167

Evolución de la Cuenca de Antepaís desde la zonade la Cumbre Calchaquí hasta la Sierra de Santa Bárbara,

Eoceno inferior- Mioceno medio, pr ovincia de Salta, Argentina

Foreland basin e volution from the Cumbre Calchaquí area to the Sierr a

de Santa Bárbara, Lower Eocene-Middle Miocene , Salta pr ovince, Argentina

C. I. GALLI y R. M. HERNÁNDEZ

XR Exploracionistas Regionales y Servicios SRL. Manzana N, Casa 14, Parque General Belgrano. A-4400 Salta. Argentina

cgalli@intercon.net.ve, xrexplor@salnet.com.ar

ACTA GEOLOGICA HISPANICA, v. 34 (1999), nº 2-3,p. 167-184

RESUMEN

Se considera, en el presente trabajo, la evolución de la cuenca de antepaís del Terciario en el noroeste argentino, desde los depósi-tos de la Fo rmación Lumbrera (II) (techo del Subgrupo Santa Bárbara, Grupo Salta) hasta las acumulaciones de la Fo rmación A n ga s t a-co (Grupo Payogastilla) y su equivalente temporal el Subgrupo Metán (base del Grupo Orán).

El desarrollo de la cuenca de antepaís se inicia en el Eoceno Medio asociado a una etapa de alta actividad tectónica, con una geo-metría triangular en donde se acumulan los depósitos efímeros y de barreal de la Fo rmación Lumbrera (II). Al mismo tiempo coex i s t e ,hacia el Este, con la última etapa de la cuenca de s ag de la Fo rmación Lumbrera (II). En el Oligoceno, etapa de tranquilidad tectónica,se habría desarrollado una cuenca con geometría lenticular donde se acumulan los depósitos efímeros, de barreal y grandes campos dedunas de la Fo rmación Los Colorados (base del Grupo Payogastilla). En el Mioceno Inferior a Mioceno Medio (hasta los 12.5 Ma apro-ximadamente) se inicia el segundo período de actividad tectónica y se produce la instauración de un sistema de cuenca de antepaís, endonde se diferencia las zonas de “tope del prisma” (we d ge top), “fosa frontal” (fo re d e e p), “arqueamiento marginal” (fo re bu l ge) y “fosadistal” (b a ck bu l ge). En la zona de tope del prisma (wedge top) (valle Calchaquí) se acumulan facies gruesas de ríos entrelazados de lasección inferior y media de la Fo rmación A n gastaco (Grupo Payogastilla) y en la zona de la fosa frontal (foredeep) depósitos efímerosp r oximales, medios y distales y de playa lake de las formaciones Río Seco y Anta (Subgrupo Metán).

Hacia el Mioceno Medio tardío, en la etapa de tranquilidad tectónica, se produce la progradación de facies gruesas hacia el este, enlas zonas de tope del prisma (we d ge top), fosa frontal (fo re d e e p), arqueamiento marginal (fo re bu l ge) y fosa distal (b a ck bu l ge), con laacumulación de los depósitos de la sección superior de la Fo rmación A n gastaco y de los sistemas efímeros de la Fo rmación Jesús Ma-ría (techo del Subgrupo Metán).

Pa l ab ras cl a v e : Sistema de Cuenca de Antepaís. Terciario. Subgrupo Metán. NO A rg e n t i n a .

CORE Metadata, citation and similar papers at core.ac.uk

Provided by Revistes Catalanes amb Accés Obert

ABSTRACT

Te rt i a ry foreland basin evolution in nort h we s t e rn A rgentina is addressed in the light of new chronostratigraphic information. We in-t e rpret strata from the Lumbrera (II) Fo rmation deposits (the top of the Santa Bárbara Subgroup, Salta Group) to the A n gastaco Fo r-mation deposits (Payogastilla Group) and its temporal equivalent, the Metán Subgroup (base of Orán Group).

Middle Eocene foreland basin development began in response to intense tectonic activity in the west. The triangular-shaped reg i o nr e c e ived ephemeral stream and dry mudflat deposits of the Lumbrera (II) Fo rmation. During the Oligocene stage of tectonic quiescencea lens-shaped basin developed where ephemeral streams, dry mudflats and eolian strata were deposited in the Los Colorados Fo rm a t i o nat the base of the Payogastilla Group. The second stage of tectonic activity started in the early to middle Miocene (to 12.5 Ma approx i-m a t e ly). This established a foreland basin system in which characteristic wedge top, foredeep, forebulge and backbulge depozones arer e c ognized. In the wedge top depozone (Valle Calchaquí) thick braided stream facies accumulated in the lower and middle section ofthe A n gastaco Fo rmation in the Payogastilla Group. In the foredeep depozone, proximal, medial and distal ephemeral stream and play al a ke strata of the Río Seco and the Anta formations (Metán Subgroup) were deposited.

The middle Miocene was tectonically quiescent. Eastward progradation of proximal facies continued in the wedge top, foredeep,f o r e bulge and backbulge depozones. These deposits constitute the upper portion of the A n gastaco Fo rmation and ephemeral systems ofthe Jesús María Fo rmation (the top of Metán Subgroup).

Key wo rd s : Foreland Basin System.Te rt i a ry. Metán Subgroup. NW A rg e n t i n a .

168

EXTENDED ABSTRACT

The depositional basin, termed the Metán Subgroup, and its lateral equivalents are ve ry wide (more than 259 km) andtheir facial and stratigraphic characteristics suggest that it was an underfilled basin until approx 15 Ma. ago. Subsequent-ly the basin became an ove r filled basin with a topographic axis in the wedge top area and another topographic axis in theforedeep area (Fig. 7). During the Oligocene the non-marine mudflat facies in the Ti n - Tin area provided evidence of thelocation of a topographic axis, and in the Middle Miocene a second topographic axis was formed in the río Piedras area.

The A n gastaco, Los Colorados and Lumbrera (II) formations and also the Metán Subgroup sedimentary units were ac-cumulated in different isolated basins over time (Fig. 7). At the beginning of the accumulation of the Lumbrera (II) andLos Colorados formations (Lower Miocene) the foreland basin was simple and limited by the marginal bulge in the cur-rent zone of the Lerma va l l ey (Fig. 5). During the late Lower Miocene to Upper Miocene time span the foreland basincould have evo l ved into a more complex basin (large areal extension) with the development of a new folded and fa u l t e dbelt along the we s t e rn edge of the current of Lerma va l l ey whose deposits located to the East (Metán Subgroup) could havebeen accumulated in progradation towards the marginal bu l g e .

The correlation of the stratigraphic units and the analysis of the facies distribution suggest an early structuration of theTe rt i a ry foreland basin which could have controlled the distribution of the thickness of the sandy and sandy-conglomeraticrock-bodies deposited by antecedent rivers (Fig. 6). This system of foreland basin, which developed during the late lowe rMiocene until the middle Miocene, could have acted as a wedge-top zone of the depositional prism of the piggy-back basinin the zone of the Calchaquí-Tonco va l l ey. The foredeep could have been located mainly in the zone of the current Lerm ava l l ey and in the zone of the marginal bulge in the Metán range area.

The end of the Metán Subgroup sedimentary cycle is evidenced by an unconformity and the young sediments placedb e l ow are located in the eastern sector of the basin (marginal bulge). The roof unconformity of the basin cuts older sedi-ments progr e s s ive ly we s t wards (Galli and Bolli, 1998). Therefore, it is assumed that in the late Lower Miocene-MiddleMiocene time span the marginal forebulge was stable.

A third episode occurred in the evolution of the foreland basin system from the Upper Miocene during which a news t ructuration of the basin could have been produced together with the accumulation of the coeval gr owing strata of the Gua-

I N T RO D U C C I Ó N

El objetivo de este trabajo es brindar una contribu c i ó ntempo-espacial de los depósitos esencialmente fluvialesdel Paleógeno - Neógeno (hasta Mioceno Medio), desde lar egión de Cumbres Calchaquíes hasta el Sistema de SantaBárbara (25º 30’ LS), a base del desarrollo tectónico y lahistoria evo l u t iva deposicional desde los primeros estadiosde desarrollo de la cuenca de antepaís del Te r c i a r i o .

