Hoja San Francisco Monte de Oro 3366-I -170208

ISSN 0328-2333

Hoja Geológica 3366-I

San Francisco del Monte de Oro

Provincias de San Luis, Mendoza y San Juan

Carlos H. Costa

Recursos Minerales:

Supervisión:

Silvia Alonso

Juan Candiani, Roberto Miró y

José Luis Panza

1:250.0001:250.000

Sedimentitas cretácicas del Grupo El Gigante (Potrero de la Aguada, Parque Nacional Sierra de las Quijadas).

2005

Programa Nacional de Cartas Geológicasde la República Argentina

1:250.000

Hoja Geológica 3366-I

San Francisco del Monte de OroProvincias de San Luis, Mendoza y San Juan

Carlos H. Costa

Carlos Gardini, Ariel Ortiz Suárez, Jorge Chiesa, Guillermo Ojeda,David Rivarola, Edgardo Strasser, Pedro Morla, José Ulacco, Gabriel Tognelli,

Andrés Carugno Durán, Hector Vinciguerra y Daniel Sales

Recursos Minerales: Silvia AlonsoCoordinación y Supervisión: Juan Candiani, Roberto Miró y José Luis Panza

Normas, dirección y supervisión del Instituto de Geología y Recursos Minerales

SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINOINSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

Boletín Nº 278Buenos Aires - 2005

ISSN 0328-2333ES PROPIEDAD DEL INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES - SEGEMAR

PROHIBIDA SU REPRODUCCIÓN

BUENOS AIRES - 2005

REFERENCIA BIBLIOGRÁFICA

Esta publicación debe citarse como:

COSTA, C. H., C. GARDINI, A. ORTIZ SUÁREZ, J. CHIESA, G. OJEDA,D.RIVAROLA, E. STRASSER, P. MORLA, J. ULACCO, G. TOGNELLI,

A. CARUGNO DURÁN, H. VICINGUERRA, D. SALES y S. ALONSO, 2005. HojaGeológica 3366-I San Francisco del Monte de Oro. Provincias de San Luis, Mendoza y San

Juan. Instituto de Geología y Recursos Minerales, Servicio Geológico Minero Argentino.Boletín 278, 110pp., Buenos Aires.

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República Argentinatelefax (11)4349-3162 | www.segemar.gov.ar

SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINO

Presidente: Ing. Jorge MayoralSecretario Ejecutivo: Lic. Pedro Alcántara

INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

Director: Dr. Roberto Page

DIRECCIÓN DE GEOLOGÍA REGIONAL

Director: Lic. José E. Mendía

CONTENIDO

RESUMEN ........................................................................................................ 1ABSTRACT ........................................................................................................ 2

1. INTRODUCCIÓN ........................................................................................................ 3Situación y características geográficas ....................................................................................... 3Naturaleza y metodología del trabajo .......................................................................................... 4Investigaciones anteriores ........................................................................................................ 4

2. ESTRATIGRAFÍA ........................................................................................................ 5Relaciones generales ........................................................................................................ 52.1. Neoproterozoico ........................................................................................................ 5

Migmatitas El Tala (1) ........................................................................................... 6Complejo metamórfico Sierrra de El Gigante (2-8) ...................................................... 6

Gneises Quebrada Grande (2) ............................................................................... 6Mármoles El Gigante (3) ........................................................................................ 6Esquistos Los Morteritos (4-6) .............................................................................. 7Esquistos bandeados (4) ........................................................................................ 7Esquistos micáceos (5) .......................................................................................... 7Esquitos cuarzo - grafíticos (6) .............................................................................. 8Anfibolitas La Vinchuca (7) ................................................................................... 8Cuarcitas Loma Cortada (8) .................................................................................. 8

2.2. Neoproterozoico - Paleozoico............................................................................................... 92.2.1. Neoproterozoico superior - Cámbrico inferior ........................................................... 9

Complejo metamórfico Nogolí (9-11) ............................................................................ 9Gneises, migmatitas, esquistos y milonitas (9) ....................................................... 9Mármoles (10) ....................................................................................................... 11Anfibolitas (11) ....................................................................................................... 11

2.3. Paleozoico ........................................................................................................ 122.3.1. Cámbrico superior - Ordovícico inferior .................................................................... 12

Complejo metamórfico Pringles (12-15) ....................................................................... 12Gneises biotíticos y sillimaníticos (12) .................................................................... 12Ortogneses tonalíticos (13) .................................................................................... 13Ortogneses granodioríticos (14) ............................................................................. 13Metabasitas Cerro Negro (15) ............................................................................... 14

2.3.2. Ordovícico ........................................................................................................ 14Complejo máfico ultramáfico Las Águilas - Peñón Colorado (16) ............................... 14Complejo metamórfico La Florida (17-19) .................................................................... 16

Esquistos (17) ........................................................................................................ 16Metaarenitas, metapelitas y metaconglomerados (Formación San Luis) (18) ....... 17Diques félsicos (19) ............................................................................................... 18

Granitoides pre y sincinemáticos s.l. (20-28) ................................................................ 19Granodiorita Río Claro (20) .................................................................................... 19Granodiorita San Miguel (21) ................................................................................. 19Tonalita Paso de la Laguna (22) ............................................................................ 20Tonalita Las Verbenas (23) .................................................................................... 20Tonalita Gasparillo (24) .......................................................................................... 21Tonalita Bemberg (25) ........................................................................................... 21Granito Villa General Roca (26) ............................................................................ 22Monzonita Río de Los Molles (27) ......................................................................... 23

Granodiorita Paso del Rey (28) .............................................................................. 232.3.3. Devónico ........................................................................................................ 23

Granito La Escalerilla (29) ..................................................................................... 23Rocas miloníticas de la Faja La Arenilla (30) ........................................................ 24

2.3.4. Devónico - Carbonífero .............................................................................................. 25Lamprófiros (31) .................................................................................................... 25

2.4. Mesozoico ........................................................................................................ 252.4.1. Cretácico ........................................................................................................ 26

Grupo El Gigante (32-36) .............................................................................................. 26Formación Los Riscos (32) .................................................................................... 27Formación El Jume (33) ......................................................................................... 29Formación La Cantera (34) ................................................................................... 33Formación El Toscal (35) ....................................................................................... 35Formación El Jume, La Cantera y El Toscal (35a) ................................................ 36Formación La Cruz (36) ........................................................................................ 36Complejo volcánico La Lomita (37) ....................................................................... 38Formación Lagarcito (38) ...................................................................................... 40

2.5. Cenozoico ........................................................................................................ 422.5.1. Neógeno ........................................................................................................ 42

Formaciones San Roque, Cruz de Piedra y Las Mulitas (39) ................................ 42Formación San Roque (39a) .................................................................................. 43Formación Las Mulitas (39) ................................................................................... 46Formación Cruz de Piedra (39) .............................................................................. 47Complejo volcánico El Morro (40) ......................................................................... 48

2.5.2. Neógeno - Cuaternario ............................................................................................... 492.5.2.1. Plioceno? - Pleistoceno inferior ....................................................................... 49

Depósitos de abanicos aluviales sobre pedimentos (41) ........................................ 492.5.3.Cuaternario ........................................................................................................ 50

2.5.3.1. Pleistoceno - Holoceno .................................................................................... 51Depósitos de abanicos aluviales (42) ..................................................................... 51Depósitos de planicies aluviales pedemontanas (43) ............................................. 52Depósitosaluvio-eólicos de la Depresión Longitudinal Centraly pampas de altura (44) ......................................................................................... 53Formación Arco del Desaguadero (45) .................................................................. 57Depósitos de remoción en masa (46)..................................................................... 57

2.5.3.2. Holoceno ........................................................................................................ 58Depósitos de la planicie aluvial antiguade los ríos Desaguadero y Bermejo (47) ............................................................... 58Depósitos eólicos mantiformes y de dunas longitudinales (48) .............................. 58Depósitos de playas limosas y limoso-salinas (49) ................................................. 59Depósitos evaporíticos (50).................................................................................... 59Depósitos de la llanura de inundación del río Desaguadero (51) ........................... 60Depósitos de médanos y guadales (52) .................................................................. 61Depósitos fluviales actuales (53) ........................................................................... 61

2.6. Información del subsuelo basada en perforaciones .............................................................. 61Perforación del Tala ............................................................................................... 62Perforación Villa General Roca ............................................................................. 62Perforación Lomas Blancas .................................................................................. 62Perforación San Pedro ........................................................................................... 62Perforación El Recodo Nº1, al oeste-sudoeste de la localidad de Nogolí .............. 62Perforación El Barrial, al norte de Nogolí .............................................................. 62Perforación noreste de la sierra de El Gigante ...................................................... 62

Perforaciones San Antonio, Santa Rita del Valle, Hualtarány La Chañarienta, al oriente de las Serranías Occidentales .................................. 62Perforación paraje Monte Carmelo, al este de La Botija ...................................... 62Perforación Bella Vista, al sur de La Botija .......................................................... 63Perforaciones sierra de Guayaguas - Cantantal, El Mollarcito, ............................. 63Santa Teresa, San Roque, La Ramadita y Santa Rosa .......................................... 63

3. ESTRUCTURA ........................................................................................................ 633.1. Generalidades ........................................................................................................ 633.2. Estructura interna del basamento cristalino .......................................................................... 63

Sierra de El Gigante ...................................................................................................... 63Sierras de San Luis y Socoscora ................................................................................... 65

Rasgos estructurales de gneises y migmatitas ....................................................... 65Rasgos estructurales de filitas y esquistos ............................................................. 66

3.3. Estructuras de deformación frágil del basamento y de la cobertura sedimentaria ............... 66Anticlinal Guayaguas - Cantantal - Las Quijadas - El Gigante ..................................... 67Falla El Gigante ........................................................................................................ 68Falla de San Luis ........................................................................................................ 68Falla Portezuelo Blanco ................................................................................................ 69Zona de Cizalla Pantano Negro - Guascara ................................................................. 69Sistema de fallas La Carolina - Pancanta ..................................................................... 69

4. GEOMORFOLOGÍA ........................................................................................................ 694.1. Ambiente de Planicies ........................................................................................................ 70

Depresión Longitudinal Central ..................................................................................... 70Depresión Occidental o de Bermejo - Desaguadero .................................................... 73

4.2. Ambiente de Serranías ........................................................................................................ 73Sierra de San Luis ........................................................................................................ 73Sierra de Socoscora ...................................................................................................... 75Cerrillada de Villa General Roca ................................................................................... 75Serranías Occidentales .................................................................................................. 75

5. HISTORIA GEOLÓGICA ........................................................................................................ 77

6. RECURSOS MINERALES ........................................................................................................ 80Introducción ........................................................................................................ 80

6.1. Depósitos de minerales metalíferos ...................................................................................... 80Historia Metalogenética ....................................................................................................... 80

Cobre, Niquel y Platinoides ........................................................................................... 80Estaño ........................................................................................................ 81Oro ........................................................................................................ 81Plomo ........................................................................................................ 88Wolframio ........................................................................................................ 88

6.2. Depósito de minerales industriales y rocas de aplicación ..................................................... 97Pegmatitas ........................................................................................................ 97Mármoles ........................................................................................................ 98

7. SITIOS DE INTERES GEOLÓGICO ......................................................................................... 99Potrero de la Aguada ........................................................................................................ 99Potrero de Leyes ........................................................................................................ 99La Cantera ........................................................................................................ 99La Carolina ........................................................................................................ 99

BIBLIOGRAFÍA ........................................................................................................ 101

San Francisco del Monte de Oro 1

RESUMEN

La Hoja Geológica 3366-I San Francisco delMonte de Oro se sitúa en el ámbito occidental delas Sierras Pampeanas de la Argentina. Incluye comoprincipales unidades fisiográficas el extremo noroes-te de la sierra de San Luis, caracterizado por rocasígneo-metamórficas del basamento cristalino de lasSierras Pampeanas, y una cadena de serranías ba-jas que incluyen las sierras de El Gigante, de LasQuijadas y de Cantantal, donde afloran rocasmesozoicas y cenozoicas continentales. Estos cor-dones están separados por planicies cubiertas porsedimentos cuaternarios de diversas características,entre los que predominan depósitos fluviales, eólicosy salinos. El paisaje es ocasionalmente interrumpidopor lomadas de rocas terciarias y algunos cerrosque exponen al basamento cristalino, como en losalrededores de Villa General Roca.

Las rocas más antiguas corresponden al basa-mento cristalino expuesto en la sierra de El Gigante,donde aflora un complejo metamórficoneoproterozoico, mientras que en la sierra de SanLuis los complejos ígneo metamórficos tienen eda-des comprendidas entre el Cámbrico y el Ordovícicoy que han sufrido varios episodios tectometamórficosy magmáticos desde el Ordovícico hasta elCarbonífero inferior.

Las sedimentitas asignadas al Grupo El Gigantecorresponden a una secuencia continental de con-glomerados y areniscas rojas del Cretácico inferior,con variaciones faciales que abarcan desde depósi-tos de abanicos aluviales hasta de ambienteslagunares. Las areniscas y conglomerados asigna-dos al Neógeno y que comprenden desde el Miocenoal Plioceno, están ubicadas en las márgenes de lassierras, habiendo sido reconocidos en profundidadpor medio de perforaciones realizadas en las plani-cies.

Se hallan manifestaciones de volcanitascretácicas en las sierras de San Luis y de Las Qui-jadas, en tanto que sólo en la primera hay un

volcanismo neógeno asociado a mineralizaciones deoro.

Los estilos estructurales de la comarca estánbien diferenciados. En los terrenos del basamentode la sierra de San Luis se distinguen estructurasdesarrolladas en el campo de la deformación dúctil,mediante mecanismos de aplanamiento y flujo. Enlas rocas metamórficas se ha generado también unafracturación sobreimpuesta, en muchos casos coin-cidente con las estructuras planares. Muchas deestas fracturas experimentaron un considerable des-plazamiento como fallas inversas durante la orogeniaandina, constituyendo el frente de levantamiento dela sierra de San Luis.

En las sierras de Guayaguas, Cantantal y de LasQuijadas, al oeste de la Hoja, se observa una es-tructura anticlinal de eje ligeramente sinuoso ymarcadamente asimétrico, con su flanco corto incli-nando al oeste. Esta estructura se interpreta comoun pliegue por propagación de falla y es el resultadode la inversión tectónica de las fallas normales conidéntica posición y actitud espacial que controlaronla depositación de los sedimentos mesozoicos encuencas de tipo hemigraben.

