figura 8.4. Imagen por cátodoluminescencia de una porción de los circones de la muestra MR-2.

171

Figura 8.3. Imagen por cátodoluminescencia de una porción de los circones de la muestra 13M-4.

Tabla 8.1: Datos suplementarios de los análisis U/Pb LA-ICP-MS en circones detríticos de las muestra 13M2 presentada en el Capítulo 3.

Nombre de U Th 238U 1 sigma 207Pb 1 sigma 206/238 1 sigma 207/206 1 sigma Mejor edad 1 sigma

Muestra ppm U 206Pb % error 206Pb % error age abs err age abs err abs err Ma

13M2_39 429,3801285 1,403902721 40,33293299 0,013083385 0,048908684 0,011666339 157,8808068 2,04020295 143,4557419 27,148562 157,880807 2,04020295

13M2_38 1557,432568 1,205224298 471,2885955 0,014919201 0,049210754 0,020041676 13,66378216 0,20363361 157,8844016 46,2420733 13,6637822 0,20363361

13M2_37 1353,445932 0,93931342 483,327987 0,0167448 0,049283418 0,021586844 13,32377756 0,22286973 161,3363582 49,7220859 13,3237776 0,22286973

13M2_36 604,4448005 0,685173116 57,15757876 0,014136779 0,057571515 0,023232674 111,8079517 1,56678567 513,4933698 50,2432558 111,807952 1,56678567

13M2_35 322,5191137 1,830308573 273,3312761 0,042741445 0,058167616 0,178726668 23,54158166 1,00428795 536,0810236 349,561297 23,5415817 1,00428795

13M2_34 298,5396901 1,008693555 392,4226413 0,05427743 0,056302011 0,106518537 16,40632782 0,88929975 464,2979103 220,098221 16,4063278 0,88929975

13M2_33 1028,628233 1,353866845 435,689726 0,032068893 0,039100831 0,08515871 14,77892903 0,47338365 3,60737E-12 4,9493E-09 14,778929 0,47338365

13M2_32 526,8316663 0,836027628 473,4623871 0,022983808 0,061253677 0,033520751 13,60111424 0,31226829 648,1539302 70,4041833 13,6011142 0,31226829

13M2_31 364,4889051 1,859292962 115,8487697 0,015553794 0,047024371 0,017685417 55,40629162 0,8580281 50,4648793 41,6921862 55,4062916 0,8580281

13M2_30 1653,326989 1,897190767 476,652231 0,0150388 0,055510767 0,029025042 13,51018841 0,20296107 432,8534065 63,3918098 13,5101884 0,20296107

13M2_29 442,1063351 0,85768824 56,18230382 0,013944679 0,050776211 0,012838353 113,7318168 1,57185373 230,6836393 29,3807183 113,731817 1,57185373

13M2_28 429,6049442 1,253493204 52,0851691 0,013475586 0,048741464 0,013304173 122,5936623 1,63620441 135,4132515 30,9698534 122,593662 1,63620441

13M2_27 478,1467991 0,727134452 478,7615494 0,030533963 0,052599718 0,036024336 13,45072754 0,41026279 311,574633 79,9721108 13,4507275 0,41026279

13M2_26 196,3150306 0,959501669 35,2158354 0,016184932 0,04923747 0,015271548 180,5035578 2,88027237 159,1544075 35,3459757 180,503558 2,88027237

13M2_25 225,5920664 0,848718745 59,65954995 0,023534199 0,04990226 0,021292782 107,1577601 2,50054235 190,443098 48,7958699 107,15776 2,50054235

13M2_24 370,9783222 0,8882436 429,2506346 0,022587199 0,059152817 0,037800567 15,00036666 0,33841349 572,7250271 80,1606444 15,0003667 0,33841349

13M2_23 1232,300665 1,612670408 398,6902117 0,020557754 0,068514835 0,02637012 16,14873653 0,33155775 884,1695543 53,589462 16,1487365 0,33155775

13M2_22 290,33878 1,13287221 459,5916344 0,024740388 0,058292342 0,038631781 14,01115829 0,34625576 540,7669829 82,3156403 14,0111583 0,34625576

13M2_21 945,9479458 1,475462705 374,5153161 0,029302598 0,058805958 0,129612808 17,18974592 0,50301361 559,919749 259,970184 17,1897459 0,50301361