Los depósitos de la cuenca de antepaís del Te r c i a r i o ,durante el tiempo comprendido entre el Eoceno a Mioce-no Medio, están representados en el Valle Calchaquí por:la Fo rmación Lumbrera (II) (techo del Grupo Salta) (Bolly Hernández, 1986), Fo rmación Los Colorados (Díaz etal., 1987; Galli, 1995) y Fo rmación A n gastaco (Russo,1948; Vilela y García, 1978) correspondiente a la base delG rupo Payogastilla; y en el Sistema de Santa Bárbara porla Fo rmación Río Seco, Fo rmación Anta y Fo rmación Je-sús María (Gebhard et al., 1974; Arias y Chávez, 1976).Los sistemas de depósitos fluviales quedan afectados porla tectónica subsidente (Russ, 1982; Burnett y Schumm,1983). Como que la estructuración en una cuenca de an-tepaís controla el desarrollo del drenaje, por lo tanto esae s t ructuración también controlará la distribución tempo-ral y espacial de las facies (May et al., 1995). Así, la dis-t r i bución de las facies sedimentarias fluviales puede serutilizada para definir el desarrollo de estructuración de unintra-antepaís. El análisis del relleno de la cuenca del Te r-ciario es producto del desarrollo de un antepaís típicodonde la preservación de los sedimentos está relacionadacon la flexión cortical, con el ascenso relativo del nivel debase, y con la velocidad de erosión y transporte (Flemingsy Jordan, 1990; Bjerrum y Dorsey, 1995). El análisis delrelleno de la cuenca de antepaís del Terciario, desde apro-ximadamente los 44 Ma hasta los 8.5 Ma, es producto deld e s a rrollo de un antepaís típico donde la preservación delos sedimentos está relacionada con la flexión cortical, elascenso relativo del nivel de base y la velocidad de ero-sión y transporte (Flemings y Jordan, 1990).

En el presente trabajo se propone un modelo evo l u t i-vo compuesto de tres etapas: la primera en el Eoceno In-f e r i o r-Eoceno Medio; la segunda en el Oligoceno?-Mio-ceno Inferior y la tercera en el Mioceno Inferior- M i o c e n oMedio, en donde hay un pasaje gradual desde una cuencade s ag hasta un sistema de cuenca de antepaís. En la ac-tualidad son numerosos los autores que proponen este ti-po de evolución de cuenca de antepaís (DeCelles y Bur-den, 1992; Lawton, 1994; Bjerrum y Dorsey, 1995;C u rrie, 1998).

MARCO REGIONA L

La cuenca de antepaís del Terciario está situada sobreuna región en la que la placa de Nazca tiene una inclina-ción de 30º al Este, al Norte de los 24º LS y sobre una zo-na de transición donde la inclinación no es conocida, en-tre los 24º y 27º LS (Isacks et al., 1982). Esta cuenca deantepaís sería el resultado directo de la actividad tectóni-ca entre placas conve rgentes que habría originado la ele-vación de los Andes Centrales, en cuyo marco regional seconsidera que: desde los 35 Ma hasta los 25 Ma el arcovolcánico se encontraba en proceso de enfriamiento y quea partir de los 25 Ma se habría establecido un arco mag-mático activo en la Puna-Altiplano cuyo ancho no habríacambiado respecto del actual. Entre los 25 Ma y los 10Ma las sedimentitas se habrían acumulado en una cuencade antearco (Chile), en cuencas discontinuas de intraarco(Puna-Altiplano) y en una cuenca de antepaís donde sehabrían acumulado los depósitos del Subgrupo Metán ysus equivalentes. Esta cuenca de antepaís se habría pro-fundizado progr e s ivamente, para mantener el equilibrioisostático, debido al peso de los corrimientos y al peso delmaterial acumulado en ella (Jordan, 1984; Jordan y A l o n-so, 1987).

En el norte A rgentino la cuenca de antepaís se ha de-s a rrollado, en gran parte, sobre la cuenca distensiva delG rupo Salta (Cretácico Inferior - Paleógeno) y que ha si-

169

naco and Piquete formations (Ve rgani and Starck, 1989). During the late Middle Miocene a continuity in the sedimenta-tion existed in the Calchaquí va l l ey. A notable climatic change is evidenced given the important drainage nets with deve l-opment of flood plains associated with lacustrine accumulations in the we s t e rn sector of the basin (Starck and Ve rga n i ,1 9 9 6 ) .

A depositional cycle has been defined (Starck and Ve rgani, 1996) for the Upper Miocene to Lower Pliocene, in thewe s t e rn wedge-top zone of the sedimentary prism in the Calchaquí va l l ey This cycle is constituted by the deposits of thePalo Pintado Fo rmation and by the lower section of the San Felipe Fo rmation since these deposits represent a coarseningu p wards cycle of incised river systems with North-South paleocurrents (Palo Pintado Fo rmation, Calchaquí va l l ey), andalluvial fans with paleocurrents from the West (lower section of the San Felipe Fo rmation, Luracatao va l l ey ) .

170

Figura 1. Ubicación del área de estudio.

Figure 1. Location of the study area.

do definida como r i f t de antepaís (fo reland rift, Galliski yViramonte, 1988). Por lo general se ha considerado a to-dos los depósitos del Grupo Salta dentro de la etapa der i f t, inclusive a la Fo rmación Lumbrera (II). Sin embarg ono se puede descartar el pasaje transicional de la Fo rm a-ción Lumbrera (II) esencialmente pelítica a unidades congranulometria más gruesa (Fo rmación Los Colorados enel Valle Calchaquí, provincia de Salta (Figs. 1,2) y Fo r-mación Casa Grande en las proximidades de Tres Cru c e s ,p r ovincia de Jujuy (Boll y Hernández, 1986). Esta transi-ción se considera relacionada con el efecto de la tectóni-ca andina que habría provocado la primera etapa deld e s a rrollo de la cuenca de antepaís (Boll y Hern á n d e z ,1986).

Otra característica de cuenca de antepaís en el nort ea rgentino, que se observa en los depósitos de la Fo rm a-ción Lumbrera (II), es el cambio paleog e ogr á fico que seproduce entre el miembro inferior y el miembro superiorr e s p e c t ivamente. Hasta los depósitos de la Fo rm a c i ó nLumbrera (I) la distribución de facies y espesores, por logeneral, no varía con respecto a la asociación paleog e o-gr á fica de la cuenca del Subgrupo Santa Bárbara (Gru p oSalta). La Fo rmación Lumbrera (II) presenta el depocen-tro y facies de centro de cuenca desfasados con respecto alos depósitos anteriores (Boll y Hernández, 1986). Lasevidencias de facies de sistemas fluviales efímeros (Fo r-mación Lumbrera -II-) que erosionan y se superponen afacies lagunares (Fo rmación Lumbrera -I-) indican undescenso del nivel de base y un cambio general del climaa condiciones más áridas, lo que genera un hiato deposi-cional de variada duración y que es mayor hacia los bor-des de la cuenca (Hernández y Disalvo, 1992).

Es posible que en el Eoceno hayan coexistido dos es-tilos diferentes de subsidencia, uno de tendencia nort e - s u r( Tres Cru c e s - Valle Calchaquí), que sería el inicio de lacuenca de antepaís, mientras que hacia el Este continua-ría la subsidencia térmica heredada del la cuenca de rift(Subcuenca de Lomas de Olmedo), con los depósitos dela Fo rmación Lumbrera (II).

MARCO ESTRAT I G R Á F I C O

El nombre de Grupo Orán fue propuesto por Russo(1972), para agrupar a los depósitos terciarios que, en lasp r ovincias de Salta y Jujuy y áreas aledañas (Fig. 2,3), ya-cen sobre el Grupo Salta (Cretácico-Eoceno). Durante elTerciario Superior se produjeron varios acontecimientostectónicos relacionados con el ascenso de los Andes, queprodujeron variaciones en las cuencas situadas al Este e

i n f l u yeron en las características de los sedimentos quepueden ser divididos en dos secuencias, a las que Russo(1972) denominó: la inferior arenoso-lutítica “Subgru p oMetán” y la superior conglomerática “Subgrupo Jujuy”( Figs. 4).