El proceso fluvial es el principal agente modela-dor del paisaje actual. El drenaje nace en las sie-rras ubicadas al este y oeste de la Hoja, hasta for-mar una extensa playa salina en el extremo nortedel área, en la pampa de las Salinas. Se reconocenalgunos campos de dunas en el norte y oeste de laHoja.

Los recursos minerales se concentran en el sec-tor occidental de la sierra de San Luis, donde sereconocen depósitos de minerales metalíferos conoro, plata, plomo, cinc, wolframio, estaño y cobre,de minerales industriales como pegmatitas conberilio, litio, niobio y tantalio, y canteras de mármo-les.

Se reconocen sitios de interés geológico de im-portancia local e internacional, como el Parque Na-cional Sierra de las Quijadas, la sierra de El Gigantey el distrito minero de La Carolina.

2 Hoja Geológica 3366-I

ABSTRACT

The Geological Sheet 3366-I, San Francisco delMonte de Oro, is located in the southern sector ofthe Sierras Pampeanas. It includes as mainphisiographic units the northwest end of the San Luisrange, characterized by igneous and metamorphicrocks of the cristalline basement, and a chain of lowranges where continental Mesozoic and Cenozoicrocks are exposed. Such ranges are separated byplains in which fluvial, eolian and evaporiticquaternary deposits are largely dominant. This flat-land landscape is only interrupted by isolated hills ofpre-Quaternary rocks, like in the sorroundigs of Vi-lla General Roca.

The oldest rocks belong to the cristallinebasement exposed in San Luis and El Giganteranges. Gneises, migmatites, schists and severaltipes of granitoids are the main outcrops in theformer range, meanwhile El Gigante ischaracterized by several kind of schists with bedsof marbles and anphibolites. Protolithos of themetamorphics rocks for both ranges have beenassigned to the Proterozoic, whereas the plutonicbodies in the San Luis range are related tomagmatic events with ages ranging from Ordovicianto Early Carboniferous.

Sediments belonging to El Gigante Group in theSerranías Occidentales testify for a cretaceoussedimentation in continental basins, characterized byenvironments ranging from alluvial fans to lacustrinesettings. Redish conglomerates, sandstones andpelites characterize these deposits. The continentalclastic formations assigned to the Tertiary (whosechronology could be ranging from Miocene throughPliocene) are present mainly in subsurface and areisolately croping-out in the western border of San

Luis range and in the eastern side of the SerraníasOccidentales. Mesosilicic volcanism of Miocene-Pliocene age is present in La Carolina area (SanLuis range) with an epithermal gold mineralizationassociated.

Structural styles of the region are welldifferentiated. In both basement terrains of San Luisand El Gigante ranges, structures originated by flowand flattening processes could be distinguished. Anoverprinted fracturation has been also developed insuch rocks, which in most of the cases is inagreement with the attitude of the planarmetamorphic structures. Many of these fractureshave been reactivated as reverse faults during theandean orogeny, constituting the uplift front of theSan Luis range.

The Sierras de Cantantal, Las Quijadas and ElGigante are linked by a west-verging assymetricanticline, with a slightly step-shaped axis. Thisstructure is the surface manifestation of reversepropagating faults, which have inverted the Mesozoicextensional structures.

Fluvial processes are the main modelling agentof the landscape. The range units, located at bothsides of the studied area, determine plains surfacesin between with topographic slopes driving therunoffs to playa lakes. Some areas dominated bydune fields could be also recognized.

Mining resources are recognized in western sec-tor of San Luis range, and consist in gold, silver, lead,zinc, tungsten and copper deposits. Pegmatites arealso frecuent sources of beryl, lithium and niobium.There are also some quarries of marble.

In the region there are some sites of geologicalinterest, among which Sierra de Las QuijadasNational Park, El Gigante range and La Carolinamining district can be cited.


1. INTRODUCCION

SITUACIÓN Y CARACTERÍSTICAS GEOGRÁFICAS

La Hoja Geológica 3366-I San Francisco delMonte de Oro está localizada en el extremo noroes-te de la provincia de San Luis, comprendiendo ade-más pequeños sectores del sureste de la provinciade San Juan y del noreste de la provincia deMendoza. La superficie es de 14.552 km2 y sus co-ordenadas limítrofes son los paralelos de 32° y 33°de latitud sur y los meridianos de 66° y 67°30' delongitud oeste (Figura 1).

En el extremo noroeste de la sierra de San Luis,ubicada en el ángulo sudeste de la Hoja, se localizanlas mayores alturas del sector, siendo la principal elcerro Pantano Negro (2.124 m s.n.m.), que es una

de las principales elevaciones de toda la sierra. Estacota supera holgadamente la mayor altura de lasSerranías Occidentales correspondiente a la sierrade El Gigante, cuyo punto más alto es el cerro Ne-vado con 1.146 m s.n.m., lo que destaca a la sierrade San Luis como principal accidente orográfico dela Hoja.

El clima predominante de la región es semiárido,aunque al oeste del río Desaguadero prevalecencondiciones de franca aridez. Sin embargo, en lossectores altos de la sierra de San Luis las precipita-ciones suelen alcanzar los 800 mm anuales. La prin-cipal época de lluvias está comprendida entre losmeses de octubre y marzo.

Las zonas de llanuras ubicadas al este del ríoDesaguadero presentan cobertura de monte, conpredominio de quebracho blanco, algarrobo, peje o

Figura 1. Mapa de ubicación.


sombra de toro, jarilla y espinillo. En las franjaspedemontanas se destacan molles y talas. Al oestedel río Desaguadero la cobertura vegetal es menosdensa, encontrándose matas de especies halófitas yxerófilas. En las laderas serranas o en las serraníasbajas predominan especies arbustivas como el ga-rabato, lo que dificulta el tránsito a pie.

Las poblaciones principales se ubican en elfaldeo occidental de la sierra de San Luis, y sonLeandro N. Alem, San Francisco del Monte deOro y Nogolí (o H. Yrigoyen). La única pobla-ción importante en el oeste es la localidad de LaCalera, mientras que en el interior serrano loscentros poblados principales son La Carolina yPaso del Rey.

La red vial de la zona se desarrolla en la zonade llanura y está constituída por caminos pavimen-tados y de tierra con distinto grado de consolida-ción. Existen solamente tres rutas nacionales (20,146 y 147), a las que se agregan tramos de las rutasprovinciales 3, 9, 15, 45 y 46. La región presentacondiciones de accesibilidad en casi todas sus áreas,excepto en algunos sectores serranos, en los baña-dos o lagunas de Guanacache y en otras zonasmedanosas del oeste.

La cría extensiva de ganado vacuno y caprinoconstituye la principal actividad económica de la zona.Las actividades mineras están concentradas en lasierra de El Gigante, con la explotación de mármo-les para la industria del cemento y cal, y en sectoresde la sierra de San Luis como La Carolina, Paso delRey y Socoscora, donde se explotó oro, scheelita ycuarzo.

NATURALEZA Y METODOLOGÍA DEL TRABAJO

El trabajo tuvo como propósito la revisión y ac-tualización de la cartografía geológica disponible quecomprende total o parcialmente el área mencionadaprecedentemente, acorde con la normativa del Ins-tituto de Geología y Recursos Minerales (IGRM)del Servicio Geológico Minero Argentino(SEGEMAR). El soporte topográfico estuvo basa-do en la Hoja 3366-I del Instituto Geográfico Na-cional, a escala 1:250.000. Dicha topografía fue ac-tualizada y corregida mediante documentoscartográficos parciales más modernos, imágenessatelitarias, fotografías de diversos tipos y escalas,y determinaciones en el terreno con sistemas deposicionamiento satelitario (GPS).

La cartografía resultante fue digitalizada yprocesada mediante un sistema de información

geográfico, constituyendo la primera capa de in-formación sobre la que se volcaron los datosgeológicos existentes para la confección del mapageológico preliminar. El trabajo de campo se de-sarrolló con más intensidad en los sectores conpoca información o información confusa, contra-dictoria o insuficiente. Sobre la base de dichostrabajos y de la interpretación efectuada se con-feccionó el mapa geológico que acompaña el pre-sente informe.

INVESTIGACIONES ANTERIORES

Durante el siglo XIX se realizaron investigacio-nes generales sobre la constitución geológica de lasierra de San Luis, entre las que se destacan las deDe Moussy (1866), Ave Lallemant (1875),Brackebusch (1891), Valentín (1896) y Bodenbender(1899). En la primera mitad del siglo XX puedendestacarse para la sierra de San Luis los trabajos deGerth (1914) y Pastore (1929, 1932), mientras queen el sector occidental, los trabajos de exploraciónde combustibles realizados por Yacimientos Petrolí-feros Fiscales y Yacimientos Carboníferos Fiscalesgeneraron los primeros informes sobre la constitu-ción geológica del subsuelo de ese sector.

La ejecución de la Hoja Geológica 23g, San Fran-cisco (Pastore y González, 1954) constituye el úni-co relevamiento regular perteneciente a la anteriorgeneración de cartas geológicas incluida en la pre-sente Hoja Geológica.

Durante las décadas de 1960 y 1970 se efec-tuaron en la zona nuevos trabajos de exploraciónde hidrocarburos en el sector occidental de la Hoja,contenidos en varios informes inéditos de YPF yresumidos en las contribuciones de Flores (1969),Flores y Criado Roque (1972) y Flores (1979), alos que deben agregarse las de Yrigoyen (1975)sobre aspectos biestratigráficos de las secuenciasmesozoicas y de Kilmurray y Dalla Salda (1977)respecto a la estructura del basamento de la sierrade San Luis. La elaboración de la obra Geología yRecursos Naturales de San Luis (Yrigoyen, 1981)editada como Relatorio del 8° Congreso GeológicoArgentino, constituyó la primera recopilación y sín-tesis de las características geológicas de la provin-cia, en donde los capítulos más relevantes para lageología objeto de este informe, fueron las contri-buciones de Criado Roque et al. (1981a y b),González Díaz (1981), Kilmurray y Villar (1981),Pascual y Bondesio (1981) Llambías y Brogioni(1981) y Peña Zubiate y Strasser (1981). Desde


entonces, diversos trabajos de variadas disciplinasgeológicas han contribuido a incrementar el cono-cimiento sobre el área en cuestión, y han sido con-siderados en la redacción de la presente HojaGeológica.

Entre los años 1994 y 1996, mediante un conve-nio entre el SEGEMAR y el Servicio GeológicoAustraliano (AGSO), se realizó un mapeo de deta-lle a escala 1:100.000 que cubrió gran parte de lazona de estudio. El trabajo incluyó una coberturageofísica aérea (magnetometría y radimetría K-U-Th) al sur de los 32º40’S, con vuelos de direccióneste - oeste, espaciado de 500 m y altura sobre elterreno de 100 m (Sims et al., 1997).

2. ESTRATIGRAFIA

Relaciones generales

Las unidades más antiguas aflorantes en el áreabajo estudio corresponden a las rocas de basamen-to de las sierras de El Gigante y de San Luis. En laprimera el basamento neoproterozoico está repre-sentado por rocas metamórficas de grado bajo amedio con una estructura interna orientada E-O,entre las que se destacan diversos tipos de esquistos,mármoles, anfibolitas y gneises, sin presencia decuerpos ígneos. Las metamorfitas de la sierra de ElGigante tienen afinidades con las de la sierra de Piede Palo, en la provincia de San Juan. En la sierra deSan Luis, los complejos metamórficos del Paleozoicoinferior se caracterizan por la presencia demigmatitas, esquistos de diferentes tipos, anfibolitas,gneises, rocas máficas - ultramáficas y granitoides,con estructuras metamórficas orientadas con rum-bo NNE.

En las sierras de Cantantal y de las Quijadas yal sur de la sierra de El Gigante afloran sedimentitascontinentales cretácicas (Grupo Gigante y Forma-ción Lagarcito), con intercalaciones basálticas. Ro-cas volcánicas de la misma edad han sido reconoci-das en exposiciones aisladas en el interior de la sie-rra de San Luis. Las rocas cretácicas estánflanqueadas por otras asignadas al Terciario (For-mación San Roque), que afloran también en diver-sos sectores del piedemonte de la sierra de San Luis(Formación Cruz de Piedra). Sin embargo, la faltade fósiles y la desconexión de los afloramientos handificultado la elaboración de un esquema de corre-lación confiable. En la sierra de San Luis afloraademás un vulcanismo de edad mioceno-pliocena,

de composición lacítico - traquiandesítica, conmineralización aurífera asociada.

En el resto del área afloran sedimentos asigna-dos al Cuaternario, entre los que se destacan depó-sitos loessoides, aluviales, eólicos y evaporíticos.

2.1. NEOPROTEROZOICO

Antecedentes

La primera descripción de las rocas del basa-mento cristalino en la sierra de El Gigante fue rea-lizada por Furque (1950), quien reconociómicacitas, calizas, cuarcitas, esquistos cuarzomuscovíticos y esquistos con grafito inyectados porvenas de cuarzo, así como rocas gnéisicas. Poste-riormente, Flores (1969) describió esquistos, cali-zas anfibólicas y cuarcitas. Thebault y Sabalúa(1973) estudiaron los yacimientos de rocascarbonáticas, asignándole una edad precámbrica apaleozoica inferior. Más tarde, Flores (1979) men-cionó la ausencia de gneises y granitos en el basa-mento de esta sierra y correlacionó las calizas conlas aflorantes en las sierras de Villicum y Pie dePalo. Por su parte, Criado Roqué et al. (1981b)reconocieron que las calizas y esquistos poseíandeformaciones principales con orientación E-O.Costa y Gardini (1985), Gardini y Costa (1987) yGardini (1992, 1993) diferenciaron las unidadeslitológicas y morfotectónicas más importantes delbasamento de la sierra. Dalla Salda y Varela (1982)observaron que los esquistos anfibólicos, asocia-dos a los bancos de mármol en el arroyo Negro yen la quebrada de La Vinchuca, son similares a losdescriptos en la sierra de Pie de Palo, donde tam-bién están asociados a mármoles.

Distribución areal y estructura

Gardini (1992) separó las unidades de la sierraen dos bloques: el bloque El Gigante que constituyeel cuerpo mayor de la sierra y, en el extremo norte,el bloque El Tala con una estructura similar a lasmetamorfitas de la sierra de San Luis.

El rumbo general del bandeado y la esquistosidadde las unidades de la sierra de El Gigante es casieste oeste, inclinando al norte en el sector septen-trional y al sur en el austral, componiendo unamacroestructura antiforme en la zona central. Lasmetamorfitas se encuentran intensamente deforma-das, plegadas en más de una fase y con desarrollode clivaje.