13M2_20 784,2559135 1,314148725 473,236831 0,026971205 0,05451813 0,055843178 13,60759002 0,36661559 392,5142255 120,638733 13,60759 0,36661559

13M2_19 549,9726006 0,874098171 485,5579809 0,021436112 0,05140194 0,03622575 13,26264913 0,28400113 258,8957615 81,1642334 13,2626491 0,28400113

13M2_18 549,3317916 0,791394834 501,1109221 0,027726752 0,046464786 0,038614011 12,85142734 0,35596356 21,80627512 90,1779865 12,8514273 0,35596356

173

13M2_17 277,0934824 0,986151067 453,9085019 0,034644154 0,065777545 0,069488413 14,18639122 0,49091644 799,3047419 139,232429 14,1863912 0,49091644

13M2_16 515,7427449 1,386360121 455,1855972 0,028519887 0,064826831 0,068466272 14,1466327 0,40300539 768,7212788 137,929662 14,1466327 0,40300539

13M2_15 664,2059677 0,373523818 353,804556 0,020693432 0,046705576 0,030449827 18,19456835 0,37596626 34,19885085 71,3548795 18,1945684 0,37596626

13M2_14 432,4034423 0,918260981 457,6041635 0,028446876 0,049571046 0,042432605 14,07194532 0,39985389 174,9292709 96,1026758 14,0719453 0,39985389

13M2_13 552,5643717 1,208812949 55,19040144 0,014611461 0,048942239 0,012455064 115,7576034 1,67607425 145,0648349 28,959261 115,757603 1,67607425

13M2_12 761,5449857 1,659721917 484,3031279 0,017173024 0,047083343 0,029519592 13,29697788 0,22810994 53,45633732 68,9728286 13,2969779 0,22810994

13M2_11 218,4301664 0,851677676 493,3155337 0,036297581 0,060336522 0,044778786 13,05430053 0,4733427 615,6644617 93,8591752 13,0543005 0,4733427

13M2_10 523,8333267 0,795606804 54,00374614 0,013252751 0,050151485 0,011636813 118,2780173 1,55302931 202,0201218 26,7921476 118,278017 1,55302931

13M2_9 476,9192486 0,459701395 18,74161238 0,016685704 0,054473048 0,013244489 335,1000737 5,44623834 390,6579221 29,4530862 335,100074 5,44623834

13M2_8 361,993311 0,832696556 474,7535123 0,024367706 0,053713214 0,037058107 13,56416396 0,33017161 359,0447884 81,5338814 13,564164 0,33017161

13M2_7 1720,114806 1,876643548 489,4110453 0,014893485 0,047238986 0,020064569 13,15834065 0,1957707 64,78198161 44,4765611 13,1583406 0,1957707

13M2_6 740,7905605 1,317100036 481,9973172 0,023603243 0,054865597 0,038141226 13,36052297 0,31501741 406,7501337 83,1665135 13,360523 0,31501741

13M2_5 306,933154 0,650186132 345,1636754 0,026635539 0,047184845 0,035956396 18,64939575 0,49599978 58,59247619 83,5557328 18,6493957 0,49599978

13M2_4 795,3031024 1,363170882 354,3663208 0,021449532 0,052455084 0,029629434 18,16576573 0,38908694 305,2988777 66,1384472 18,1657657 0,38908694

13M2_3 540,8915652 0,934760793 304,2251597 0,021428204 0,053062844 0,131668944 21,15486616 0,45255192 331,4849297 273,8764 21,1548662 0,45255192

13M2_2 738,9677916 2,090299091 325,234421 0,029094979 0,072670818 0,066117382 19,79041461 0,57489312 1004,787383 128,671428 19,7904146 0,57489312

13M2_1 1249,452555 1,010524645 59,55331076 0,020025086 0,055795422 0,054024879 107,3473396 2,13148806 444,2368851 115,823875 107,34734 2,13148806

Tabla 8.2: Datos suplementarios de los análisis U/Pb LA-ICP-MS en circones detríticos de las muestra MR2 presentada en el Capítulo 3.