El Subgrupo Metán está integrado, de base a techo,por la Fo rmación Río Seco, la Fo rmación Anta y la Fo r-mación Jesús María (Gebhard et al., 1974; Arias y Chá-vez, 1976). El Subgrupo Jujuy (Gebhard et al., 1974)consta de la Fo rmación Guanaco (base) y la Fo rm a c i ó nPiquete (techo). El Subgrupo Metán está constituido pordepósitos atribuidos a dos ambientes sedimentarios dife-rentes y bien definidos: uno está representado por un sis-tema aluvial de flujos efímeros reconocido para las Fo r-maciones Río Seco y Jesús María, donde predominan lasareniscas con coloraciones acastañadas y anaranjado-roji-zas, con escasa participación pelítica. El otro ambientec o rresponde a facies de lago salino y fue reconocido paralos depósitos de la Fo rmación Anta, está caracterizadopor depósitos lutíticos rojizos con algunas intercalacionesde lutitas verdosas, yeso y calizas oolíticas.

Los depósitos de la cuenca de antepaís de la base delG rupo Payogastilla (Díaz y Malizzia, 1984) del Te r c i a r i oinferior a medio (Fig. 4), están representados en el Va l l eCalchaquí por la Fo rmación Los Colorados (Diaz et al,1989; Galli, 1995) y Fo rmación A n gastaco (Russo, 1948;Vilela y García, 1978). La Fo rmación Los Colorados ya-ce en discordancia angular sobre metamorfitas precám-bricas y sobre las acumulaciones del Subgrupo Pirg u a( G rupo Salta, Cretácico Inferior-Eoceno) en zonas deborde de cuenca y en paraconcordancia sobre la Fo rm a-ción Lumbrera (Grupo Salta, Subgrupo Santa Bárbara,Eoceno), en zonas de centro de cuenca. Las acumulacio-nes de la Fo rmación Los Colorados constituyen un siste-ma efímero desde su posición proximal a distal (Oeste-Este), asociados a depósitos eólicos. El estudio de lap r oveniencia de la Fo rmación Los Colorados revela laerosión de la faja plegada y fallada compuesta esencial-mente por depósitos sedimentarios del Grupo Salta (Cre-tácico Inferior-Eoceno) y por la Fo rmación Puncov i s c a n a(Precámbrico Superior-Eocámbrico).

La Fo rmación A n gastaco consiste en depósitos tipoentrelazado (b ra i d e d) esencialmente arenosos y el estudiode proveniencia conjuntamente con las direcciones de pa-l e o c o rrientes muestran una evolución detrítica que estárelacionada con el emplazamiento de un arco vo l c á n i c odel Mioceno; cómo así también de la faja plegada y fa l l a-da compuesta por metamorfitas precámbricas (Fo rm a c i ó nP u n c oviscana), rocas sedimentarias (Grupo Salta, Cretá-

171

172

cico Inferior - Eoceno) y cuarcitas del Grupo Mesón(Cámbrico Superior).

RELLENO Y EVOLUCIÓN DE LA CUENCA DE A N T E PA I S

El “Sistema de Cuenca de Antepaís” (DeCelles y Gi-les 1996) está definido como: a) una región elonga d acon potencial acomodación de sedimentos que se form aen la corteza continental entre la faja orogénica contrac-cional y el cratón adyacente, principalmente en respues-ta a los procesos geodinámicos relacionados con la sub-ducción, que dan lugar a una faja plegada y fallada deretroarco; b) un área constituida por cuatro zonas biend e finidas, referidas como depozonas de: “tope del pris-ma” (we d ge - t o p), “fosa frontal” (fo re d e e p), “arq u e a-miento marginal” (fo re bu l ge) y “fosa distal” (b a ck - bu l-ge). Cada una de estas depozonas tienen unasedimentación en part i c u l a r, que depende de la tanto dela sedimentación como de la velocidad de la misma; y c)la longitud de una cuenca de antepaís es aprox i m a d a-mente igual a la longitud de la faja plegada y fa l l a d a( L awton, 1994; Currie, 1994, DeCelles y Currie, 1996;C u rrie, 1998).

Eoceno Inferior - Eoceno Medio

En el Eoceno Inferior a Medio habría comenzado eld e s a rrollo de una incipiente cuenca de antepaís, en elactual valle Calchaqui y Tonco, con los depósitos de laFo rmación Lumbrera (II) (Secuencia Lumbrera II, Her-nández y Disalvo, 1992). La faja plegada y fallada sehabría ubicado en la región occidental del valle Ta c u i l -Luracatao y el arqueamiento marginal (fo re bu l ge) ha-bría estado (Figs. 4,5) en el actual valle de Lerma (Her-nández y Disalvo, 1992; Starck y Ve rgani, 1996). A basede estudios de estratigrafía secuencial y de las va r i a c i o-nes eustáticas se estima que el inicio del desarrollo deesta cuenca seria aproximadamente a los 44 Ma y fi n a-lizaría a los 30 Ma (Hernández y Disalvo, 1992). Ta m-bién se cuenta con registro fósil, como C a m p a n o rc oi n a u g u ra l i s ( Pampa Grande, Bond et al., 1984) y Pa t e-

ne simpsoni ( valle El Tonco, Goin et al., 1986), ambosr egistros provenientes de la Fo rmación Lumbrera (II) yde edad Casamayorense - Mustersense, que apoyan unE o c e n o .

Los depósitos de la Fo rmación Lumbrera (II) (o sec-ción superior) se caracterizan por acumulaciones de de-pósitos de barreal, en la sección inferior, y de ríos efíme-ros, con depósitos de abanicos aluviales medios adistales, en la sección superior (valle de Luracatao - fosafrontal proximal) y depósitos de ríos efímeros medios adistales (Ti n - Tin, Monte Nieva) y barreales (Tonco, fosafrontal periférica) (Hernández y Disalvo, 1992). Estosambientes asociados a niveles de yeso, grietas de deseca-ción y tonalidad rojiza estarían indicando condiciones cli-máticas áridas. Estos depósitos constituyen un ciclo gr a-nocreciente y estratocreciente, con progradación deabanicos aluviales en el techo de la unidad (Figs. 5-A1) yposeen una marcada variación de espesor: 300 metros enla localidad de San Carlos, 100 metros en Ti n - Tin, 150metros en la quebrada Monte Nieva, 200 metros en el va-lle El Tonco y 300 metros en la quebrada La Yesera (Es-coipe) (Starck, com. pers., 1999)

Las acumulaciones se caracterizan por contenera bundantes granos de cuarzo de origen plutónico y enmenor proporción volcánicos y el área de aporte de lossedimentos estaría ubicada en el Oeste, posibl e m e n t ep r ovenientes de la Faja Eru p t iva de la Puna (Starck yVe rgani, 1996). Estos depósitos presentan actualmenteuna distribución irr egular del registro, como consecuen-cia de la erosión predepósito del Grupo Orán (Russo,1975; Russo y Serraiotto, 1978), pero a base de recons-t rucciones tentativas han sido considerados como acu-mulaciones en una cuenca alargada en sentido Nort e - S u ry de sección transversal cuneiforme asimétrica, dondelos mayores espesores se ubican en el sector occidentalde la misma (Hernández y Disalvo, 1992). Durante ellapso de tiempo considerado (Eoceno Inferior - EocenoMedio) se habrían desarrollado los primeros episodiosde deformación activa, lo que origina que el espacio ge-nerado para el depósito sea mayor que la cantidad de se-dimento transportado a la cuenca, y parte de la cuenca(sobre todo la parte distal de la misma) es subrellenada

173

Figura 2. Mapa geológico regional del noroeste argentino (Mon y Salfity, 1995). Leyenda: 1, Precámbrico; 2, Granitoides precámbri -cos y fanerozoicos; 3, Cámbrico; 4, Ordovícico; 5, Silúrico-Devónico; 6, Paleozoico superior; 7, Cretácico; 8, Terciario; 9, materialesvolcánicos terciarios-cuaternarios; 10, Cuaternario; 11, salares; 12, cabalgamientos.

Figure 2. Regional geological map of Northwestern Argentina (Mon and Salfity, 1995). Key: 1, Precambrian; 2, Precambrian and Pha-nerozoic granitoids; 3, Cambrian; 4, Ordovician; 5, Silurian-Devonian; 6, Upper Paleozoic; 7, Cretaceous; 8, Tertiary sediments; 9,Tertiary-Quaternary volcanics; 10, Quaternary; 11, salars; 12, thrusts.

174

(u n d e r fi l l e d) y su geometría es agradante (Hernández yD i s a l vo, 1992). La cuenca habría tenido una form at r i a n g u l a r, con el depocentro en la zona de La Ye s e r a(Escoipe), valle El Tonco y San Carlos.