Migmatitas El Tala (1)

La denominación se debe a Gardini (1992), quiéndistinguió este sector con el nombre de Bloque ElTala. La unidad está ubicada al norte del arroyo ElTala, donde una fractura la separa del cuerpo prin-cipal de la sierra.

Las migmatitas tienen bandas graníticas de co-lor rosado claro que alternan con bandas delgadasde color gris y textura lepidoblástica. La orientacióndel bandeado y la esquistosidad varían entre 350°/52°O y 10°/51°O. Las migmatitas tienen gran can-tidad de megacristales de microclino, junto con cuar-zo, plagioclasa (An20%), biotita, muscovita, epidoto,calcita, apatita y titanita. Las rocas presentan ban-das caracterizadas por la asociación Qtz + Mic + Pl(An 20%) + Bt. El material removilizado, productode la fusión parcial, está caracterizado por laparagénesis Qtz + Mic + (Ms + Calc, retrógrados).

Según Gardini (1992) y Gardini y Dalla Salda(1997), las Migmatitas El Tala están en contactotectónico con el resto del Complejo metamórficoSierra de El Gigante mediante una zona de cizallacon una importante componente de rumbo de ca-rácter siniestral.

COMPLEJO METAMÓRFICO SIERRA DEEL GIGANTE (NOM.NOV.) (2-8)

Migmatitas, gneises, mármoles, esquistos,cuarcitas y anfibolitas

Gneises Quebrada Grande (2)

Los gneises se encuentran bien representadosen el sector sur de la sierra de El Gigante. Gardini(1992, 1993) describió dos tipos de roca: gneisescuarzo feldespáticos y gneises calco silicáticos.

Los gneises cuarzo feldespáticos son rocasbandeadas de colores rojizos, grisáceos y verdososque ocupan la zona sur de la sierra, donde alternancon esquistos micáceos y granatíferos. Las bandasclaras muestran minerales leucocráticos separadospor finas bandas oscuras micáceas; presentan lo-calmente venas ptigmáticas y una foliación pocodefinida. En ellos se reconocen fajas con fenóme-nos de milonitización con estiramiento, cristalesrotados, una matriz con morteros, delgadas folias demuscovita y biotita deformadas; así como cristalesde feldespato y cuarzo pretectónicos, angulosos, irre-gulares a lentiformes, con colas de presiónasimétricas. Los gneises están compuestos por cuar-

zo, microclino, plagioclasa (An10-14%), biotita,muscovita, clorita y granate, con variedades en lasque abundan los porfiroblastos de microclino.

Los gneises calco silicáticos conforman el nú-cleo de la estructura antiforme de la zona central dela sierra y están asociados a bancos de mármol,esquistos y anfibolitas. Estas rocas pueden obser-varse en el yacimiento La Calera Sur, en la quebra-da La Vinchuca y en el cerro Ignacio. Son de colo-res grises a rosados, con una fábrica esquistosa abandeada con porfiroblastesis de microclino y gra-nate. Están integrados por de microclino, cuarzo,epidoto y calcita, abundante biotita, oligoclasa(An14%) y muscovita. Los filosilicatos se disponenen delgadas bandas rodeando a porfiroblastospretectónicos, que tienen formas redondeadas, ova-les y están estirados por plegamiento. Losporfiroblastos de granate crecieron en dos genera-ciones: un primer granate sin inclusiones y un se-gundo granate criboso.

Mármoles El Gigante (3)

Los mármoles afloran en bancos de menos de 5m de potencia (Figura 2), que se repiten en el áreacentro-norte de la sierra, donde se intercalan conesquistos.

Figura 2: Banco de mármol en las cercanías de la localidadde La Calera, con inclinación general hacia el norte e impor-

tante deformación interna, destacada por pliegues isoclinalescon vergencia al sur. Foto tomada hacia el este.


Son rocas bandeadas o macizas, grises azuladas,grises o blancas, de tamaño de grano medio y homo-géneo. En la mayoría de los casos tienen texturagranoblástica y están compuestas por un 90% decalcita, acompañada por cantidades menores demuscovita, plagioclasa sódica, epidoto, biotita, apatitay grafito. En la unidad se incluyen rocas calcosilicáticasy metadolomitas silícicas que se caracterizan por pre-sentar una alta proporción de talco y tremolita.

Las rocas de la unidad son explotadas para laproducción de cemento y cal.

Esquistos Los Morteritos (4-6)

Los esquistos son las rocas más abundantesdentro del Complejo metamórfico Sierra de El Gi-gante. Gardini (1992) diferenció esquistosbandeados, micáceos y cuarzo - grafíticos.

Esquistos bandeados (4)

Son rocas formadas por bandas claras cuarzofeldespáticas con epidoto y bandas oscuras con biotita,anfíbol, clorita y epidoto. Las bandas tienen espesoresque varían desde milímetros hasta un metro. Al mi-croscopio se reconocen bandas lepidoblásticasmicáceas y granoblásticas con cuarzo, oligoclasa

(An15%) y abundante epidoto. El bandeado muestrazonas con un marcado clivaje de crenulación. Las ban-das más gruesas se interpretan como paleo-estratifi-cación, mientras que las bandas delgadas son posible-mente de origen metamórfico. La esquistosidad tieneuna orientación de rumbo E-O que gira hacia el SO.El contacto norte está definido por una falla inversaque provoca un importante resalto topográfico, espe-cialmente en el sector oriental y central de la sierra,atenuándose hacia el oeste por la intersección con zo-nas de cizalla de rumbo NO, lo que provoca un ar-queamiento de los contactos. El contacto sur estransicional con rocas gnéisicas y anfibolitas.

Esquistos micáceos (5)

Son muy comunes en la sierra, alternando conbancos cuarzo-feldespáticos. Forman fajas limita-das generalmente por bancos de mármol. Losesquistos micáceos presentan colores variables en-tre el gris oscuro y el gris plateado, mostrando unafoliación que se halla enfatizada por segregacionesde cuarzo en forma de lentes y venas irregulares(Figura 3). Las texturas predominantes sonlepidoblásticas, con variaciones a granoblásticas yporfiroblásticas cuando aumenta el contenido decuarzo y feldespato.

Figura 3: Esquistos cuarzo-micáceos con venas de cuarzo y significativa deformación interna, aflorantes en las cercanías delarroyo El Tala, al noroeste de la sierra de El Gigante.


La composición de los esquistos es variada: a)granatíferos, con cloritoide, b) moscovíticos, conclorita, c) cuarzo feldespáticos con microclino y/oandesina (An33%) y micas subordinadas, d)biotíticos, muscovíticos sin clorita, cuarzosos y e)biotítico cloríticos. Las variedades con cloritoidepresentan porfiroblastos idioblásticos asociados aplagioclasa ácida. En la matriz se reconoce ade-más clorita, cuarzo, biotita y muscovita. El cloritoidehabría cristalizado postectónicamente respecto ala foliación S2. Se reconoció una marcadapoiquiloblastesis con inclusiones en forma recta encontinuación con la posición de la matriz, lo cualsugiere un importante evento térmico de tipo está-tico (M2). Las variedades granatíferas poseenporfiroblastos pretectónicos con inclusiones rec-tas y/o porfiroblastos con inclusiones rotadas tipoespiraladas indicando una blastesis sintectónica. Encontacto con los bancos de mármol se observandelgados bancos de esquistos tremolítico- cuarzososcon clorita. Las asociaciones minerales reconoci-das se interpretan como derivadas de pelitasaluminosas, pelitas calcáreas y arenitas cuarzo-feldespáticas (Gardini, 1992; Gardini y Dalla Sal-da, 1997).

Esquistos cuarzo - grafíticos (6)

Este tipo de esquistos se encuentra en el ex-tremo noroeste de la sierra formando fajas biendefinidas. Tienen abundante cuarzo, muscovita ygrafito. Este último mineral le confiere a las ro-cas un color azul oscuro a casi negro. Se carac-terizan por una textura granoblástica que pasa alepidoblástica cuando aumenta el contenido demoscovita. La alta concentración de grafito ha-bría sido favorable para el desarrollo de impor-tantes zonas de cizalla. Además, es común reco-nocer en la superficie S2 metamórfica un clivajede crenulación.

Anfibolitas La Vinchuca (7)

Esta unidad fue definida por Gardini (1987).Se presenta como cuerpos lentiformesconcordantes con la esquistosidad regional, princi-palmente en el sector centro-este de la sierra, siendosus afloramientos visibles a lo largo de la quebradahomónima. Se distinguieron anfibolitas macizas yfoliadas. Las anfibolitas macizas están compues-tas por anfíboles del grupo de la hornblenda y detremolita actinolita, andesina oligoclasa, biotita,

clorita y cuarzo; eventualmente presentan canti-dades menores de muscovita y calcita. Tienen tex-turas granoblásticas a decusadas de grano gruesoy porfiroblásticas (hornblenda con matrizgranoblástica) en las rocas macizas. Las varieda-des foliadas (intercaladas en los gneises del sectorsur) presentan bandas verdes ricas en hornblendacon prismolineación que alternan con bandas cla-ras ricas en cuarzo, y suelen pasartransicionalmente a esquistos anfibólicos verdososde grano fino. La mineralogía es similar a la de lasanfibolitas macizas, pero con mayor contenido deplagioclasa (An 33%). Se observan texturaspoiquiloblásticas con trenes de inclusiones rectasy también texturas helicíticas asociadas con S3(Gardini, 1992, 1993).

Cuarcitas Loma Cortada (8)

La unidad aflora en la zona central de la sierra yen los alrededores del cerro Redondo, hacia el nor-te. Está constituida por una secuencia formada porintercalaciones de esquistos, mármoles, anfibolitasy cuarcitas.

Las cuarcitas se presentan como intercalacionesdelgadas repetidas por plegamiento; los bancos hansido reconocidos en varias canteras desarrolladasen el borde oriental de la sierra. Son rocas de colo-res blanco, gris claro, gris oscuro y gris verdoso, yestán constituidas por cuarzo, escaso feldespato ymicas. Predominan las texturas granoblásticas for-mando un mosaico poligonal a interlobulado.

Edad

Las metamorfitas aflorantes en la sierra de ElGigante se asignan con dudas al Neoproterozoico.

De acuerdo con las ideas de Dalla Salda et al.(1993), serían remanentes del terreno denominadoOccidentalia, un fragmento del continente deLaurentia adosado al borde occidental de Gondwanaen el Cámbrico más bajo. De tal manera, tendríaanalogía probablemente con las Sierras PampeanasOccidentales, en particular con las rocas aflorantesen la sierra de Pie de Palo de la vecina provincia deSan Juan, donde se habrían registrado edades de1027 ± 59 Ma (Varela y Dalla Salda, 1992), según elmétodo Rb-Sr.

Por su parte, Gardini et al. (1996) y Gardini yDalla Salda (1997) informaron sobre dataciones40Ar/39Ar en moscovitas presentes en aglomera-dos volcánicos y tobas, provenientes de la ero-


sión de rocas metamórficas y/o plutónicasproterozoicas, que arrojaron edades grenvillianasentre 1200 y 860 Ma (Mesoproterozoico alto aNeoproterozoico).

2.2. NEOPROTEROZOICO - PALEOZOICO

2.2.1. NEOPROTEROZOICO SUPERIOR –CÁMBRICO INFERIOR

COMPLEJO METAMÓRFICO NOGOLÍ (9-11)

Gneises, migmatitas, esquistos, milonitas, mármo-les y anfibolitas

Antecedentes y distribución areal

En el sector occidental de la sierra de SanLuis y su continuación al norte en la sierra deSocoscora se describe una extensa unidadmetamórfica que fuera mencionada originalmen-te por Pastore y González (1954) y denominadacomo Micacitas Gnéisicas. PosteriormenteGordillo y Lencinas (1979) la describieron comoGneises tonalítico - biotíticos. Kilmurray y DallaSalda (1977) la ubicaron dentro de la «zona degneises» e Yrigoyen (1981) la clasificó comoComplejo Gnéisico y Migmatitas.

Sims et al. (1997) asignaron a la unidad elnombre de Complejo metamórfico Nogolí, consi-derándola constituida principalmente porortogneises masivos félsicos y máficos de proba-ble edad cámbrica y gneises pelíticos de probableedad neoproterozoica a cámbrica inferior. Inclu-yeron también ortogneises fuertemente foliadosconstituidos por cuarzo recristalizado, feldespatoy biotita, con muscovita desarrollada como unafase retrógrada. Además, describieron sectoresde menor extensión formados por ortogneisesmáficos, constituidos por hornblenda, plagioclasa,cuarzo y biotita, con epidoto retrógrado, que for-man bancos o pods boudinados dentro de losgneises félsicos. Según Sims et al. (1997), losgneises pelíticos alcanzaron un pico metamórficorepresentado por la asociación cuarzo-feldespato-cordierita-sillimanita-biotita, con una fábricagnéisica bien desarrollada y localmenteleucosomas cordieríticos que cortan la foliacióngnéisica.

El Complejo metamórfico Nogolí se distingueclaramente del Complejo metamórfico Pringles,situado en su borde oriental, por la presencia de

ortogneises pre-ordovícicos y por su bajo magne-tismo (Hungerford et al., 1996).

El complejo ocupa el borde oeste de la sierrade San Luis y la totalidad de la sierra deSocoscora.

Litología y estructura

Gneises, migmatitas, esquistos y milonitas (9)

Los gneises son la litología dominante del com-plejo. Contienen numerosos diques pegmatíticos ygraníticos que forman cuerpos de potencia métrica,cortando la estructura de las metamorfitas; son co-munes al este de la estancia Pancanta, al norte de laPampa de las Invernadas y en las proximidades deSan Miguel.

Los diques pegmatíticos tienen variadas dimen-siones, desde centímetros a decenas de metros. Enlas fotos aéreas tienen una coloración clara y textu-ra homogénea. Presentan una foliación bien desa-rrollada de rumbo N-S a NE, a veces con plieguesdisarmónicos y abundantes venillas cuarzofeldespáti-cas. En el afloramiento las rocas tienenuna coloración gris clara, grano medio a grueso, fá-brica foliada, con finas venillas concordantes, a ve-ces microplegadas (Figura 4). La textura esgranoblástica y la composición mineraló-gica estáconstituída por cuarzo, biotita, plagioclasa (andesina)y muscovita con pequeñas cantidades de circón,apatito y epidoto. Sims et al. (1997) reconocieronen la zona del río Amieva abundante cordierita ysillimanita dispuestas paralelamente a la foliación delos gneises formados por cuarzo y microclino.