Nombre de U Th 238U 1 sigma 207Pb 1 sigma 206/238 1 sigma 207/206 1 sigma

Mejor edad 1 sigma

muestra ppm U 206Pb % error 206Pb % error age abs err age abs err abs err Ma

MR2_36 2043,18 1,21387 34,201153 0,02189 0,05031 0,01058 185,782 4,0071 209,128821 24,3346 185,782 4,0071

MR2_35 332,309 0,80064 497,50348 0,03425 0,06621 0,03655 12,9445 0,44295 812,932128 74,6139 12,9445 0,44295

MR2_34 224,111 0,6408 504,48965 0,05655 0,0891 0,06144 12,7654 0,72112 1406,22657 113,3 12,7654 0,72112

MR2_33 1443,54 0,40885 383,09716 0,03185 0,09441 0,02175 16,8052 0,53459 1516,27164 40,4782 16,8052 0,53459

MR2_32 82,7518 0,7316 225,53383 0,04446 0,05434 0,08664 28,5197 1,26514 385,166677 183,698 28,5197 1,26514

MR2_31 480,644 0,97504 347,94105 0,02905 0,04853 0,03152 18,5007 0,53667 125,022159 72,5703 18,5007 0,53667

MR2_30 322,111 1,43526 427,46498 0,03474 0,07295 0,04019 15,063 0,52269 1012,66216 79,3929 15,063 0,52269

MR2_29 567,427 1,32599 481,35171 0,03056 0,05023 0,03393 13,3784 0,40838 205,858007 76,8559 13,3784 0,40838

MR2_28 715,091 0,99208 21,619542 0,02386 0,05265 0,01119 291,485 6,79756 313,908168 25,2608 291,485 6,79756

MR2_27 378,24 0,80944 483,88999 0,0457 0,09296 0,04679 13,3083 0,60749 1486,98894 86,1224 13,3083 0,60749

MR2_26 529,896 0,80726 494,56142 0,03747 0,04892 0,04319 13,0214 0,48744 144,14361 98,3054 13,0214 0,48744

MR2_25 470,082 1,25984 34,24677 0,02233 0,0555 0,0147 185,538 4,08333 432,371273 32,4283 185,538 4,08333

MR2_24 637,059 1,17556 498,00302 0,03556 0,05353 0,03844 12,9315 0,45931 351,525555 84,6039 12,9315 0,45931

MR2_22 319,954 0,8549 457,84196 0,0375 0,06238 0,03792 14,0646 0,52687 687,225376 78,9134 14,0646 0,52687

MR2_21 645,537 0,50289 487,56775 0,0265 0,04595 0,0345 13,208 0,34968 2,9152E-10 76,3108 13,208 0,34968

MR2_20 356,367 1,1751 481,1531 0,03179 0,0981 0,02944 13,3839 0,425 1588,32041 54,0238 13,3839 0,425

MR2_19 244,988 1,54579 485,41501 0,04148 0,07561 0,03515 13,2666 0,54967 1084,74549 68,9206 13,2666 0,54967

MR2_18 411,739 1,29134 464,36318 0,02787 0,07726 0,04125 13,8673 0,38606 1128,0327 80,0647 13,8673 0,38606

MR2_17 811,18 0,75423 509,23046 0,02443 0,04749 0,0302 12,6467 0,3086 74,0023088 70,2659 12,6467 0,3086

MR2_14 165,201 0,91467 400,4825 0,03781 0,06216 0,03997 16,0766 0,60709 679,689261 83,1718 16,0766 0,60709

MR2_13 686,133 1,01766 409,70199 0,02593 0,05275 0,02877 15,7152 0,40698 318,159293 64,1041 15,7152 0,40698

MR2_12 485,263 0,94192 493,692 0,0274 0,08384 0,04044 13,0444 0,35708 1288,84612 76,7413 13,0444 0,35708

MR2_11 445,531 0,92232 361,05413 0,03271 0,05297 0,07444 17,8297 0,58241 327,43759 160,657 17,8297 0,58241

MR2_10 325,725 0,7931 499,22386 0,03439 0,05461 0,03614 12,9 0,44323 396,281406 79,0449 12,9 0,44323

MR2_9 560,679 1,06844 494,64691 0,02563 0,04764 0,03255 13,0192 0,33327 81,3032894 75,5033 13,0192 0,33327

MR2_7 269,895 0,67637 22,812069 0,01676 0,05358 0,01442 276,569 4,53686 353,57722 32,2402 276,569 4,53686

MR2_5 1485,68 1,5165 407,02095 0,02705 0,05995 0,04612 15,8186 0,4274 601,671959 96,8137 15,8186 0,4274

MR2_4 336,38 0,73422 248,58239 0,02327 0,04661 0,02226 25,8807 0,60091 29,0872839 52,5095 25,8807 0,60091

MR2_3 1456,67 2,06624 34,012319 0,02305 0,05058 0,0144 186,799 4,24165 221,749761 32,9648 186,799 4,24165

MR2_2 153,496 0,46732 119,28421 0,02519 0,04684 0,03141 53,8172 1,34985 41,2762012 73,4578 53,8172 1,34985

MR2_1 380,27 0,7807 472,05643 0,02764 0,05868 0,03422 13,6416 0,37671 555,161396 72,9462 13,6416 0,37671

134 18,1555 1,4482 19,184756 0,02746 0,05129 0,03276 327,553 8,76274 253,759401 73,6433 327,553 8,76274