O l i goceno? - Mioceno Inferior

En el Oligoceno? - Mioceno Inferior se habría desa-rrollado la cuenca en la que se habrían acumulado losdepósitos de la Fo rmación Los Colorados (base delG rupo Payogastilla), en la zona del valle Calchaquí y va-lle El Tonco. Esta cuenca de antepaís habría evo l u c i o n a-do conjuntamente con las cuencas terciarias de Boliv i ay Perú y se habría profundizado (fo redeep depozone) porefectos del peso del prisma orogénico ubicado en la por-ción occidental del valle Calchaquí-Tonco y se encon-traría limitada en el sector oriental por un arq u e a m i e n t om a rginal (fo re bu l ge) ubicado en la actual zona del va l l ede Lerma y Sierras Subandinas. La zona de la fosa fron-tal (fo re d e e p) de esta cuenca de antepaís se habría ubi-cado en la región de Ti n - Tin (Fig. 1), en donde es posi-ble observar el pasaje transicional de los depósitosfluviales de la Fo rmación Lumbrera (II) a los depósitosde barreal (mud flat continental) de la Fo rmación LosColorados (Galli, 1995).

El depósito de la Formación Los Colorados se iniciacon la acumulación de abanicos aluviales y depósito efí-mero proximal (en el área de la fosa frontal proximal, ríoSan Lucas y quebrada Monte Nieva), depósito efímeromedio (valle El Tonco) y depósito de barreal (Tin-Tin,sector de la fosa frontal periférica). Estos depósitos evo-lucionan, en la sección superior, a un gran campo de du-nas asociado a un barreal (Tin-Tin) en el sector norte(Fig. 5-A2). La composición de las areniscas de la For-mación Los Colorados reflejan una proveniencia tanto de

la faja plegada como del arqueamiento marginal (fore-bulge) (Fig. 5-B). El área de aporte más importante ha-bría sido los depósitos del Grupo Salta, que están aso-ciados a direcciones de paleocorrientes desde el Oeste yen menor proporción desde el Este. Además se cuentacon direcciones de paleocorrientes desde el Oeste (sectorsur de la cuenca) y han sido derivados de la FormaciónPuncoviscana (Precámbrico) e intrusivos Cámbricos yPrecámbricos.

Las fajas plegadas y falladas de cuencas de antepaísf o rman regiones montañosas que aportan sedimento a lacuenca y generalmente la protegen de áreas fuente de A r-co Magmático. Las areniscas de esta proveniencia se ca-racterizan por ser sedimentos reciclados de origen sedi-mentario y metasedimentario. Es por esto que, con altoscontenidos en cuarzo, se las asemeja a asociaciones (s u i-t e s) de Bloque Continental (Dickinson y Suczeck, 1979 ;Dickinson et al., 1983). A base de las características com-posicionales de los depósitos de la Fo rmación Los Colo-rados se infiere una proveniencia de Anpepaís Eleva d odentro de Orógeno Reciclado y con menor part i c i p a c i ó nde Cratón Interior (Fig. 5-B).

Desde el Eoceno? hasta el Mioceno Inferior que co-rrespondería a una etapa de tranquilidad tectónica, se pro-duciria un suministro de sedimentos que se acumularíanen las depresiones topogr á ficas más o menos simétricasde la cuenca (Monte Nieva: 348 metros, Ti n - Tin: 285 me-tros, San Lucas: 300 metros y Tonco: 360 metros). Du-rante esta etapa la acumulación la cuenca muestra unageometría lenticular, más ancha que la etapa anterior, cond e s a rrollo de abanicos aluviales que se extienden a lo lar-go del frente montañoso (Luracatao) y debido al ajusteisostático se produce la elevación del arqueamiento mar-ginal (fo re bu l ge) que en esta etapa es más ancho y suave(Flemings y Jordan, 1990).

175

Figura 3. Cortes geológicos regionales (ver situación en figura 2). A) Contacto transicional entre La Puna, la Cordillera Oriental y elgraben Cámbrico deformado; B) Sierras subandinas septentrionales con tectónica cuticular; C) Cabalgamiento de la Cordillera Orien-tal sobre las sierras subandinas meridionales caracterizadas por tectónica cuticular y el Sistema de Santa Bárbara con vergencia haciael Oeste; D) Sistema de Santa Bárbara con vergencia hacia el Oeste y caracterizado por una tectónica gruesa; E) Cabalgamiento en laPuna meridional del basamento Precambrico sobre depósitos ordovícicos en el límite oriental del valle Calchaquí y la Puna. Leyenda:1, Precambrico; 2, Granitoides precámbricos y fanerozoicos; 3, Cambrico; 4, Ordovícico; 5, Silúrico-Devónico; 6, Paleozoico supe-rior; 7, Cretácico; 8, Terciario; 9, volcanes terciarios-cuaternarios; 10, Cuaternario (Mon y Salfity, 1995).

Figure 3. Regional cross sections (see locations in figure 2). A) Transitional contact between the Puna and the Eastern Cordillera andthe deformed Cambrian graben; B) Thin-skinned Northern sub-Andean ranges; C) Eastern Cordillera thrust over thick-skinned sub-Andean ranges and the west-verging Santa Bárbara System; D) Thick-skinned west-verging Santa Bárbara System; E) Southern Puna,Precambrian basement thrust over Ordovician deposits, Eastern edge of the Puna and Calchaquí valley. Key: 1, Precambrian; 2, Pre-cambrian and Phanerozoic granitoids; 3, Cambrian; 4, Ordovician; 5, Silurian-Devonian; 6, late Paleozoic; 7, Cretaceous; 8, Tertiarysediments; 9, Tertiary-Quaternary volcanics; 10, Quaternary sediments (Mon y Salfity, 1995).

176

Mioceno Inferior - Mioceno Medio

A partir del Mioceno Inferior tardío - Mioceno Medio,con el avance del frente de corrimiento, se desarrolla unsistema de cuenca de antepaís, donde se pueden diferen-ciar cuatro zonas de depósito : “tope del prisma” (we d ge -t o p), “fosa frontal” (fo re d e e p), “arqueamiento marg i n a l ”(fo re bu l ge) y “fosa distal” (b a ck bu l ge) (Fig. 6). La depo-zona de tope del prisma (we d ge - t o p) se habría desarr o l l a-do en el actual valle Calchaquí-El Tonco hasta el alto es-t ructural de Lerma (Galli y Marquillas, 1995). Se infi e r eque este elemento habría constituido parte de los mantosde corrimientos con vigencia a partir del Mioceno Medioy la morfología del alto de Lerma que se observa en la ac-tualidad sería consecuencia de los efectos compresivos ye r o s ivos posteriores, quizás con un acortamiento similaral calculado para las Sierras Subandinas de 60 Km (33%,Allmendinger et al., 1983) o de 100 km (Watt et al.,1995). Esta estructura habría tenido un hundimiento Sura la latitud de La Yesera (camino a Cafayate) y un hundi-miento Norte a la latitud de Escoipe (Figs. 1,6). Este di-seño permitía la comunicación de las zonas de tope delprisma (we d ge - t o p) y fosa frontal (fo re d e e p) de maneraparcial y localizada.

La depozona de tope del prisma (we d ge - t o p) se iniciacon depósitos tipo entrelazados (b ra i d e d), que yacen so-bre la Fo rmación Los Colorados en contacto transicionalen el valle Calchaquí y discordante (del tipo angular) enel valle El Tonco, denominada Fo rmación A n gastaco. Ladiscordancia observada entre las formaciones Los Colo-rados y A n gastaco en el sector distal de la zona de topedel prisma (we d ge top) es producto de la etapa de activ i-dad tectónica registrada durante el Mioceno Inferior tar-dío - Mioceno Medio. La erosión de los depósitos de laFo rmación Los Colorados se produce durante la inicia-ción de la etapa de actividad tectónica, que erosiona losestratos de la fase anterior en la zona marginal, por undesplazamiento y cambio de morfología del arq u e a m i e n-to marginal (fo re bu l ge) .