En la sierra de Socoscora predominan lasmigmatitas sobre los gneises. Estas son de variostipos: nebulitas, estromatitas, anatexitas y diatexitas(Figura 5). El paleosoma es gnéisico en la mayoríade los casos y el neosoma es granítico de color griso rojizo y granulometría media, compuesto por cuar-zo, feldespato potásico y plagioclasa, y unmelanosoma biotítico incipiente. En el paleosoma seobservan cuarzo, biotita, sillimanita, feldespatopotásico, plagioclasa y granate. El rumbo regionalde la foliación es 10°.

Las diatexitas muestran pequeños schlieren enuna masa granítica, lo que indica una importantefusión y marcaría un ambiente de alta temperatura(Carugno Durán, 1998). Las condicionesmetamórficas del pico metamórfico progrado corres-ponderían a la facies de anfibolita (Ortiz Suárez etal., 1992; Sims et al., 1997).


Figura 4: Gneises migmatíticos con cizalla sobreimpuesta y estructuras tipo pinch and swel (cuello y engrosamiento). Sector deEl Arenal, unos 10 km al este de San Francisco del Monte de Oro.

Figura 5: Afloramiento de migmatitas en el sector sur de la Pampa de las Invernadas.


Mármoles (10)

Los mármoles afloran en el sector norte de lasierra de Socoscora. Están representados por esca-sos bancos paralelos a la estructura regional queposeen una potencia de algunos metros y una longi-tud de cientos de metros. Los bancos de mármolpueden ser observados en la cantera Las Tosquitasen El Pilón, con una actitud de 26°/61° SE y en lacantera El Vallecito con una actitud N-S/ vertical(Carugno Durán, 1998). Este último se observa enlas fotos áereas con forma alargada y color másclaro que las migmatitas que le hacen de caja; en lafigura 6 se observa como está plegado junto conanfibolitas.

Los mármoles presentan generalmente un colorgris blanquecino, con textura maciza. En el micros-copio se observa una textura milonítica incipiente,con algunas micas flexuradas y rotas. La mineralogíade la roca está dada por calcita en su gran mayoría,reconociéndose en algunas muestras espinela decolor verde oliva, muscovita y flogopita. Como mi-neral de alteración presentan serpentina que reem-plaza a un piroxeno cálcico, y tienen además unaimportante cantidad de minerales opacos.

Anfibolitas (11)

Las anfibolitas están frecuentemente intercala-das entre los gneises en la sierra de Socoscora y enla Pampa de las Invernadas. Constituyen cuerposque alcanzan varios kilómetros, como es el caso deldenominado «San Francisco» por Merodio et al.(1978). Se reconocen con bastante claridad en lasfotos aéreas por su textura fina y tonalidad oscuraque contrasta con las otras metamorfitas.

La forma de los cuerpos es lenticular; están muyestirados y abudinados, acompañando la estructurade los gneises, y plegados en algunos casos. La com-posición es variable pero generalmente se encuen-tran presentes hornblenda, plagioclasa, biotita, cuarzoy a veces epidoto. Algunas texturas, así como lageoquímica de algunas anfibolitas, sugieren unprotolito ígneo basáltico (Merodio et al., 1978).

Las anfibolitas son de color gris oscuro a negro,grano medio a fino y fábrica maciza, desarrollandoocasionalmen-te estructuras planares plegadas, degeometría complicada. Presentan texturagranoblástica con plagioclasa, hornblenda, cuarzo ybiotita como minerales esencia-les. En algunos ca-sos el anfíbol alcanza gran tamaño (1 a 2 cm). Hay

Figura 6: Mármoles (de colores claros) en contacto con un banco de anfibolitas, en la cantera El Vallecito, al norte de la sierra deSocoscora.


poco epidoto (pistacita), minerales opacos y a ve-ces titanita y calcita.

Relaciones estratigráficas

Según Sims et al. (1997), el contacto orientalcon el Complejo metamórfico Pringles es tectónicoy podría representar un límite entre terrenos; mien-tras que el límite con la Formación San Luis,ordovícica, está representado por una estructuradevónica, una zona de cizalla dúctil de carácter re-gional (El Realito – Río de la Quebrada), reactivadapor una falla terciaria.

Para los mismos autores, los gneises estánintruidos por numerosos plutones comagmáticos demonzonita y cuarzomonzonita, como la MonzonitaRío de Los Molles, y por diques de dimensión va-riable.

Edad

El Complejo metamórfico Nogolí representaríarocas de basamento de un terreno de edad por lomenos proterozoica superior a cámbrica inferior, quefueron deformadas y metamorfizadas durante el ci-clo tectónico Pampeano, en el Cámbrico superior(Sims et al., 1997).

2.3. PALEOZOICO

2.3.1. CÁMBRICO SUPERIOR –ORDOVÍCICO INFERIOR

COMPLEJO METAMÓRFICO PRINGLES(12-15)

Gneises biotíticos y sillimaníticos; ortogneisestonalíticos y granodioríticos; anfibolitas

Antecedentes

La denominación se debe también a Sims et al.(1997). Anteriormente parte de la unidad fuedescripta como Complejo gnéisico San José por OrtizSuárez (1998), autor que agrupó unida-dessedimentarias e ígneas localizadas en el puesto SanJosé, al norte de La Carolina.

Distribución areal

La faja principal de afloramientos del Complejometamórfico Pringles, de orientación aproximada N– S, se encuentra al sureste de la Hoja, bordeada al

este y al oeste por rocas del Complejo metamórficoLa Florida y al oeste por el Granito La Escalerilla.Los mejores asomos se ven en cortes del camino aleste de La Carolina y en los ríos Grande y CañadaHonda.


La unidad presenta una expresión morfológicahomogénea y su estructura es maciza a nivelmegascópico, sólo interrumpida por lasintercalaciones de metabasitas, granitoides ypegmatitas.

Desde el punto de vista petrográfico, OrtizSuárez (1998) reconoció cinco unidades clara-mentediferenciadas: Gneises biotíticos, Gneisessillimaníticos, Ortogneises tonalíticos, Ortogneisesgranodioríticos y Metabasitas Cerro Negro.

Los cuerpos pegmatíticos son frecuentes den-tro del complejo. Se presentan concordantes conla estructura regional y están fuertemente de-formados, como ocurre en la zona de Peñón Co-lorado, donde algunos cuerpos tienen foliacióninterna y efectos cataclásticos. Sin embargo, enotros casos cortan la estructura de lasmetamor-fitas, siguiendo una orientación predo-minante NO, lo que indicaría un eventopegmatítico posterior.

Gneises biotíticos y sillimaníticos (12)

Los gneises biotíticos y sillimaníticos sonpredomi-nantes dentro de este complejo al norte deLa Carolina y se encuentran distribuidos en toda lazona, pasando transicionalmente de unos a otros.En ambas rocas se encuentran leucosomaspegmatítico graníticos normalmente plegados yconcor-dantes con la estructura principal de rumboNNE. Los leucosomas no superan el 10% del totalde la roca.

Los gneises biotíticos son rocas de color grisclaro con fábrica cristaloblástica maciza a foliada ycon leucosomas pegmatíticos y graníticosblanque-cinos o rosados. Macroscópicamente sereconoce cuarzo, fel-despato y biotita. El granatees común; en algunos casos aumenta su cantidaden los leucosomas, ocasionalmente alcanzando va-rios centímetros. Al microscopio muestran texturagranoblástica y están formados por cuarzo,plagioclasa, microclino y biotita como minerales esen-ciales. El cuarzo es abundante y se presenta en in-dividuos anhedrales, límpi-dos, con forma general-


mente elongada ó aplastada, extinción fuertementeondulosa y algunas veces con mortero incipiente.La plagioclasa es anhedral, generalmente límpida,con alteración caolinítica y sericítica, macla-da se-gún ley de albita, albita Carlsbad y periclino. Es co-mún que los planos de macla se encuentrencurvados. La composición predominante es andesinaintermedia a cálcica. Se observa además microclinoen proporciones variables y en algunos casos au-sente, anhedral, con maclas de albita periclino ypertitas en venillas. La biotita es generalmente pocoabundante, su pleocroísmo va de pardo claro segúnX y pardo oscuro rojizo según Y ó Z; los individuosestán orientados configurando una superficie S, aun-que raramente están agrupados, con algunas inclu-siones de circón. Se encuentran asociados a opacose intercrecidos con poca moscovita igualmente orien-tada ó, más raramente, oblicua y probablemente decarácter tardío. El granate anhedral es frecuente apoco abundante y suele tener pocas inclu-siones decuarzo y plagioclasa sin orientación. Como acceso-rios hay epidoto, opacos, circón y apatito. Es comúnque en estas rocas se observen neosomas paralelosa la foliación formados por cuarzo, plagioclasa(oligo-clasa) y microclino (generalmente pertítico)en proporciones variables; estos minerales son demayor tamaño (3 cm x 1 cm) que el resto de laroca. También se encuentra entre ellos granate, enmayor concentración que en el paleosoma.

Los gneises sillimaníticos presentan una mineralogíasemejante a los gneises biotíticos pero se caracterizanpor la aparición común de sillimanita en pequeños pris-mas orientados paralelos a la foliación regional. En al-gunas varieda-des, como en una muestra recogida cercade Cerro Negro, se han observado agregados desillimanita (fibrolita) de forma alargada coincidentes conla orientación general y cristales prismáti-cos grandes,que suelen seguir un plegamiento.

Ortogneises tonalíticos (13)

Los ortogneises tonalíticos se hallan cerca deSan Pedro formando un cuerpo tabular de 2 kilóme-tros de espesor por 10 kilómetros de largo y cuer-pos menores ubicados más al sur, siguiendo la folia-ción regional. En su interior no se observan varia-ciones composicionales, aunque están intruídos pordiques graníticos posteriormente deformados; am-bos muestran una foliación gruesa y pliegues meno-res de orientación NO. Por sus relaciones geológicas,los ortogneises se interpretan como correspondien-tes a cuerpos ígneos premetamórficos.

Los ortogneises tonalíticos presentan fábricamaciza ó foliada de grano medio a grueso.Composicionalmente están forma-dos porplagioclasa, anfíbol, cuarzo y biotita dispuestos enuna textura granoblástica a granolepidoblástica condeformación sobreimpuesta. La plagioclasa, que esabundante y de un milímetro de tamaño medio, tieneuna composición An 48%, es anhedral, fresca y pre-senta indicios de deformación como maclascurvadas, a veces fracturación y extinción ondulosa.El cuarzo es menos abundante, de hasta 0,3 mm, ysuele estar agrupado formando un mosaico de gra-nos poligonales en donde se lo observa con extin-ción ondulosa, bandas de deformación yrecristalización parcial. El anfíbol es hornblendaanhedral de 0,7 mm de tamaño medio, con un pleo-croísmo pardo claro según X, verde claro según Y yverde oscuro según Z, un ángulo g:C= 29º y pocasinclusiones de cuarzo, biotita y plagioclasa. A vecesse encuentra maclada y en algunas ocasiones pue-de prove-nir de un clinopiroxeno incoloro del que seobservan relictos. La biotita, frecuentemente aso-ciada al anfíbol, mues-tra pleocroísmo pardo claro(X) a pardo rojizo (Y ó Z). Se la observa deformada(flexuración y granulado), con inclusiones de opa-cos siguiendo el clivaje y alterada; por lo general seencuentra orien-tada. Como accesorios hay mine-rales opacos y apatito y como secundarios epidoto(pistacita) y óxidos de hierro.

Ortogneises granodioríticos (14)

Los ortogneises granodioríticos forman cuerpostabulares de tamaño variable con una potencia deentre 20 y 200 m y un largo máximo de 3,5 km se-gún el rumbo. Ocupan aproximadamente un 10 %del total del complejo y son concordantes con lasestructuras regionales. Ocasionalmente presentanpliegues y enclaves de gneises biotíticos en su inte-rior. Esta unidad ha sido reconocida en una franjade unos 15 km de largo que va desde Peñón Colora-do hasta San Pedro, aunque probablemente su dis-tribución sea mayor.

Las rocas tienen textura granuda gruesa confuerte orientación y están formadas por cuarzo,plagioclasa, microclino, biotita, granate y escasasillimanita. El cuarzo es anhedral, límpido, con ex-tinción fuerte-mente ondulosa y numerosas inclu-siones orientadas, y el tamaño que alcanza es de 3,5milímetros. La plagioclasa es anhedral con maclassegún ley de albita y albita periclino; algunos crista-les presentan zonación difusa y leve alteración


caolinítica y sericítica en algunas grietas, con esca-sas inclusiones de cuarzo y ocasionalmentesillimanita. La composición media es An 32% y sutamaño de 3,5 mm; suele presentar mirmequitas. Elmicroclino es generalmente escaso y formaindivi-duos anhedrales de 0,7 milímetros. La biotitaalcanza hasta 1,2 mm de tamaño, muestra un pleo-croísmo de pardo amarillento (X) a pardo rojizo (Yó Z), con inclusiones de circón rodeadas de halospleocroicos y flexura-ción. El granate se encuentraen individuos anhedrales grandes de 3,5 mm, conpocas inclusiones de cuarzo y minerales opacos ynumerosas grietas paralelas. Hay también, ocasio-nalmente, prismas de silli-manita orientados en for-ma paralela a la biotita y escasa moscovita asocia-da. Como accesorios se observan minerales opa-cos, circón y apatita.

Metabasitas Cerro Negro (15)

Las Metabasitas Cerro Negro se hallan amplia-mente distribuidas al sureste de San Francisco delMonte de Oro (Kilmurray y Villar, 1981). Aunquerepresentan aproximadamente un 5 % del total delcomplejo, forman cuerpos como el de Cerro Negro,en las inmediaciones del puesto San José. Allí mues-tran una compleja estructura interna y una marcadaexpresión topográfica, destacándose sobre el relie-ve pequeñas elevaciones constituidas por lascharnelas de los plie-gues. Este cuerpo está acom-pañado por afloramientos menores generalmentelenticulares, que aparecen tanto al norte como alsur del cerro Negro. Por razones de escala, estoscuerpos no están representados en el mapa.