175

Tabla 8.3: Datos suplementarios de los análisis U/Pb LA-ICP-MS en circones detríticos de las muestra 13M4 presentada en el Capítulo 3.

Nombre de U Th 238U 1 sigma 207Pb 1 sigma 206/238 1 sigma 207/206 1 sigma Mejor edad 1 sigma

muestra ppm U 206Pb % error 206Pb % error age abs err age abs err abs err Ma

13M4_41 325,77 0,5494 33,10118068 0,01747 0,049897 0,012264 191,865 3,301589 190,1855 28,28443 191,864986 3,30158865 13M4_40 175,34 0,8952 352,2005278 0,035444 0,048041 0,043639 18,27731 0,646879 101,2801 100,0814 18,2773146 0,64687855 13M4_39 467,68 0,7298 514,374787 0,049955 0,063497 0,03835 12,52036 0,624817 724,9144 79,3017 12,5203571 0,62481714 13M4_38 221,18 1,2145 332,1923341 0,028785 0,049728 0,041407 19,37652 0,556882 182,315 93,71998 19,3765181 0,5568823 13M4_37 206,06 0,7947 53,82811758 0,019388 0,048681 0,015726 118,6604 2,2791 132,492 36,56534 118,660401 2,27910032 13M4_36 433,61 0,3516 32,96938296 0,017526 0,049831 0,009759 192,6206 3,324997 187,1092 22,55942 192,620635 3,32499724 13M4_35 566,94 0,4049 35,06733412 0,019229 0,051075 0,009683 181,2573 3,435863 244,1995 22,15413 181,257298 3,43586327 13M4_34 1058 1,635 555,3036796 0,023236 0,049503 0,025005 11,59837 0,269247 171,7463 57,35 11,5983686 0,26924658 13M4_33 1033,8 0,7504 572,6445342 0,033219 0,060289 0,037559 11,24745 0,373291 613,9481 79,12082 11,2474523 0,3732913 13M4_32 413,82 0,5196 469,7195152 0,02649 0,052138 0,031393 13,70938 0,36276 291,4719 70,16161 13,709377 0,36275981 13M4_31 350,76 1,0398 59,50119674 0,016349 0,049449 0,01763 107,4406 1,74178 169,1523 40,66196 107,44058 1,74178043 13M4_30 214,4 0,7054 575,3349264 0,035481 0,056328 0,044942 11,1949 0,396852 465,3023 96,58188 11,1949024 0,39685188 13M4_28 1136,7 0,4104 174,9207101 0,018408 0,046441 0,012405 36,74841 0,67449 20,59508 29,51994 36,7484069 0,67449001 13M4_27 1267,7 0,5476 169,8995733 0,017903 0,047601 0,01289 37,83127 0,67527 79,46516 30,32766 37,8312725 0,67527045 13M4_26 315,55 0,7236 575,8248602 0,041437 0,052458 0,03249 11,18539 0,463072 305,4273 72,38008 11,1853856 0,46307215 13M4_24 285,21 1,6325 293,5224482 0,04057 0,077528 0,119575 21,92493 0,887919 1134,795 221,2192 21,9249259 0,88791901 13M4_23 272,95 1,0174 533,0916152 0,058631 0,053006 0,074082 12,08118 0,707633 329,0577 159,8766 12,0811795 0,7076333 13M4_22 523,53 0,8407 558,1844075 0,024696 0,047345 0,035137 11,53856 0,28469 66,64873 81,57701 11,5385642 0,28469029 13M4_21 423,36 0,7957 481,6335657 0,026375 0,047845 0,013907 13,3706 0,352278 91,62764 32,62214 13,370603 0,35227824 13M4_20 523,53 0,8407 565,2614005 0,026776 0,049206 0,009459 11,39423 0,304816 157,6759 21,98929 11,3942306 0,3048157

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