En estos depósitos se cuenta con la presencia de un res-to fósil de la sección superior de la Fo rmación A n ga s t a c o( p r oveniente de la quebrada La Viña) de la familia Mesot-heriidae asignado al Friasense - Chasiquense (Díaz y Ma-lizzia, 1984; Díaz, 1989). Además se cuenta con dos data-ciones isotópicas, una de 13.4 ± 0.4 Ma (Grier yD a l l m eye r, 1990; a 1000 metros de la base de la Fo rm a c i ó nA n gastaco) y de 12.11 ± 0.11 Ma (Marret et al., 1994) yconcuerda con el registro fósil del Mioceno Medio (Fig. 4).La Fo rmación A n gastaco está constituida por una suce-sión de facies granodecrecientes de relleno de canales,

a gradación de barras arenosas e interdigitación de nive l e sde llanura de inundación, que sugieren un sistema de es-c u rrimiento de aguas permanentes de baja sinuosidad,que se habría desarrollado paralelo a la faja plegada y fa-llada, y con formación de por lo menos dos ríos antece-dentes mayores que cortaban la estructura (Fig. 6A1). Lasmodas detríticas de las areniscas de la Fo rmación A n ga s-taco son Arenitas Líticas, Arenitas Líticas-Fe l d e s p á t i c a s ,G r a u wakas Feldespáticas y Líticas, con una evolución de-trítica que está muy relacionada con el emplazamiento deun arco volcánico con dacitas y volcanitas durante elMioceno. Presentan direcciones de paleocorrientes desdeel Oeste; como así también de rocas sedimentarias delG rupo Salta y en menor proporción de escamas de meta-m o r fitas precámbricas de bajo grado (Fo rmación Punco-viscana) y granitos. Un importante aporte estaría repre-sentado por las acumulaciones del Grupo Mesón(Cámbrico Superior) con cuarcitas rosadas y violetas, conp a l e o c o rrientes desde el norte. La Fo rmación A n ga s t a c or egistra un progr e s ivo incremento de áreas fuentes plutó-nicas y volcánicas hacia el techo de la columna. Esta va-riación composicional está relacionada con una mayo rerosión de la faja plegada y fallada emplazada en la zonaoccidental durante el periodo de depósito de la Fo rm a c i ó nLos Colorados (Mioceno Inferior a Medio), que perm i t eque el aporte volcánico sea más efectivo hacia la cuenca( Fig. 5A2).

La depozona de fosa frontal (fo re d e e p) del MiocenoMedio, se habría desarrollado en el actual valle de Lerm ay Sierra de Metán, entre el extremo frontal del prismao r ogénico (alto de Lerma) y el arqueamiento marg i n a l(umbral de Los Gallos). El depósito del Subgrupo Metán,es estrato y granocreciente lo que indicaría que las zonasde aporte son cada vez cercanas (Fig. 6B1). El análisis deldepósito de las formaciones del Subgrupo Metán pone enevidencia la migración de los depocentros de las distintassubcuencas en diferentes posiciones hacia el arq u e a m i e n-to marginal (fo re bu l ge), como consecuencia de la mov i l i-dad de los frentes de corrimientos. Los depósitos gru e s o sp r oximales tienen un corto período de preservación yaque son incorporados rápidamente al cabalga m i e n t omientras se forma otro depocentro en posición más ex t e r-na (Galli, 1995; Galli et al. 1996). La depozona de la fo-sa frontal proximal (p roximal fo re d e e p) está constituidapor acumulaciones sedimentarias generadas por ríos efí-meros de clima árido asociados a campos de dunas. Co-rresponde a la Fo rmación Río Seco (unidad basal delS u b grupo Metán). Por el contrario, en la depozona de fo-re d e e p periférico se produce la acumulación de depósitosde barreal correspondiente (Fig. 6B1) a la sección inferiorde la Fo rmación Anta (río Metán, río Piedras).

177

El depósito de la Fo rmación Anta consiste en una acu-mulación de facies generadas en un ambiente de lago sa-lino (Hardie et al., 1978) en el que se han reconocido lossubambientes de: llanura arenosa (sand flat), barreal ári-do (dry mudflat), de lago salino efímero (e p h e m e ral sali-ne lake) y de lago salino permanente (p e rennial saline la-k e). Estos subambientes sedimentarios gradan desde lafosa frontal proximal (p roximal fo re d e e p) al periférico( Fig. 6).

La Fo rmación Jesús María (unidad cuspidal del Sub-grupo Metán) correspondería a un sistema fluvial efíme-ro desarrollado en un clima árido a semiárido, en dondese reconoce un sector proximal, un sector medio y un sec-tor distal. Estos depósitos son estrato y gr a n o c r e c i e n t e s .

Las acumulaciones de la depozona de fosa frontal (fo-re d e e p), tanto proximal como periférica, han sido deriva-das desde la faja plegada y fallada, con direcciones de pa-l e o c o rrientes predominantes desde el Oeste, con muypoca participación de la zona del arqueamiento marg i n a l

(fo re bu l ge) y del cratón. La depozona de fo re bu l ge, en elMioceno Medio, se habría desarrollado aprox i m a d a m e n-te a los 64º LW y estructuralmente es conocida como Um-bral de Los Gallos. En esta depozona habría comenzadola acumulación de los depósitos del Subgrupo Metán( Fig. 7) a partir de los 15.1Ma (Reynolds et al, en prensa,Galli y Bolli, 1998).

El diagrama ternario Qm F Lt (donde se realza el áreafuente) (Fig. 6B2) proporcionan las características com-posicionales de las areniscas del Subgrupo Metán. Sedestaca que el cuarzo es el constituyente más abu n d a n t eal que le siguen los fragmentos líticos y escasos feldespa-tos. Los depósitos del Subgrupo Metán presentan carac-terísticas petrogr á ficas sobresalientes que se pueden ana-lizar a partir de la presencia de los fragmentos líticos yfeldespatos en la zona de fosa frontal (fo re d e e p) versus laausencia de los fragmentos líticos y feldespatos en la zo-na del arqueamiento marginal (fo re bu l ge ). Los fragmen-tos líticos de areniscas, pelitas y ch e r t indican prove n i e n-cia de rocas sedimentarias recicladas (Dickinson y

178

Figura 5. A) Columna estratigráfica generalizada de la Formación Lumbrera (II) y de la Formación Los Colorados; B) Diagrama ter-nario (QmFLt)que muestra la composición de las areniscas de la Formación Lumbrera (II) y de la Formación Los Colorados; C) Blo-que diagrama esquemático de la distribución ambiental en el comienzo de la evolución de la cuenca de antepaís.

Figure 5. A) Schematic lithostratigraphy of the Lumbrera (II) (A1) and Los Colorados (A2) formations; B) Ternary diagram showingframework compositions of the Lumbrera (II) and Los Colorados sandstones in the study area. They occur within the “recycled oro-genic” and “craton interior” provenance fields of Dickinson et al. (1983). This provenance suggests a possible mixture of source arearock types; C) Schematic block diagrams depicting the beginning of evolution of the Lower Eocene-Lower Miocene of the forelandbasin.

A2

A1

179

Figura 6. A1) Columna estratigr á fica generalizada de la Fo rmación A n gastaco; A2) Diagrama ternario (QmFLt) que muestra la com-posición de las areniscas de la Fo rmación A n gastaco en la zona de tope del prisma (wedge-top); B1) Columna estratigr á fica generali-zada de las formaciones Río Seco, Anta y Jesús María (Subgrupo Metán); B2) Diagrama ternario (QmFLt) que muestra la composiciónde las areniscas del Subgrupo Metán en la zona de fosa frontal (-2- fo re d e e p) y en la zona del arqueamiento marginal (-3- fo re bu l ge) ;C) Bloque diagrama esquemático de la distribución ambiental de los depósitos de la Fo rmación A n gastaco y del Subgrupo Metán. T T:Ti n - Tin, E: Escoipe, MN: Monte Nieva, A: A n gastaco, SL: San Lucas, EG: El Guayacán, LY. La yesera, M: Metán, RP: Río Piedras.

Figure 6. A1) Schematic lithostratigraphy of the Angastaco Formation; A2) Ternary diagram showing framework compositions of theAngastaco sandstones in the study area. They occur within the “recycled orogenic” and “craton interior” provenance fields of Dickin-son et al. (1983). This provenance suggests that there may be a possible mixture of source area rock types with more influence of recy-cled orogenic ones; B1) Schematic lithostratigraphy of the Río Seco, Anta y Jesús María formations (Metán Subgroup); B2) Ternarydiagram showing framework compositions of the Metán Subgroup sandstones in the forebulge depozone (2) and in the foredeep de-pozone (3); C) Schematic block diagrams showing the evolution in the Middle Miocene of the foreland basin system. TT: Tin-Tin, E:Escoipe, MN: Monte Nieva, A: Angastaco, SL: San Lucas, EG: El Guayacán, LY. La yesera, M: Metán, RP: Río Piedras.