Las metabasitas o anfibolitas presentan una tex-tura granoblástica, más raramente granonema-toblástica. Están compuestas por anfíbol, plagioclasay cuarzo en cantidades varia-bles, encontrándoseen algunas muestras biotita y granate. El anfíbol esuna hornblenda cuyo pleocroísmo varía en tonosverdes o castaños y presenta un ángulo C^Z quevaría entre 23º a 26º; en general los individuos sonanhedra-les a subhedrales. En partes se encuentranconcentraciones de anfíbol formadas por más del90 % de este mineral y el resto por plagioclasaintersticial de menor tamaño, alteradaincipientemente a sericita. La plagioclasa está siem-pre presente en individuos anhedrales maclados se-gún ley de Albita, con composición varia-ble de An62% a An 80%; generalmente está fresca, con pocaserici-ta en los núcleos y en muchos casos muestradeformación como maclas flexuradas y extinción

ondulosa y pocas inclusiones de cuarzo, biotita, anfíboly apatito. El cuarzo es común pero puede faltar enalgunas mues-tras. En aquellas en que la deforma-ción es importante presenta extinción fuertementeondulosa y texturas de deformación. La biotita esescasa, de tamaño mediano, con pleocroísmo decastaño pálido (X) a pardo rojizo (Y ó Z); general-mente está orientada y tiene minerales opacos enlos bordes o siguiendo el clivaje. Otro mineral quese encuentra ocasionalmente es un anfíbol casi in-coloro con abundantes maclas; por suscaracterís-ticas ópticas como así también a travésde un difractograma de rayos X ha sido determina-do como cummingtonita. En pocos casos se obser-van cristales subhedrales a anhedrales de granatecon algunas inclusiones de cuarzo, apatito y anfíbol.Como minerales accesorios se encuentran apatita,titanita, circón, óxidos de hierro rojizos y otros mine-rales opacos.

Los leucosomas que se encuentran en estas ro-cas están formados por cuarzo, plagioclasa y anfíbolde gran tamaño, desta-cándose del resto de la roca.

Edad

El Complejo metamórfico Pringles comprendesedimentitas correspondientes a un protolito deposi-tado probablemente entre el Cámbrico superior másalto y el Ordovícico inferior más bajo, intruído pos-teriormente por las rocas máficas y ultramáficas delOrdovícico inferior (Sims et al., 1997).

En efecto, los análisis de circones en ortogneisesy de monacita en gneises pelíticos sugieren que lasrocas del Complejo metamórfico Pringles alcanza-ron el pico metamórfico durante el emplazamientodel Complejo máfico-ultramáfico Las Águilas, c. 480Ma, llegando a unos 600°C a los 450 Ma (Camachoe Ireland, 1997).

2.3.2. ORDOVÍCICO

COMPLEJO MÁFICO ULTRAMÁFICOLAS ÁGUILAS - PEÑÓN COLORADO (16)Gabros, piroxenitas, hornfels granatífero-piroxénicos, milonitas


Las rocas máficas y ultramáficas aparecen enforma discontínua a lo largo de una franja con orien-tación casi N-S en el sector suroriental de la Hoja.Ortiz Suárez (1998) definió como Complejo máfico-


ultramáfico Peñón Colorado a la faja que va desdealgo al sur de Peñón Colorado hasta el norte de SanPedro.

Regionalmente corresponden a la parte norte delo que se ha denomi-nado Complejos básicos-ultrabásicos (Gordillo y Lencinas, 1979), Faja deComplejos Ultramáficos Zonales (Kilmurray y Villar,1981) o Grupo Las Águilas (Sims et al., 1997), cu-yas expresiones más conocidas se localizan en elsector Las Águilas-Virorco, en la Hoja 3366-III SanLuis, al sur de la comarca.

Litología

El complejo está integrado por una asociaciónde rocas que corresponden a gabros y piroxenitas,hornfels y milonitas.

Los gabros y piroxenitas forman varios cuerposa lo largo de la faja. El mayor de ellos se halla en ElArenal y tiene 400 m de ancho por 4 km de largo.Otros cuerpos tienen dimensiones menores ya queno superan los 100 por 400 metros. Al meteorizarsese generan formas elipsoidales de 1 a 2 m de diá-metro, orientadas con el rumbo de la estructura re-gional (NNE). Si bien la mayor parte de los cuerposse encuentra en la faja mencionada, ocasionalmen-te se observan pequeños afloramientos de estas ro-cas dentro de los gneises, como ocurre al este delcerro Negro y al este de Paso Piedra. En el área deEl Arenal ocupan las charnelas de los pliegues y escomún su asocia-ción con milonitas y pegmatitas quelos acompañan a lo largo de la faja, como así tam-bién con venas de cuarzo que los cortan. Presen-tanen sus bordes o como inclusiones lenticulares,hornfels granatíferos piroxénicos probablementederivados de protolitos calcosilicáticos. Otra carac-terística es la alternancia de bandas de diferentecomposición y granulometría, concor-dantes con laorientación de la faja, que se interpretan comolaminación ígnea.

Las rocas muestran evidencias de haber sufri-do por lo menos el evento deformacional más im-portante de la región, por lo que en parte de los cuer-pos, especialmente en sus bordes o cerca de ellos,el metamorfismo ha generado anfibolitas, lo que di-ficulta su diferenciación con los gabros. En algunoscasos, venas de cuarzo y feldespato cortan la rocaprovocando removilización de algunos minerales,especialmente del anfíbol.

Los gabros muestran texturas granulares ypoiquilíticas formadas por hornblenda y plagiocla-sa,variando el piroxeno entre clinopiroxeno, hipersteno

y bron-cita. En algunas muestras de la zona de PasoPiedra se observan texturas de tipo ortocumulato,con plagioclasa poiquilítica y piroxeno como cúmu-los cristalinos, mientras que los cristales intercúmuloslos forman poiquiloblas-tos de hornblenda(oikocristales), representando una fasetardio-magmática hidratada. En estos casos laplagioclasa muestra una marcada orientaciónmagmática. La hornblenda es el mineral más co-mún, de forma anhedral y pleocroísmo verdoso.Generalmente tiende a ser de gran tamaño (1 a 2cm) y engloba piroxeno y plagioclasa, lo que le dacarácter poiquilítico. El hipersteno solo se encuen-tra en algunas muestras, es anhedral, de color rosa-do pálido y alcanza 0,9 mm de tamaño medio. Otrospiroxenos que se encuentran son clinopiroxeno yenstatita con leve pleocroismo (broncita). Otro mafitocomún es la biotita, con pleocroismo pardo claro (X)a pardo rojizo (Y ó Z), que ocasionalmente desarro-lla tendencia poiquilítica. La plagioclasa es abundan-te, subhedral a anhedral, de 0,7 mm, con maclassegún ley de Albita, Albita Carlsbad y AlbitaPericlino; a veces es poiquilítica y en algunas mues-tras presenta sericitiza-ción leve y venillas de cuar-zo que atraviesan los cristales. Su composición esAn 67%. Los minerales opacos son pirrotina,calcopirita en venillas, escasa magnetita, ilmenita,pentlandita con desmezcla de pirrotina, micanawitay venillas de pirita. También es posible encontrarcomo accesorios apati-to y espinelo verdoso, ade-más de clorita, serpentina y cuarzo intersticial ó envenillas rodeando a las plagioclasas. En algunasmuestras se observa un anfíbol incoloro, de tipotremolita, reemplazando parcialmente al piroxeno.

Las piroxenitas son menos comunes que losgabros, con una textura granuda poiquilítica, congrandes oikocristales de hornblenda encerrando oli-vino, piroxeno y espinelo. La hornblenda es abun-dante, alcanza 2 cm y muestra pleocroísmo verdo-so. El piroxeno es hipersteno, con pleocroísmo mar-cado, y se presenta en cristales anhedrales a vecesreemplazados parcialmen-te por biotita. El olivinoes anhedral, con alteración iddingsítica leve locali-zada en las grietas que lo atraviesan. La biotita esmenos abundante y de formación tardía, con pleo-croísmo de incoloro a pardo claro, a veces con losbordes reemplazados por clorita. También se encuen-tran espinelo de color verde y minera-les opacos.

Los hornfels granatífero-piroxénicos son rocasmacizas y de aspecto cuarcítico, que han sido clasi-ficadas como hornfels teniendo en cuenta la fábri-ca, mineralogía y disposición. Se consideran producto


del metamorfismo de contacto de los gabros ypiroxenitas sobre la caja y colgajos de litologíascalcosilicáticas. Se encuentran en pequeños aflora-mientos siempre vinculados a las rocas de la fajaantes mencionada, formando angostos bancos en losbordes o dentro de los cuerpos. También se dispo-nen en lentes orientadas según las estructuras regio-nales, de no más de un metro de largo, que en algu-nos casos tienen un núcleo de color rosado debido alcontenido de granate y el borde más cuarcítico, loque provoca una meteorización diferencial que dacomo resultado el ahuecamiento de la parte central.Los hornfels presentan una estructura maciza fina,ligeramente foliada. Son rocas claras, de color gris yen partes rosado; su aspecto es cuarcítico con textu-ra granoblástica, poligonal. Están formados porplagioclasa, clinopiroxeno y cuarzo como mineralesesenciales, pudiéndose encontrar en cantidadesvaribles granate, anfíbol, titanita, calcita y epidoto. Laplagioclasa puede formar hasta cerca del 50 % de lamuestra en cristales anhedrales de 0,4 mm, maclados,frescos, de composición An 95%; con pocasinclu-siones de cuarzo y titanita. El cuarzo es algomenos abundante, constituyendo entre 30 % a 50 %del total; su tamaño es de 0,4 mm; es poligonal, for-mando agrega-dos paralelos a la foliación, con extin-ción normal u ondulosa y también finas venillas quecortan a los otros minerales. El clinopiroxeno es in-coloro y muestra un ángulo C^Z de 43º; con tamañosde hasta 1,8 mm y tendencia a englobar los cristalesmenores de cuarzo y plagioclasa. Ocasionalmenteparece transformarse parcialmente en un anfíbol ver-doso; modalmente representa entre 10 y 15 % deltotal. El granate tiene una distribución irregular, es decolor rosa pálido y a veces encierra otros mineralescomo piroxeno, cuarzo y plagioclasa. Se encuentrantambién grandes cristales de apatito, titanita y peque-ñas cantidades de minerales opacos y calcita. Elepidoto rodea los cristales de piroxeno ó plagioclasay forma venillas de 0,04 mm que cortan los otros mi-nerales, lo que denota su carácter retrógrado.

Edad y correlaciones

Las edades obtenidas en el cuerpo de Las Águi-las, ubicado más al sur, por el método U/Pb a partirde zircones de las rocas ultramáficas y ortogneisesasociados, arrojaron valores de 478 ± 6 Ma y 484 ±7 Ma, respectivamente (Camacho e Ireland, 1997),es decir, del Ordovícico inferior. Asimismo, Linaresy González (1990) mencionaron para el mismo cuer-po una edad K-Ar en hornblenda de 493 ± 23 Ma.

Según Brogioni y Ribot (1994), la composiciónquímica de estas rocas indicaría una filiación con unprotolito integrado por rocas tholeíticas de un am-biente de cuenca de retroarco desarrollado previa-mente a la deformación ordovícica.

COMPLEJO METAMÓRFICO LA FLORIDA(17-19)

Esquistos, cuarcitas, filitas, metasedimentitas;pegmatitas y diques félsicos

Antecedentes

Bajo esta denominación (Costa et al., 2005) seincluyen metamorfitas de bajo a medio grado meta-mórfico, tales como esquistos, cuarcitas, filitas,metaareniscas, metaconglomerados y diques félsicos.Estas cuatro últimas litologías corresponden a lo queProzzi y Ramos (1988) definieran como FormaciónSan Luis. El mencionado complejo también compren-de los esquistos que Sims et al. (1997) incluyerandentro del denominado Complejo metamórficoPringles, y al Phyllite Group de von Gosen y Prozzi(1996). La denominación aquí propuesta está basadaen la buena exposición de varias de sus unidades enlas inmediaciones de la localidad y embalse La Flori-da, en la Hoja San Luis situada al sur, asociada a losprimeros tramos del curso del río Quinto.

Litología

Esquistos (17)

Los esquistos se encuentran entre las dos fajasde gneises, en una franja localizada casi en el límiteoriental de la Hoja. En el sur del área analizada,estas rocas bordean el Granito La Escalerilla y ha-cia el norte se acuñan entre los gneises, continuan-do en la Hoja San Luis.

En los esquistos son comunes los cuerpospegmatíticos, como así también las venas cuarzosas,especialmente en el sector oriental del Granito LaEscalerilla. A veces están plegadas en el mismo es-tilo que las metamorfitas. Generalmente son de há-bito lenticular y de escasos metros a algunas dece-nas de metros de potencia; en pocas ocasiones in-cluyen casiterita. Ortiz Suárez y Sosa (1991) y Sosa(1992) describieron las principales características delas pegmatitas portadoras de estaño de la región.En el noreste se encuentran pegmatitas asociadas acianita, sillimanita, estaurolita y granate, además demuscovita y cuarzo. Estas variedades se interpre-


tan como vinculadas al episodio metamórfico prin-cipal (Ortiz Suárez, 1998).

Los esquistos presentan fábrica planar esquistosafina de orientación aproximada N-S. Predominanvariedades cuarzo-biotítico-muscovíticas. Muchasveces están intruídos por pegmatitas, generándoseen algunos casos granate, estaurolita, cianita ysillimanita en los contactos (Ortiz Suárez y Sosa,1991). Existen variedades muscovíticas claras quemuestran delgadas intercalaciones de bancosmicáceos y cuarzosos de espesores del orden decentímetros a algunas decenas de metros. En lasfotos aéreas es posible observar clara-mente su es-tructura orientada en dirección NNE SSO y plie-gues con plano axial de igual rumbo, debido aintercalaciones de mantos de cuarcitas que marcanel plegamiento. Mesoscópicamente los esquistosmuestran una esquistosidad fina de rumbo casi N-S,reconocién-dose una tendencia general a la dismi-nución del tamaño de grano hacia el oeste. Presen-tan comúnmente dos superficies S (NNE SSO yNNO SSE), venas de cuarzo plegadas yconcordantes con la esquis-tosidad, como así tam-bién bancos pegmatíticos de tamaños varia-bles en-tre pocos metros a algunas decenas. Los esquistossuelen presentar efectos de metamorfismo de con-tacto en las zonas cercanas a algunos intrusivos comola Tonalita Bemberg (Sánchez et al., 1996), laTonalita Gasparillo (Llambías et al., 1996) y laGranodiorita San Miguel (Ortiz Suárez, 1998).

En la zona de la estancia Pancanta, los esquistosson de grano fino con un aumento del tamaño de granohacia el sureste. Hacia el noroeste pasantransicionalmente a filitas, mientras que al sur se po-nen en contacto en forma abrupta, probablemente porfalla, con gneises (Sánchez et al., 1996). La composi-ción es aquí de tipo cuarzo - micáceo, son de color grisverdoso y tienen una esquistosidad definida por ban-das granoblásticas de cuarzo alternantes con bandaslepidoblásticas de moscovita y biotita, a veces cloritizada,que en partes adoptan formas lenticulares. Laplagioclasa es ocasional y los minerales accesorios sontitanita, turmalina, minerales opacos y circón. Las aso-ciaciones paragenéticas son compatibles con el bajogrado de Winkler (1976) o facies de esquistos verdes.

Metaarenitas, metapelitas ymetaconglomerados (Formación San Luis)(18)

Como la denominación de Formación San Luisfue usada por Santa Cruz (1979) para sedimentos

cuaternarios, siguiendo el criterio de Costa et al.(2005) y por razones de prioridad, no se utilizará elcitado nombre para este conjunto demetasedimentitas.

Se trata de una faja metamórfica de bajo gradoque se encuentra dispuesta entre los esquistos, a losque pasa transicionalmente por aumento del gradometamórfico, evidenciado esto por la aparición debiotita y el aumento del tamaño de grano. Se extien-de unos 30 km desde la estancia Pancanta hasta lascercanías del cerro Canutal.

Son metasedimentitas predominantemente are-nosas, entre las que se intercalan paquetes pelíticosy conglomerádicos (Ortiz Suárez et al., 1992; Ra-mos et al., 1996; Ortiz Suárez, 1998).

Las filitas (metapelitas) constituyen bancos de1 a 10 m de espesor intercalados entre metapsamitas.Son de coloración homogénea gris verdosa; la es-tratificación es reconocida en el contacto con lasintercalaciones de metasedimentitas de mayorgranulome-tría. Es posible distinguir dos clivajes yestán cortadas por diques de rocas félsicas y venasde cuarzo. Muestran textura granolepidoblástica enlas folias más cuarcíticas y lepidoblástica en lasmicáceas. Es común que presenten una alternanciade estas capas a pequeña escala (de centímetros amilímetros). Los minerales más comunes son cuar-zo y muscovita, acompañados por clorita.

Los metaconglomerados han sido reconocidosen las nacientes del arroyo Curtiembre, formandoun banco de 20 m de potencia que se extiende algomás de 2 km (Ortiz Suárez et al., 1992; Ramos etal., 1996; Ortíz Suárez, 1998). Sus clastos tienen untamaño variable, aunque la mayo-ría no supera los 5cm de diámetro de eje mayor y ocasionalmente al-canzan 15 centímetros. En general los clastos secomponen de cuarcitas de color gris verdoso oscu-ro o blanquecino, con formas elípticas con su ejemayor paralelo a la esquistosidad (Figura 7) y norepresentan más del 15% del total de la roca. Lamatriz es de coloración gris verdosa con una com-posición metapelítica y estratificación paralela. Sibien la distribución de los clastos es homogénea, seencuentran paquetes metapelíticos intercalados, deunos 30 cm, casi sin clastos. Estas rocas poseenuna textura blastorudítica y granolepidoblástica yestán formadas por cuarzo, moscovita, clori-ta yescasa plagioclasa.

En la zona del cerro Blanco se encuentra undique de rocas félsicas (pórfido dacítico) que cortala estratificación y está plegado junto con lasmetamorfitas (von Gosen y Prozzi, 1996).


Diques félsicos (19)

Los diques afloran en el valle de Pancanta, cons-tituyendo el denominado cerro Blanco y otros cuer-pos menores en sus cercanías. Fueron descriptospor Juri Ayub (1991), von Gosen y Prozzi (1996) yvon Gosen (1998), quienes les atribuyeron un origenpremetamórfico. Alcanzan un tamaño entre pocoscentímetros hasta decenas de metros de espesor, yalgunos kilómetros de largo.

Los diques son rocas de color blanco amarillen-to, de grano fino con algunos fenocristales relícticosde cuarzo y feldespato; también se reconocemuscovita y biotita de probable origen metamórfi-co. La pasta está formada por cuarzo, plagioclasa ymenor cantidad de feldespato potásico. Su compo-sición varía de dacítica a riolítica. De acuerdo convon Gosen (1998), los diques cortan con ángulosvariables la estratificación S0 de las metasedimentitasde la Formación San Luis. En algunos casos sonparalelos a S0, razón por la cual fueron interpreta-dos como filones o coladas, aunque no se observa-ron bordes de enfriamiento ni estructuras de flujo.Por otra parte, los diques félsicos están cortadospor diques del Granito La Escalerilla. Estas eviden-cias hacen que sean interpretados como una intru-

sión temprana en sedimentos consolidados pero nodeformados.

Edad

Según Sims et al. (1997), la edad de la por ellosllamada Formación San Luis está controlada porrestricciones estratigráficas y estructurales, ya quecubre en discordancia a las rocas de alto grado delComplejo metamórfico Pringles (metamorfizadas alos ~480 Ma) y no ha sido afectada por el intensotectonismo que sufrieron estas últimas. Por otro lado,la formación está intruida por la GranodioritaTamboreo (472 ± 5 Ma), por las tonalitas de la SerieBemberg (471 ± 5 Ma) y por numerosos diquesaplíticos y riolíticos que cortan a la GranodioritaTamboreo.

Los diques félsicos han sido interpretados comometavulcanitas ácidas; una datación U-Pb en cir-cón realizada en estas rocas, dio 529 ± 12 Ma (Söllneret al., 1998).

Por sus relaciones estratigráficas yal estarintruidos por los cuerpos sintectónicos mencionados,se la asigna al Ordovícico inferior, siendo una de lasunidades características del ciclo Famatiniano (Costaet al., 2005).

Figura 7: Metaconglomerados intercalados en la unidad de filitas, en las nacientes del arroyo Curtiembre. Puede apreciarse ladeformación de los clastos de cuarzo y de cuarcitas.


Granitoides pre y sincinemáticos s.l. (20-28)Tonalitas, granodioritas, monzonitas y granitos

Antecedentes

Los granitoides ordovícicos, relacionados con loseventos tectónico-metamórficos cámbricos yordovícicos de las Sierras Pampeanas, son abun-dantes en el basamento de la sierra de San Luis ytambién se encuentran en la sierrita de Villa Gene-ral Roca. La composición de los plutones varía en-tre gabro – tonalita hasta granodiorita y granito.

Los importantes eventos metamórficos y estruc-turales ocurridos durante la Fase Oclóyica delOrdovícico permitieron clasificar a los granitoidesemplazados en el basamento de la sierra de San Luisen pre, sin y postcinemáticos con respecto a esafase diastrófica (Ortíz Suárez et al., 1992).

La mayor parte de estos cuerpos habrían sufridola fase principal de deformación y metamorfismo, porlo que fueron afectados por la foliación penetrativamodelada por esa fase y por eso han sido considera-dos como granitoides precinemáticos por Ortiz Suárezet al. (1992) y por Sato et al. (1996). Son cuerposepizonales, con aureolas de contacto, y están ubica-dos en fajas que fueron metamorfizadas en facies deesquistos verdes durante la Fase Oclóyica.

Los plutones sincinemáticos son granitoidescorticales más profundos emplazados durante losprocesos deformativos ordovícicos (Sato et al.,1996). Por su parte, los postcinemáticos formanbatolitos epizonales discordantes, emplazados entreel Silúrico superior y el Carbonífero, pero no afloranen esta Hoja.

Se destacan los estudios de estos granitoidesrealizados por Sato y Llambías (1994), Sato et al.(1996), Sánchez et al. (1996), Llambías et al. (1997,1998) y Sims et al. (1997).

Los intrusivos de composición intermedia amáfica contenidos dentro de la Formación San Luis,como las tonalitas Gasparillo, Las Verbenas yBemberg, además de otros plutones más pequeños,fueron agrupados como Serie Bemberg (BembergSuit) por Sims et al. (1997). Por otro lado, Llambíaset al. (1998) separaron los intrusivos para su des-cripción en dos grupos: tonalitas (los más abundan-tes) y granitos.

Granodiorita Río Claro (20)

El intrusivo conocido como Granodiorita RíoClaro aflora al oeste de la pampa de las Invernadas;

tiene una forma elongada dispuesta según la estruc-tura regional y sus dimen-siones son de unos 10 kmde largo por 2 a 3 km de ancho, cubriendo una su-perficie aproximada de 25 km2 (Ortiz Suárez, 1998).

La granodiorita tiene una granulometría mediay su mineralogía está dada por cuarzo, pla-gioclasa,microclino, biotita y muscovita. La roca de caja laconstituyen esquistos, gneises y anfibolitas del Com-plejo Nogolí, siendo posible observar grandes encla-ves de estas rocas dentro del cuerpo. Los contactosson netos y concordantes y presenta una marcadafoliación interna paralela a la esquistosidad NNE delas metamorfitas de la caja.

Granodiorita San Miguel (21)

El cuerpo intrusivo tiene buena expresiónmorfológica y cubre una superficie de unos 35 km2,al norte de la localidad de La Carolina. Lagranodiorita intruye a las metamorfitas en formaconcordante a ligeramente discordante. Losesquistos muestran en las cercanías del cuerpo unefecto térmico. Al norte de El Salto, en su contactooriental, la granodiorita se en-cuentra fuertementedeformada generando rocas miloníticas. En el sec-tor norte y oeste el cuerpo intruye a gneises. Suscontactos son netos y concordantes y está acompa-ñado por numerosos diques graníticos.

La granodiorita es de color gris, de granulometríagruesa, allotriomorfa, compuesta por cuarzo,plagioclasa, microclino, biotita y epidoto, además deescasa muscovita crecida tardíamente sobre labiotita. Presenta una composición homogénea,reconocién-dose en su interior zonas de algunoscentímetros de espesor donde la roca adquiere mar-cada foliación. Suele mostrar enclavesmicro-granulares máficos ricos en biotita de tama-ños centimétricos a decimétricos, generalmente re-dondeados, y menos comúnmente enclavesmetamórficos. A veces se observan venas de cuar-zo lechoso de pocos centímetros de espesor, agru-padas en forma paralela o formando diques que al-canzan varios metros de potencia y algunos cente-nares de metros de largo, con rumbo N S ybuzamientos generalmente verticales. Ocasional-mente se encuentran diques de cuarzo de igual rumboy buzamientos de bajo ángulo hacia el este en losque se recono-ce escasa galena.

No existe información de geocronología delintrusivo; sin embargo, por la deformación que pre-senta se lo puede relacionar con los intrusivosordovícicos.


Tonalita Paso de la Laguna (22)

Este intrusivo se reconoce claramente en fotosaéreas por su coloración más oscura. Forma un pe-queño cuerpo elongado, orientado según la estruc-tura regiona-l, de menos de un kilómetro de poten-cia, al norte del paraje San Miguel y a unos 25 km alnorte de La Carolina, continuando al norte de esalocalidad por varios kilómetros.

La roca es de coloración gris oscura ygranulometría media. La textura es granularalotriomorfa, con fuerte deformación en algunos ca-sos. Los minerales esenciales que la componen sonplagioclasa, hornblenda, biotita y cuarzo. Laplagioclasa se encuentra en cristales grandessubhedrales, de hasta 1,2 mm, maclados, conzonación difusa y reemplazo por epidoto (zoicita /clinozoicita) que afecta casi todo el mineral, que-dando solo los bordes frescos; algunos individuosmuestran maclas deformadas.

La tonalita intruye a las metamorfitas y en su bor-de oriental es afectada por cizallamiento. El contactocon los esquistos es neto y en un ancho de 4 ó 5 metrosadopta una fuerte orientación paralela a la esquis-tosidadcon claros signos de deformación. En el extremo sur latonalita se interdigita con los esquistos cuya foliación

se adapta a los bordes. Está intruída por la GranodoritaSan Miguel, con contactos netos e interdigitados y en-claves de tonalita en la granodiorita.

La edad de este cuerpo podría corresponder ala de tonalitas similares descriptas más al sur y quehan sido datadas en 470 ± 5 Ma (Tamboreo) y 468± 6 Ma (Bemberg) por Camacho e Ireland (1997).

Tonalita Las Verbenas (23)

El cuerpo ha sido descripto por Sato (1993), Satoy Llambías (1994) y Sato et al. (1996). Se trata deun pequeño intrusivo (5 x 2 km) elongado en sentidoN-S y alojado en esquistos cuarzo micáceos, a losque intruye con formación de aureola térmica.

Se trata de una tonalita de color gris de granomedio a fino, compuesta por cuarzo, plagioclasa,biotita, epidoto y escaso anfíbol y muscovita. Se ob-servan fajas de deformación heterogéneas que ge-neran una marcada foliación N-S paralela a laesquistosidad de la caja (Figura 8). Sus característi-cas geoquímicas indican que se trata de una rocacalcoalcalina, meta a peraluminosa, un granitoidetipo-I, originada en un ambiente de arco magmático,al igual que los otros granitoides precinemáticos(Sato et al., 1996).

Figura 8: Delgadas zonas de cizalla desarrolladas en la Tonalita Las Verbenas, unos 10 km al sur de la hostería del mismo nom-bre. Se reconocen también algunas concentraciones melanocráticas.


El cuerpo desarrolla una aureola demetamorfismo de contacto previa al metamorfismoregional y está intruido por el Granito La Escalerilla,del Devónico, y sus diques de aplitas. Su edad pro-bablemente sea similar a la de otras tonalitas comoBemberg y Tamboreo, que corresponden alOrdovícico.

Tonalita Gasparillo (24)

El cuerpo se encuentra al sureste de la pampade Gasparillo y ha sido descripto por Llambías et al.(1996) y por von Gosen y Prozzi (1996). Se trata deun plutón de 6 km2, de composición predominante-mente tonalítica, de forma romboidal y cizallado, es-pecialmente en sus bordes. Al oeste se encuentraen contacto con gneises, mientras que al este afloranesquistos micáceos sobre los que se desarrolla unaaureola de metamorfismo de contacto que ha sidoposteriormente cizallada. Está atravesado por nu-merosas pegmatitas de rumbos NO-SE y E-O.

La composición modal varía desde melagabroscuarzosos anfibólicos hasta tonalitas. Todas las ro-cas están formadas por cantidades variables deplagioclasa, cuarzo, biotita, anfíbol (hornblenda),epidoto y escaso microclino. El cuarzo generalmen-te está recristalizado. Las característicasgeoquímicas lo ubican como un granitoidecalcoalcalino propio de un ambiente de arcomagmático (Sato et al., 1996).

La presencia de enclaves o colgajos de gneisesindicaría que la Tonalita Gasparillo ha sido intruída pre-viamente al evento tectonometamórfico de edadordovícica (orogénesis Famatiniana). La edad del cuer-po podría corresponder a la obtenida para el cuerpo deBemberg (468 ± 6 Ma) por Camacho e Ireland (1997).

Tonalita Bemberg (25)

Ha sido descripto por Sánchez (1995), Sánchezet al. (1996) y Sato et al. (1996), quienes diferen-ciaron varios cuerpos.