Suczek, 1979). Las sedimentitas con fragmentos líticos seasocian a paleocorrientes desde el oeste (fo re d e e p) y sonconsideradas como derivadas de los depósitos del Gru p oSalta (Cretácico Inferior- E o c e n o ) .

Las muestras de los perfiles del arqueamiento marg i-nal (fo re bu l ge) el constituyente mayoritario es el cuarzoque se presenta límpido (Fig. 6B2). Estos granos de cuar-zos, que se encuentra en areniscas cuyas direcciones dep a l e o c o rrientes son este-noreste (fo re bu l ge) son conside-rados como derivados de la exposición y erosión de rocassedimentarias preexistentes, como los depósitos del Gru-po Salta que habrían conformado el umbral de Los Ga-llos. El análisis de los parámetros Qm F Lt, para las mues-tras del Subgrupo Metán ubicadas en la zona de la fosafrontal (fo re d e e p), muestra que los puntos representadosse concentran mayo rmente en dos campos (Figs. 6B2),uno en “Bloque Continental” y otro en “Orógeno Reci-clado” (Dickinson y Suczek, 1979).

Los campos de Bloque Continental y Arco Magmáti-co tienen tendencias bien definidas de variación, pero noo c u rre lo mismo con la proveniencia de Orógeno Reci-clado. Los depósitos del Subgrupo Metán de la zona defosa frontal (fo re d e e p) se caracterizan por estar cerca delpolo Q, por lo que se le asigna una proveniencia de “A n-tepaís Elevado” (Dickinson y Suczeck, 1983). Las fa j a sp l egadas y falladas de cuencas de antepaís forman reg i o-nes montañosas que aportan sedimentos a la cuenca y ge-neralmente la protegen de áreas fuentes de Arco Magmá-tico. Las areniscas de esta proveniencia se caracterizanpor ser sedimentos reciclados de origen sedimentario ymetasedimentario. Es por esto que, con altos contenidosde cuarzo, se las asemeja a s u i t e s de Bloque Continental(Dickinson et al., 1983; Gazzi et al., 1973, Dickinson,1985).

A base de las características composicionales de losdepósitos del Subgrupo Metán (zona de fo re d e e p) se in-fiere una proveniencia de Antepaís Elevado dentro deOrógeno Reciclado. Se descarta la participación de Cra-tón Interior. Las areniscas analizadas en el arq u e a m i e n t om a rginal (fo re bu l ge) se concentran mayo rmente en elcampo de Cratón Interior (Fig. 6B2) y están asociadas adirecciones de paleocorrientes desde el Este (Fig. 6). Lassedimentitas de la Fo rmación Anta constituyen un sistemade lago salino asociado a frecuentes niveles de tobas, porlo que se estima que estos depósitos son contemporáneoscon uno de los períodos de mayor actividad tectónica ymagmática ocurrido en el Mioceno Inferior (15 y 17 Ma,s egún Sébrier et al., 1988). Mientras que la progr a d a c i ó nde sistemas fluviales efímeros (depósitos de la Fo rm a c i ó n

Jesús María) representaría el período de calma tectónica(Flemings y Jordan, 1990). Esta deformación intra mio-cénica estaría relacionada regionalmente, en el norte deChile y Bolivia, a la fase Quechua I, que habría sido vin-culada a la fragmentación de la placa de Farallón en lasplacas de Cocos y Nazca (Flint et al., 1993).

Entre el intervalo del Mioceno Inferior a MiocenoMedio, en los depósitos del Subgrupo Metán, la ve l o c i-dad de acumulación de los sedimentos aumenta abru p t a-mente, desde 0.03 mm/a (río Piedras: Fo rmación Anta) a0.2 mm/a (río Piedra: Fo rmación Jesús María), este au-mento es a los 14.8 Ma (Galli et al., 1996). En la zona dea rqueamiento marginal (fo re bu l ge) se registra un aumen-to en la tasa de acumulación de 0.3 mm/a (arr oyo Gonzá-lez: Fo rmación Río Seco; Reynolds et al., in rev i ew) a 0.6mm/a (arr oyo González: Fo rmación Anta; Reynolds et al.,in rev i ew), a la misma edad (14.8 Ma), pero en facies dis-tales de lago salino (playa lake) .

Se deduce, por tanto, una primera fase de acort a-miento tectónico, con un período de actividad entrea p r oximadamente los 16.5 Ma y los 14.8 Ma, represen-tado por los depósitos aluviales y de tipo entrelazado(b ra i d e d) de la Fo rmación A n gastaco (we d ge top), porlos depósitos efímeros y de lago salino (playa lake) dela Fo rmación Río Seco y de la Fo rmación Anta respecti-vamente. Los sedimentos que se acumulan en la cuencade antepaís durante el período de tranquilidad tectónica(14.8 Ma y 9.5 Ma) son acumulaciones de ríos efímeros(fo re d e e p - Fo rmación Jesús María) y gradan hacia el es-te a depósitos de lago salino (playa lake) (fo re bu l ge -Fo rmación A n t a ) .

CONCLUSIONES

El sistema de antepaís del Subgrupo Metán y suse q u ivalentes exceden los 259 km de ancho y las caracte-rísticas faciales y estratigr á ficas sugieren que ha sido unacuenca subrellenada (u n d e r fi l l e d) aproximadamente has-ta los 15 Ma, para posteriormente ser del tipo sobrerelle-nada (ov e r fi l l e d), con un eje topogr á fico en la zona de to-pe del prisma “we d ge top” y otro en la zona de fosafrontal (fo re d e e p) (Fig. 7). Específicamente, en el Oligo-ceno, las facies de barreal expuestas en la zona del Ti n -Tin, muestran la ubicación de un eje topogr á fico y, en elMioceno Medio un segundo eje topogr á fico se ubica a laaltura de río Piedras.

Se considera que las formaciones Lumbrera (II), LosColorados y A n gastaco y los depósitos del Subgrupo Me-

180

181

Figura 7. Esquema de distribución del Subgrupo Metán a partir del Mioceno. Valores en metros.

Figure 7. Schematic distribution of the Subgrupo Metán from the Miocene. The values are in meters.

tán evolucionaron en cuencas separadas a través del tiem-po (Fig. 7). Al iniciarse el depósito de la Fo rmación Lum-brera (II) y de la Fo rmación Los Colorados, el antepaísera simple y limitado por el arqueamiento marginal ubi-cado en la actual zona del valle de Lerma (Mioceno Infe-rior) (Fig. 5). En el Mioceno Inferior tardío a MiocenoSuperior habría evolucionado una cuenca de antepaíscompleja de mayor extensión areal (sistema de cuenca deantepaís), con la instalación de una nueva faja plegada yfallada en el borde occidental del actual valle de Lerm a ,c u yos depósitos ubicados al Este (Subgrupo Metán) sehabrían acumulado en forma progradante hacia el arq u e-amiento marg i n a l .

La correlación de los depósitos y el análisis de la dis-t r i bución de facies indican una estructuración temprana

en la cuenca de antepaís del Terciario que habría contro-lado la distribución de los espesores y el desarrollo dec u e rpos arenosos y areno-conglomeráticos depositadosen ríos antecedentes (Fig. 6). Este sistema de cuenca deantepaís, con vigencia a partir desde el Mioceno Inferiortardío hasta el Mioceno Medio, se habría comportado co-mo una zona tope del prisma (we d ge - t o p) (cuenca dep i ggy - b a ck en la zona del valle Calchaquí-Tonco), la fosafrontal se habría ubicado esencialmente en la zona del ac-tual valle de Lerma y la zona del arqueamiento marg i n a len la región de la sierra de Metan.

El fin de este ciclo sedimentario (Subgrupo Metán)está representado por una discordancia y los sedimentosmás jóvenes preservados por debajo de la misma se en-cuentran en el sector oriental de la cuenca (arq u e a m i e n t o

182

m a rginal). La discordancia del techo trunca progr e s iva-mente sedimentos más antiguos hacia el Oeste de la cuen-ca (Galli y Bolli, 1998), por lo que se supone que en el in-t e rvalo de tiempo comprendido en el Mioceno Inferiortardío - Mioceno Medio el arqueamiento marginal (fo re-bu l ge) habría sido establ e .