El intrusivo principal se encuentra en la zona dela estancia Pancanta. Está elongado en dirección NE,presenta un borde lobulado hacia el norte y terminaen cuña hacia el sur. Tiene una longitud de 2,3 km ysu ancho varía entre 0,4 y 0,2 kilómetros. Se encuen-tran también otros cuerpos menores al sur del ante-rior. La mayoría son elongados y se disponen en con-cordancia con la estructura regional. La superficietotal cubierta por estas unidades magmáticas es de4,9 kilómetros cuadrados.

Los contactos con la caja metamórfica (esquistoscuarzo-micáceos) son netos y por lo general parale-los a la foliación, de rumbo predominante NNE-SSOe inclinación al ONO entre 47° y 78° (Sánchez etal., 1996). En algunos sectores se observa una franjade contacto de aproximadamente 20 m, donde laroca adquiere grano más fino, lo que se interpretacomo un borde enfriado.

Algunos cuerpos presentan foliación internadistribuída en forma irregular ocupando franjas cer-canas a los bordes, de 10 a 80 m de espesor. Estaplanaridad es muy notoria en los afloramientos ubi-cados al oeste y suroeste de la estancia Pancanta(Figura 9). Los cuerpos de menores dimensionesestán atravesados completamente por la foliaciónque continúa en la roca de caja.

Localmente se desarrollan zonas de cizalla de20 a 30 cm de ancho, con actitudes de 78°/62°NO.Estas zonas de cizalla se reconocen en algunos con-tactos de las rocas intrusivas que contienen colgajosde metamorfitas.

La tonalita Bemberg presenta una composiciónque varía entre tonalitas, melanotonalitas y gabroscuarzosos, con pasajes transicionales y contactosnetos, que denotan contemporaneidad en la intrusión.

Las tonalitas biotíticas hornblendíferas son lasmás abundantes, ocupando un 65% de la superficietotal del cuerpo. Son rocas de color gris,equigranulares, de grano mediano a fino. Si bien estatextura es la dominante, hay sectores donde se ob-serva un aumento del tamaño de grano, principalmenteen la plagioclasa y la biotita. La composición es cuar-zo, plagioclasa, biotita, hornblenda y muscovita oca-sional; como minerales accesorios aparecen apatitoy circón y se reconocen sericita, epidoto (clinozoicita)y minerales opacos. En las delgadas zonas de cizallase desarrollan miloni-tas. Estas rocas presentan laplagioclasa transformada casi totalmente a agrega-dosgranulares de clinozoicita, el cuarzo está recristalizadoen agregados lenticulares y la biotita se encuentra sinorientación, flexurada y parcialmente recristalizadaen un agregado orientado.

La facies tonalítica se halla en contacto con gabrosy melanotonalitas y la rela-ción entre ambas facies esvariable. En algunos lugares se reconocen diques degabro intruídos en las tonalitas, mientras que en otros lasrocas gábricas hospedan tonalitas o las tonalitas inclu-yen pendants de gabros. Las diferentes característicasobservadas indicarían contemporaneidad en la intrusiónde ambas facies. El contacto con las melanotonalitas esgeneralmente neto, aunque localmente se observa unazona de transición de escasos centí-metros. Las


melatonalitas engloban a las tonalitas, lo que permiteninferir una intrusión posterior de las primeras.

Las melanotonalitas representan un 19 % dela unidad. Son rocas equigranulares de color cla-ro y granulometría media a gruesa. Están com-puestas por plagioclasa, cuarzo, anfíbol(hornblenda) y biotita. Los minerales accesoriosson apatito y circón. En algunos sectores los mi-nerales máficos adquieren mayor desarrollo. Pre-sentan foliación magmática en los afloramientosdel sector sur.

Los gabros cuarzosos constituyen varios cuer-pos de distintas dimensiones y representan un 16% del plutón de Bemberg. Las rocas se recono-cen por su textura uniforme en las fotos aéreasy por sus formas oscuras y redondeadas en elafloramiento. Son de color negro a negro verdo-so, equigranulares, de granulometría mediana afina. Están constituidas por anfíbol, plagioclasa,biotita y cuarzo; como minerales accesorios seobserva epidoto, apatito y circón, y magnetita,ilmenita y calcopirita como minerales opacos. Elanfíbol es una hornblenda subhedral y su tama-ño llega hasta 1,5 cm; tiene pleocroísmo verdepálido a castaño y constituye el 62 % de la roca.La biotita se caracteriza por un pleocroísmo cas-

taño claro a castaño oscuro rojizo y forma agre-gados dispersos de láminas de hasta 1,5 centí-metros. La plagioclasa (An 62) es subhedral ycon leve alteración a clinozoicita y sericita. Elcuarzo es anhedral e intersticial y muestra fuer-te extinción ondulosa. Se encuentra también es-casa pistacita asociada al anfíbol y calcita. Lacalcopirita es anhedral y está diseminada. Si bienson rocas homogéneas en su composición, algu-nos gabros poseen mayor contenido de cuarzo yplagioclasa.

Se reconocen alrededor de 60 diquestonalíticos, graníticos y pegmatíticos, distribuídosen forma irregular en los cuerpos y en la cajametamórfica (Sánchez et al., 1996). Los últimoscortan a la esquistosidad y no están deformados,por lo que serían posteriores a la intrusión de laTonalita Bemberg.

La edad de la Tonalita Bemberg fue determina-da por el método U-Pb-Zr en 468 ± 6 Ma (Camachoe Ireland, 1997).

Granito Villa General Roca (26)

Al sur de la localidad de Villa General Roca, enla zona de la estancia El Divisadero, aflora una roca

Figura 9: Listas de foliación desarrolladas en la Tonalita Bemberg, evidenciadas en la fotografía por un microrelieve acentuadoocasionalmente por planos de pequeñas fracturas. Foto tomada en las proximidades de la estancia Pancanta.


granítica de color gris que está intruída por unatonalita más oscura. Ambas rocas están afectadaspor una deformación dúctil de variable intensidad.

El granito está formado por plagioclasa,microclino, cuarzo, muscovita y biotita, mientras quela tonalita se compone de plagioclasa, cuarzo, biotitay epidoto. No es posible observar la relación ni eltipo de roca de caja. Sin embargo, la petrografía y ladeformación sobreimpuesta los asemeja a losgranitoides presentes en la sierra de San Luis.

Monzonita Río de Los Molles (27)

Este cuerpo plutónico se encuentra dentro delComplejo metamórfico Nogolí en el faldeo occiden-tal de la sierra de San Luis. Sims et al. (1997) lodescribieron como un plutón compuesto elongadode 3 km de largo por 1,5 km de ancho.

El cuerpo consiste en varias faciescomagmáticas de composición variable entremonzonítica y monzonítica cuarzosa. La mineralogíaconsiste de feldespato potásico, plagioclasa, cuarzo,biotita y hornblenda, con cantidades menores deepidoto, egirina-augita, zoicita, titanita, allanita y oca-sionales sulfuros en las facies máficas. La roca pre-senta deformación y metamorfismo en condicionesde facies de anfibolitas.

Basándose en las relaciones estructurales y re-gionales, Sims et al. (1997) le asignaron a la monzonitauna edad de emplazamiento ordovícica temprana.

Granodiorita Paso del Rey (28)

Se trata de un cuerpo pequeño ubicado en elesquinero suroriental de la Hoja, estudiado porLlambías et al. (1991).

La roca tiene una coloración rosado clara,textura equigranular de grano medio y está for-mada por cuarzo, plagioclasa, microclino,muscovita, granate y escasa biotita, además deapatita y circón. La plagioclasa es débilmentezonal y el microclino engloba a los restantes mi-nerales. Existe una débil foliación marcada porbiotita o muscovita en menor medida. La com-posición química cae en el campo de las rocasperaluminosas y de alto potasio.

La granodiorita intruye esquistos micáceosacompañando el plegamiento de las metamorfitas.El intrusivo ha sido interpretado comosincinemático con la deformación ordovícica. Laedad obtenida por una errorcrona Rb-Sr arrojóun valor de 454±21 Ma, la que debe tomarse como

la del metamorfismo y la deformación que afec-tan al cuerpo, aunque dado su caráctersincinemático, es probable que coincida con la dela intrusión.

2.3.3. DEVÓNICO

Granito La Escalerilla (29)Granito porfiroide, aplitas y pegmatitas

Antecedentes

El Granito La Escalerilla ha sido reconocido endiferentes trabajos por Pastore y González (1954),Kilmurray y Dalla Salda (1977), Romero (1984), Satoet al. (1996) y von Gosen y Prozzi (1996). Por suscaracterísticas fue ubicado por algunos autores den-tro de los granitoides denominados precinemáticos(Ortiz Suárez et al., 1992; Sato et al., 1996), aun-que tampoco se descartaron atributos sincinemáticos(Llambías et al., 1998). Sims et al. (1997) dataronel cuerpo en su extremo sur y lo agruparon juntocon otros granitos devónicos concordantes.

Distribución areal

El cuerpo se encuentra al este de Paso del Rey,en la porción suroriental de la Hoja, donde se reco-noce la mitad norte del plutón, que se extiende pormás de 50 km en sentido longitudinal y 2 a 3 km ensentido tranversal, lo que configura una forma muyalargada paralela a la estructura regional de lasmetamorfitas. En su parte media presenta una in-flexión sigmoidea monoclinal. Para von Gosen(1998), la forma curvada fue atribuida a deforma-ción transpresional.


La roca predominante es un granito porfiroide conmegacristales de feldespato potásico, con una mar-cada foliación de rumbo N-S (Figura 10). Lamineralogía consiste en cuarzo, microclino, oligoclasa,muscovita, biotita y escaso granate, además de zoicitay clinozoicita probablemente de origen secundario.En el interior del cuerpo y fuera de él son frecuenteslos diques aplíticos y graníticos, como así también losxenolitos de esquistos de hasta un metro de longitud.

La composición química permite ubicar el gra-nito en el campo calcoalcalino, con carácterperaluminoso potásico. Asimismo, los elementos tra-za y tierras raras dan características de rocas vin-


culadas a un arco magmático en un ambiente desubducción, que subsisten a pesar de la deforma-ción, que llegó a una facies de esquistos verdes (Satoet al., 1996).


El cuerpo contiene xenolitos de esquistos y estáen contacto con esquistos en su mayor parte, aun-que al sur la roca de caja son gneises, a los quepasa en forma transicional. El contacto con lasmetamorfitas de las cajas es en parte intrusivo yen parte por cizalla dúctil. En su borde este, vonGosen y Prozzi (1996) describieron un contactotectónico, con una zona de milonitas yprotomilonitas. Hacia el sur intruye a la TonalitaLas Verbenas (Sato, 1993).


El Granito La Escalerilla ha sido incluido enel grupo de granitos devónicos concordantes, aligual que el Complejo Ígneo Achiras (Sims et al.,1997). De acuerdo con estos autores, los grani-tos concordantes se intruyeron como láminas o

cuerpos muy elongados y desarrollaron una fá-brica mineral debido a flujo magmático o defor-mación subsecuente.

Dataciones U-Pb en circón demostraron que lasedades de los granitos concordantes y discordantesson muy próximas, sugiriendo que la intrusión de losprimeros debe haber sido controlada tectónicamente.La edad del Granito La Escalerilla, en su extremoaustral, ha sido determinada por U-Pb en circón,arrojando un valor de 404 ± 5 Ma, es decir, delDevónico inferior (Camacho e Ireland, 1997). Sinembargo, hay controversias sobre si esta edad po-dría vincularse con la edad de la milonitización másque con la del intrusivo (Llambías et al., 1998).

Rocas miloníticas de la Faja La Arenilla (30)Protomilonitas, milonitas y ultramilonitas

Distribución areal

Las milonitas constituyen fajas en la sierra deSocoscora, al oeste de la pampa de Las Invernadas,en el borde oriental de la Granodiorita San Miguel yde la Tonalita Paso de la Laguna y en la denomina-da Faja Miloní-tica de La Arenilla (Ortiz Suárez et

Figura 10: Aspecto de un afloramiento del Granito La Escalerilla, en primer plano, 15 km al sudeste de Las Verbenas. Se destacala importante densidad de sistemas de fracturas, que son características. En último plano se observan esquistos con abundan-

tes intrusiones de filones pegmatíticos


al., 1992). Esta última forma una faja discontinuade aproxima-damente 200 a 300 m de ancho (Llanoet al. 1987), que en parte se resuelve en ramifica-ciones menores y que se consi-dera de importanciaregional. Por extensión, se agrupa a todas las rocasde esta litología dentro de la Faja La Arenilla.


En todos los casos las milonitas afectan gneises,migmatitas, pegma-titas y rocas básicas en menormedida, y muestran evidencias de reactivación endistintas condiciones de mayor a menor ductilidad.En ese sentido, también se reconocieron en el bordeoriental del Granito La Escalerilla. Las milonitas, decolor gris dominante, presentan texturaporfiroclástica, con fenoclastos de plagioclasa,microclino y más raramente hornblenda en una ma-triz formada principalmente por cuarzo, muscovita,biotita y epidoto.

Se distinguen protomilonitas formadas por cuarzoabundan-te, muy deformado en individuos alargadoscon bandas de deformación, sombras de granulacióny poca recristalización. La plagioclasa aparece encristales que conservan su forma equidimensional,aunque con tendencia elíptica, muestra maclascurvadas, extinción ondulosa y leve alteracióncaolinítica y sericítica. Es posible observar conjuntosde cris-tales con forma lenticular. Otro mineral abun-dante es la biotita que comúnmente se encuentra fuer-temente granulada, con segregación de opacosdefi-niendo las bandas de fluxión. También hay indi-viduos de mayor tamaño normalmente curvados. Sue-len observarse bandas de sericita en cuyos núcleosse encuentran restos de sillimanita. Otros mineralescomunes son granate, circón, apatito cubierto de unagregado muy fino, clorita y minerales opacos.

Las milonitas están caracterizadas por una tex-tura porfiroclástica con fenoclastos de plagioclasa,microclino y más raramente hornblenda, en unamatriz con estructura de fluxión dada por biotita ymoscovita, acompañadas por cuarzo recristalizado.Los fenoclastos normalmente adoptan formalenticular y muestran maclas deformadas, extinciónondulosa, fracturación y deslizamiento. El microclinoposee pertitas en venillas e intercreci-mientossimplectíticos de cuarzo en los bordes. Laplagioclasa suele presentar alteración caolinítica ysericítica variable. En la matriz el cuarzo representauna parte importan-te, con recristalización parcialen placas con contactos poligonales. Acompañandoa la biotita y moscovita se encuentra granate, epidoto

y sillimanita en menor cantidad. No es raro que es-tas rocas posean pliegues cerrados de escala mi-croscópica, en algunos casos definidos por bandasde cuarzo.