Se considera una tercera etapa en la evolución del sis-tema de cuenca de antepaís a partir del Mioceno Superioren donde se habría producido una nueva estructuración dela cuenca y se habrían acumulado los estratos sincreci-mientos de las formaciones Guanaco y Piquete (Ve rgani yStarck, 1989). En el Mioceno Medio tardío, en el va l l eCalchaqui, existe una continuidad en la sedimentación,pero se evidencia un notable cambio climático lo que ori-gina importantes redes de drenaje con desarrollo de plani-cies de inundación asociadas a acumulaciones lacustres enel sector occidental de la cuenca (Starck y Ve rgani, 1996).

En la zona occidental de tope del prisma (we d ge - t o p) ,ubicada en el valle Calchaqui, Starck y Ve rgani (1996) de-finieron un ciclo deposicional para el Mioceno Superior aPlioceno Inferior, que esta integrado por los depósitos dela Fo rmación Palo Pintado y la sección inferior de la Fo r-mación San Felipe, debido a que estos depósitos confor-man un ciclo granocreciente de sistemas fluviales encau-zados con paleocorrientes Norte-Sur (Fo rmación Pa l oPintado, valle Calchaquí) y abanicos aluviales con paleo-c o rrientes desde el Oeste (sección inferior de la Fo rm a-ción San Felipe, valle de Luracatao).

AG R A D E C I M I E N TO S .

Los autores agraden las criticas y sugerencias de dos rev i-sores anónimos que enriquecieron el presente trabajo. La inve s-t i gación que condujo a la realización de este trabajo, en su ini-cio, se realizó con apoyo del Consejo Nacional deI nve s t i gaciones Científicas y Técnicas (CONICET), y actual-mente es financiada con subsidios de la empresa BHP Wo r l dExploration Inc., a cuyas autoridades los autores hacen llegar sua gr a d e c i m i e n t o .

B I B L I O G R A F Í A

Arias, J.E., Chávez Manrique, A., 1976. El Grupo Orán en el Va-lle de Lerma, Salta, A rgentina. Rev. Asoc. Geol. A rg., 31(1),5 9 - 6 0 .

A l l m e n d i n g e r, W., Ramos, V.A., Jordan, T.E., Palma, M., Isa-acks, B.L., 1983. Pa l e og e ogr a p hy and Andean structural ge-o m e t ry, Nort h west A rgentina. Tectonics, 2(1), 1-16.

B j e rrum, C.J., Dorsey, R.J., 1995. Tectonic controls on deposi-tion of Middle Jurassic strata in a retroarc foreland basin,Utah-Idaho trough, we s t e rn interior, United States. Te c t o-nics, 14, 962-978.

Boll, A., Hernández, R., 1986. Interpretación estructural delárea de Tres Cruces, provincia de Salta, A rgentina: Boletínde Informaciones Petroleras, Buenos Aires, 7, 2-14.

B o n d, M., Vucetich, M., Pascual, R., 1984. Un nuevo Notoun-gulata de la Fo rmación Lumbrera (Eoceno) de la prov i n c i ade Salta, A rgentina. I Jornadas A rgentinas de Pa l e o n t o l og í ade Ve rtebrados. Resúmenes, I, 20.

B u rnett, A . W., Schumm S.A., 1983. A c t ive tectonics and rive rresponse in Louisiana and Mississippi. Science, 222, 49-50.

C u rrie, B.S., 1994. “Back-bulge” to foredeep evolution of theLate Jurassic-Early Cretaceous Cordilleran foreland-basin:Evidence from the Morrison and Cedar Mountain Fo rm a-tions, central-eastern Utah. Geol. Soc. Am. Abst. Progr., 26(6), 9.

C u rrie, B.S., 1998. Upper Jurassic-Lower Cretaceous Morr i s o nand Cedar Mountain Fo rmations, NE Utah-NW Colorado:Relationships between nonmarine deposition and early Cor-dilleran foreland-basin development. SEPM., Spec. Pub. 68(4), 632-652.

DeCelles, P.G., Burden, E.T., 1992. Nonmarine sedimentation inthe ove r filled part of the Jurassic-Cretaceous Cordilleran fo-reland basin: Morrison and Clove r ly Fo rmations, centralWyoming, USA. Basin Research, 4, 291-313.

DeCelles, P.G., Currie B.S., 1996. Long-term sediment accu-mulation in the Middle Jurassic-early Eocene Cordilleranretroarc foreland-basin system. Geolog y, 24, 591-594.

DeCelles, P.G., Gilles K.A., 1996. Foreland Basin Sistems. Ba-sin Research, 8, 105-123.

Díaz, J., 1987. Estratigrafía y Sedimentología del Terciario Supe-rior de la región comprendida entre los valles de los ríos Cal-chaquí y Guachipas, provincia de Salta, República A rg e n t i n a .Tesis doctoral. Universidad Nacional de Tucumán. 122 pp.

Díaz, J., Malizzia, D., 1984. Estudio geológico y sedimentológi-co del Terciario Superior del Valle Calchaquí (depart a m e n t oSan Carlos, Salta). Boletín Sedimentológico, 2(1), 8-28.

Díaz, J., Malizzia, D., Bossi, G., 1987. Análisis estratigr á fico delG rupo Payogastilla. X Congr. Geol. A rg., Actas, II, 113-116.

Díaz, J., Miserendino, A., 1988. El ámbito deposicional y tectó-nico del Grupo Payogastilla (Provincia de Salta), Repúbl i c aA rgentina. V Congr. Geol. Chileno, Actas, II, 87-103.

Díaz, J., Miserendino, A., Esteban, G., 1989. Edad y fósiles delG rupo Payogastilla, valle Calchaquí, Salta, República A r-gentina: VIII Congr. Geol. de Bolivia, Actas, I, 309-327.

Dickinson, W., 1970. Interpreting detrital modes of gr ay wa c keand arkose. Jour. Sedim. Pe t r o l og y, 50(2), 695-707.

Dickinson, W., 1985. Interpreting provenance relations from de-trital modes of sandstone. In G.G. Zuffa (ed.). Prove n a n c eof Arenites. Dordrecht, D. Reidel Pub., 333-361.

Dickinson, W., Suczek, A., 1979. Plate tectonics and sandstonecompositions: Am. Ass. Petrol. Geol. Bull., 63, 2164-2184.

Dickinson, W.R., Beard, L.S., Brakenridge, G.R., Erjavec, J. L . ,Fe rguson, R.C., Inman, K.F., Knepp, R.A., Lindberg, F. A . ,R y b e rg, P. T., 1983. Provenance of North American Phane-rozoic sandstone in relation to tectonic setting. Geol. Soc.Am. Bull., 94, 222-235.

Flemings, P. B., Jordan, T.E., 1990. Stratigraphic modeling of fo-reland basins: Interpreting thrust deformation and lithosp-here rheolog y. Geolog y, 18, 430-434.

Flint, S., Tu rn e r, P., 1988. Alluvial fan and fan-delta sedimenta-tion in a forearc extensional setting: the Cretaceous ColosoBasin of nort h e rn Chile. In W. Nemec, R.J. Steel (eds.). Fa nDeltas. Sedimentology and Setting. London, Blackie Pub. ,3 8 7 - 3 9 9 .

Flint, S., Tu rn e r, P., Jolley, E.J., Hart l ey, A . J., 1993. Extensionaltectonics in conve rgent margin basins: an example from theSalar de Atacama, Chilean Andes. Geol. Soc. A m e r. Bull.,105(5), 603-617.

Galli, C.I.,1995. Estratigrafía y sedimentología del Subgru p oMetán (Grupo Orán-Terciario), provincia de Salta. A rg e n t i-na. Tesis doctoral. Universidad Nacional de Salta, 109 pp.

Galli, C.I., Bolli, M.I., 1998. Asociación de minerales pesadosen tobas de la Fo rmación Anta (Subgrupo Metán, Gru p oOrán - Neógeno), provincia de Salta, A rgentina. Herr a-mienta de correlación: VII Reunión A rg. Sedim. Actas, I,2 0 4 .

Galli, C.I., Marquillas, R.A., 1995. La cuenca de antepaís com-pleja del Subgrupo Metán (base del Grupo Orán, Neógeno),p r ovincia de Salta, A rgentina. I Taller de Trabajo: Evo l u c i ó nTectosedimentaria de Cuencas de Antepaís. Ejemplos A n d i-nos. San Juan, 14.

Galli, C.I, Hernández, R., Reynolds, J., 1996. Análisis estrati-gr á fico del Subgrupo Metán (Grupo Orán), en el río Pie-dras, departamento Metán, Salta, A rgentina. Boletín de In-f o rmaciones Petroleras, 12(46), 99-107.

G a l l i s ky, M., Viramonte, J., 1988. The Cretaceous paleorift inn o rt h we s t e rn A rgentina. A petrologic approach. Jour. SouthAm. Earth Sci., 1(4), 329-342.

Gazzi, P., Zuffa, G.G., Gandolfi, G., Pa ganelli, L., 1973. Prove-nienza e dispersione litoarenea delle sabbie delle spiaggeadriatiche fra le foci dell’Isonzo e del Foglia: inquadramen-to regionale. Soc. Geol. Italiana Mem., 12, 1-37.

G e b h a r d, J., Giudici, A.R., Oliver Gascon, J., 1974. Geología dela comarca entre el río Juramento y arr oyo Las To rt u ga s ,p r ovincias de Salta y Jujuy, República A rgentina. Rev. A s o c .Geol. A rg., 29(3), 359-375.

Goin, F., Palma, R., Pascual, R., Powel, J., 1986. Persistencia deun primitivo Borhynadae (Mammalia, Marsupialia) en elEoceno temprano de Salta (Fo rmación Lumbrera, A rg e n t i-na). Aspectos geológicos y paleoambientales relacionados.A m eghiniana, 23(1-2), 47-56.

G r i e r, M.E., Dallmeye r, R.D., 1990. Age of the Payoga s t i l l aGroup: Implications for foreland basin development, NWA rgentina. Jour. South Am. Earth Sci., 3(4), 269-278.

Hardie, L.A., Smoot, P., Eugster, H.P., 1978. Saline lakes andtheir deposits: A sedimentological approach. In Matter andTu c ker (eds.). Modern and Ancient Lake Sediments. Int. A s-soc. Sedim. Spec. Publ., 2, 7-41.

H a rt l ey, A . J., 1993. Sedimentological response of an alluvialsystem to source area tectonism. The Seilao Member of theLate Cretaceous to Eocene Purilactis Fo rmation of nort h e rnChile. In M. Marzo, C. Puigdefábregas (eds.). Alluvial Se-dimentation. Int. Assoc. Sedim. Spec. Publ., 7, 489-500.

H e rnández, R.M., Disalvo, A., 1992. Estratigrafía del Gru p oSalta y sus posibilidades exploratorias en Metán y A l e m a-nía. Y P F. Informe Inédito. 106 pp.

Isacks, B.L., Jordan, T.E., A l l m e n d i n g e r, R.W., Ramos, V. A . ,1982. La segmentación tectónica de los Andes Centrales ysu relación con la geometría de la placa de Nazca subducta-da. V Congr. Latinoam. Geol., Actas, III, 587-606.

Jordan, T.E., 1984. Cuencas, vulcanismo y acortamientos ceno-zoicos, A rgentina, Bolivia y Chile, 20º-28º latitud sur. IXC o n gr. Geol. A rg., Actas, II, 7-24.

Jordan, T., Alonso, R.N., 1987. Cenozoic stratigr a p hy and basintectonics of the Andes Mountains, 20º - 28º south latitude.A m e r. Assoc. Petrol. Geologists, Bull., 71, 49-64.

L awton, T. F., 1994. Tectonic setting of Mesozoic sedimentarybasin, Rocky Mountain region, United States. In M.V. Ca-puto, J.A. Peterson, K.L. Franczyk, (eds.). Mesozoic Sys-tems of the Rocky Mountain region, USA. SEPM, RockyMountain Section, Denve r, Colorado, 1-25.

M a rret, R.A., A l l m e n d i n g e r, R.W., Alonso, R.N., Drake, R.E.,1994. Late Cenozoic tectonic evolution of the Puna Plateauand adjacent foreland nort h we s t e rn A rgentina Andes. Jour.South Am. Earth Sci., 7(2), 179-207.

M ay, M.T., Furer, L.C., Kvale, E.P., Suttner, L.J., Johnson, G.D. ,M eyers, J.H., 1995. Chronostratigr a p hy and Tectonic Signi-ficance of Lower Cretaceous Conglomerates in the Fo r e l a n dof Central Wyoming. In S.L. Dorobek, G.M. Ross (eds.).S t r a t i graphic Evolution of Foreland Basins. SEPM, Spec.P u bl., 52, 97-110.

Mon, R., Salfi t y, J.A., 1995. Tectonic evolution of the Andes ofn o rt h e rn A rgentina. In A . J. Ta n k a r d, R. Suárez, H.J. We l s i n k(eds.). Petroleum basins of South America. AAPG Mem.,26, 269-283.

R eynolds, J., Hernández, R.M., Galli, C.I., Idleman, B. D., Ko t i-la, J.M., Hillard, R.V., Naeser, C. W. (in rev i ew). Middle Mio-cene tectonic development of the Transition Zone, Salta Pro-vince, NW A rgentina: Magnetostratigraphic constraintsfrom the Orán Group, arr oyo González: Geol. Soc. Am. Bull.

Russ, D. P., 1982. Style and significance of surface deform a t i o nin the vicinity of New Madrid, Missouri. U S. Geol. Surv.Prof. Pa p e r, 1236H, 95-114.

183

184

Russo, A., 1948. Levantamiento geológico de la cuenca del ríoCalchaquí, departamento Molinos, provincia de Salta. Y P F,I n f o rme Inédito, 43 pp.

Russo, A., 1972. La estratigrafía terciaria en el noroeste arg e n-tino. V Congr. Geol. A rgentino, Actas, I, 14.

Russo, A., Serraiotto, A., 1978. Contribución al conocimientode la estratigrafía terciaria en el noroeste A rgentino. V I IC o n gr. Geol. A rg., Actas, I, 715-730.

S e b r i e r, A., Lavenu, A., Fo rnari, M., Soulas D., J. P., 1988. Te c-tonics and uplift in Central Andes (Perú, Bolivia and nort-h e rn Chile). Geodynamique, 3(1-2), 85-106.

Smith, G.A., 1986. Coarse grained volcaniclastic sediment: ter-m i n o l ogy and depositional process. Geol. Soc. Am. Bull.,97, 1-10.

Starck, D., Ve rgani, G., 1996. Desarrollo Tectosedimentario delCenozoico en el sur de la provincia de Salta, A rgentina. XIIIC o n gr. Geol. A rg. y III Congr. Exploración de Hidrocarbu-ros, Actas I, 433-452.

Tu rnbridge, I., 1984. Facies model for a sandy ephemeral stre-am and playa complex; the Middle Devonian. Sedimento-l og y, 31, 697-715.

Uliana, M.A., Biddle, K., 1988. Mesozoic-Cenozoic paleog e o-graphic and geodynamic evolution of southern South A m e-rica. Rev. Bras. Geoc., 18, 172-190.

Vail, P.R., Mitchum, R.M, Jr., Thompson III, S., 1977. SeismicS t r a t i gr a p hy - Applications to Hydrocarbon Exploration. InC. E. Payton, (ed.), Am. Assoc. Petrol. Geologists, Mem.,26, 83-98.

Va n d e rvo o rt, D.S., Jordan, T.E., Zeitler, P.K., Alonso, R.N. ,1995. Chronology of internal drainage development anduplift, southern Puna plateau, A rgentine Central Andes. Ge-o l og y, 23(2), 145-148.

Ve rgani, G., Starck, D., 1989. Aspectos estructurales del Va l l ede Lerma, al sur de la ciudad de Salta. Boletín de Inform a-ciones Petroleras, 20, 2-9.

Vilela, C.R., García, C., 1978. Descripción geológica de la Ho-ja 9e A m bl ayo. Servicio de Minería de la Nación. 34 pp.

Watts, A . B., Lamb, S.H., Fa i r h e a d, J. D., Dewey, J. F. ,1995. Lit-hospheric flexure and bending of the Central Andes. Eart hPlan. Sci. Letters, 134, 9-21.

Z u ffa. G.G., 1980. Hybrid arenites: their composition and clas-s i fication. Jour. Sedim. Pe t r o l og y, 50, 21-29.