Edad

Se han reconocido fajas de cizalla dúctil y frá-gil-dúctil con formación de milonitas afectando a losdistintos complejos metamórficos y a los granitoidesasociados, vinculadas probablemente con la orogeniaFamatiniana.

Sin embargo, por su magnitud y relacionesestratigráficas, se estima factible que la formaciónde la Faja La Arenilla esté vinculada con el cicloAchaliano de Sims et al. (1997), del Devónico.

2.3.4. DEVÓNICO - CARBONÍFERO

Lamprófiros (31)

Los afloramientos de estas rocas son muy es-casos. Sólo se ha reconocido un dique que se en-cuentra en el camino que une La Carolina con SanFrancisco, al norte de pampa de Las Invernadas. Eldique tiene una potencia de 1 a 2 m y una longitudde cientos de metros con rumbo NE. Por la escalade trabajo, no ha sido posible representarlo en elmapa adjunto.

El dique corta a los gneises que le hacen de caja.La roca tiene textura porfírica con pasta granudamuy fina y fenocristales de biotita que se encuen-tran corroídos y muestran numerosas inclusionesaciculares. La pasta está formada por plagioclasaanhedral a subhedral con zonación difusa y estáacompañada de abundante epidoto, biotita y escasocuarzo y titanita. De acuerdo con su composiciónse lo clasifica como un lamprófiro calcoalcalino detipo kersantita.

A la fecha, los lamprófiros de la sierra de SanLuis no han sido datados. Sin embargo, sobre la basede la yacencia, se les asigna una probable edaddevónico- carbonífera (Sims et al., 1997).

2.4. MESOZOICO

Los registros mesozoicos corresponden a se-cuencias clásticas continentales expuestas en el áreade las Serranías Occidentales. Se han reconocidotambién manifestaciones localizadas de volcanitasalcalinas en la sierra de Las Quijadas y en la sierrade San Luis, al noroeste y sur de la Hoja.


2.4.1. CRETÁCICO

GRUPO EL GIGANTE (32-36)

Los afloramientos de las sedimentitas referidasal Cretácico se disponen en una franja con orienta-ción general NNO, formando una estructuraanticlinal. En las sierras de Guayaguas y El Giganteasoman núcleos de basamento cristalino, que usual-mente presentan relaciones de contacto tectónicocon las sedimentitas mesozoicas. La sucesióncretácica constituye el relleno de una cuenca conti-nental que supera el millar de metros de potencia,integrada principalmente por sedimentitas clásticas,en facies de capas rojas, y químicas evaporíticas enforma subordinada. Los paleoambientessedimentarios del conjunto están representados porcuerpos de abanicos aluviales y sistemas fluvialesasociados. Hacia los antiguos depocentros de lacuenca se desarrollaron sistemas lagunares, los queen algunos casos culminan con niveles evaporíticosy eólicos (Flores, 1969; Yrigoyen, 1975; Rivarola,1994).

La interpretación del esquema estratigráfico yla correlación entre estas unidades dentro de la cuen-ca San Luis, se ha visto dificultada por ciertas ca-racterísticas de este tipo de ambientes sedimentarios,tales como bruscos cambios faciales, en espesor yen granulometría, además de frecuentesacuñamientos e interdigitaciones. Los problemasindicados dificultan la individualización cartográficade las unidades debido a la similitud litológica entrevarias de ellas.

Existe coincidencia en afirmar que lassedimentitas cretácicas representan el relleno de unacuenca tipo hemigraben (Yrigoyen et al., 1989;Schmidt et al., 1993; Costa et al., 1995; Gardini etal., 1996). Los datos de paleocorrientes obtenidosen los términos conglomerádicos permiten inferir laexistencia, durante dicha época, de unamorfoestructura positiva al oeste de las actualesSerranías Occidentales (Schmidt et al., 1993; Maggi,1994; Rivarola, 1994, 1995a; Costa et al., 1995;Gardini et al., 1996). Los sedimentos mesozoicosactualmente expuestos representan los depósitoscercanos al margen activo de esa depresión, cuyaextensión areal estuvo controlada por las caracte-rísticas de los procesos del rifting cretácico (Ulianaet al., 1989).

Es probable que el importante control estructu-ral de la cuenca haya determinado la existencia desubcuencas con diferentes características

tectosedimentarias, criterio que permitiría estable-cer diferencias paleogeográficas y estratigráficasentre las unidades aflorantes en el área de Cantantal- Las Quijadas y el sector del sur de la sierra de ElGigante (Costa et al., 1995; Gardini et al., 1996), loque ha dificultado su correlación.

Antecedentes

Las primeras citas sobre los depósitos actualmentereferidos al Cretácico inferior corresponden a AveLallemant (1875), quien ubicó este conjunto de rocasen el Terciario. Valentín (1896) y Gerth (1914) asig-naron al Cretácico dichos sedimentos, opinión com-partida por Windhausen (1937). En cambio, Deletang(1929) equiparó estas rocas con los Estratos delPaganzo y, sin descartar que sus términos superioresfueran cretácicos, les asignó una edad pérmico-triásica. Las descripciones o citas posteriores dePastore (1935), Fossa Mancini (1939), Trümphy(1937, 1938, 1942), Stipanicic (1956), Mingramm(1960), Guiñazú (1961) y de la Mota (1963, 1964)aportaron nueva información sobre este conjuntosedimentario, coincidiendo en referir sus edades alPérmico y/o al Triásico. A su vez, Tineo (1966) pro-puso algunas correlaciones estratigráficas entre estaregión y las secuencias mesozoicas de la cuenca deMendoza Norte. Lurgo (1967) estudió lassedimentitas de la sierra de El Gigante y estableciónombres informales para las principales unidades.

Corresponde a Flores (1969) la propuesta de or-denamiento estratigráfico formal para el Mesozoicode la región. Este autor propuso localidades tipo paralas unidades litoestratigráficas, describió su litología yestableció correlaciones a escala regional, interpre-tando inicialmente su edad como triásica. En dichacontribución, las unidades fueron denominadas de basea techo como Formación Conglomerado de los Ris-cos, Formación del Jume, Formación La Cantera,Formación del Toscal, Formación La Cruz y Forma-ción Lagarcito, aunque la última fue considerada ter-ciaria. Las relaciones de contacto entre las unidadesestán comúnmente dadas por cambios faciales o en-granajes laterales. Esta propuesta fue retomada porFlores y Criado Roque (1972), quienes denominaroncomo Grupo del Gigante a las mencionadas forma-ciones. La Formación Lagarcito fue ubicada en dis-cordancia sobre el citado grupo y asignada al Jurásicosuperior sobre la base del contenido paleontológicodado a conocer por Bonaparte (1970).

Flores (1979) y Criado Roque et al. (1981a) re-adaptaron la nomenclatura propuesta por Flores


(1969) e identificaron las unidades como formacio-nes Los Riscos, El Jume, La Cantera, El Toscal yLa Cruz.

Paralelamente, varias contribuciones aportaroninformación radimétrica (González, 1971; Gordillo1972; González y Toselli; 1973; Yrigoyen 1975) ypaleontológica (Bonaparte, 1970, 1978; Sánchez,1973; Bonaparte y Sánchez, 1975; Yrigoyen 1975)que permitieron acotar la edad del Grupo El Gigantey la Formación Lagarcito al lapso Jurásico superior- Cretácico. Esta información fue incorporada a lostrabajos de síntesis de Flores (1979), Bonaparte(1981), Criado Roque et al. (1981a), Manoni (1985)e Yrigoyen et al. (1989). La última contribución iden-tificó tres secuencias depositacionales, agrupandoen cada una de ellas a las formaciones Los Riscos,El Jume y La Cantera, las formaciones El Toscal yLa Cruz y la Formación Lagarcito, respectivamen-te.

Uliana et al. (1989) incluyeron esta región den-tro del área de rift cretácico, sugiriendo un modelode sedimentación en cuencas hemigraben para losdepósitos de la región, interpretación compartida porSchmidt et al. (1993, 1995), Costa et al. (1995) yGardini et al. (1996), quienes además presentaronevidencias de la inversión tectónica de la cuencaocurrida en el Ciclo Ándico.

Trabajos más detallados realizados en la sierrasde Las Quijadas y Cantantal, al oeste de la Hoja,permitieron profundizar sobre los aspectos ambien-tales y estratigráficos de la unidad (Rivarola y DiPaola, 1992a, 1992b; Rivarola, 1994; Maggi, 1994;Rivarola, 1995a, 1995b). Sobre la base del recono-cimiento en superficie de las discontinuidades ma-yores presentes en la cuenca, los citados autoresindicaron que la sedimentación durante el Cretácicose habría producido en solo dos ciclos sedimentarios.El primero incluye la sucesión concordante de lasformaciones Los Riscos, El Jume y La Cantera y elsegundo las formaciones El Toscal, La Cruz yLagarcito. Al igual que las dos propuestas previassobre el modelo sedimentario regional (Flores y Cria-do Roque, 1972; Yrigoyen et al., 1989), este esque-ma también consideró que las formacionescretácicas están cubiertas en relación de discordan-cia por a los depósitos asignados al Terciario.

El contenido paleontológico de estas formacio-nes ha dado lugar a contribuciones que permitieronasignar a algunas de ellas, con bastante certidum-bre, al Cretácico inferior (Hünicken y Romero, 1981;Mazzoni, 1985; Mazzoni y Hunicken, 1984, 1987;Spinuzza, 1986; Prámparo, 1988a, 1988b, 1989, 1990,

1994; Rivarola y Di Paola, 1992a; Rivarola et al.,1993; Chiappe et al., 1995a, 1995b, 1995c, 1997).

Formación Los Riscos (32)Conglomerados polimícticos

Antecedentes

Flores (1969) propuso el nombre de FormaciónConglomerado de Los Riscos para la unidadsedimentaria que fuera denominada Conglomeradode Los Riscos por Biondi (1938), ConglomeradosInferiores por Trümphy (1938) y Formación LaAguada por Lurgo (1967).

Distribución areal

La Formación Los Riscos presenta sus mejoresafloramientos en el faldeo sur de la sierra de El Gi-gante, en un área comprendida entre El Mogote y lacantera de piedra de Gutiérrez (poco al sur de laHoja), sector donde Flores (1969) describió la loca-lidad tipo. En la sierra de las Quijadas, Rivarola(1997) reconoció niveles homologables con esta for-mación, constituidos por conglomerados de reduci-da potencia y sin base estratigráfica aflorante. Fue-ron observados en el flanco occidental del Potrerode La Aguada, cien metros al oeste de la unión delos cursos fluviales que luego forman el arroyo LaAguada. Allí los conglomerados se intercalan, hacialos niveles superiores, con bancos de psamitas de laFormación El Jume, resultando imposible su mapeoa la escala de este trabajo.


En la localidad tipo, Flores (1969) describió con-glomerados brechosos de color rojo intenso, con ro-dados y bloques angulosos de cuarzo, micacitas,ortocuarcitas, anfibolitas y gneises, en una matrizconstituida por material psamítico con abundantecemento rojizo que transmite su color al resto de laroca. La unidad está estratificada en bancos grue-sos mal definidos, denotando muy poco transporte,no habiéndose hallado, hasta el presente, restospaleontológicos en estos depósitos. En esta zona,Lurgo (1967) efectuó un conteo de la fracciónclástica gruesa, determinando una composición de45 % de esquistos micáceos, 25 % de cuarcitas, 15% de anfibolitas, 10 % de mármoles y 5 % de cuar-zo. Valores similares fueron registrados por Zunino(1982) y Sosa (1982) en la misma zona.


En el sector de Punta de Sierra, en las cerca-nías del puesto La Aguada, ya algo fuera del áreade trabajo, Schmidt et al. (1993) y Gardini et al.(1996) identificaron imbricaciones de clastos queindican la proveniencia desde el oeste. En el mismosector, Yrigoyen (1975) reconoció una disminuciónen la granulometría del conglomerado al alejarse delcontacto con el núcleo cristalino hacia el SSE, a lavez que una estratificación mejor definida y un au-mento en el desarrollo de la estratificación en elmismo sentido. En esa dirección, gradualmente co-mienzan a reconocerse intercalaciones de bancosde areniscas de grano grueso a mediano y en oca-siones algunos horizontes pelíticos. La pérdidatransicional del carácter psefítico dominante indica,según Flores (1969). el pasaje a términos facialesindividualizados como Formación El Jume, ubicadosen sectores más alejados del borde de cuenca.

En la sierra de las Quijadas, Rivarola (1997) in-dicó que esta formación está compuesta por aglo-merados y conglomerados polimícticos con matrizarenosa a guijosa, con clastos de dimensiones va-riables y contornos angulosos, que pueden alcanzarel tamaño de bloque. La composición litológica de lafracción gruesa está representada predominante-mente por esquistos y cuarcitas, con cuarzo de vetasubordinado.

Las estructuras sedimentarias varían desde ni-veles macizos a estratificados, observándose local-mente gradaciones y escasas imbricaciones. Tantola imbricación como la gradación granulométricalateral de los depósitos indican paleoflujos con di-rección y sentido hacia el este, dato concordantecon los aportados por Schmidt et al. (1993). Losbancos psamíticos intercalados presentan geome-trías mantiformes y por lo general no superan elmetro de espesor.

Para la zona del perfil tipo en la sierra de ElGigante, Flores (1969) e Yrigoyen (1975) asignarona la Formación Los Riscos una potencia de 400 m yLurgo (1967) de 400 a 500 metros. Los afloramien-tos identificados en la sierra de Guayaguas, al nortede la comarca, tienen una potencia de 30 m segúnFlores (1969) y de 20 m según Bossi y Bonaparte(1978).

Ambiente de depositación

En la sierra de El Gigante, Lurgo (1967) revelóque el material clástico de la Formación La Agua-da (equivalente a la Formación Los Riscos), deri-va del basamento cristalino adyacente, correspon-diendo sus niveles inferiores a conos de deyeccióndepositados a partir de un medio fluido denso, con

Cuadro 1. Cuadro estratigráfico de las unidades mesozoicas y neógenas de la Hoja San Francisco del Monte de Oro.


gran cantidad de material en suspensión. Dichosflujos tenían suficiente poder de arrastre como paratransportar bloques hasta de un metro de diáme-tro, pero carecían de capacidad para seleccionarsus partículas. Tal rasgo quedó impreso en la faltade estratificación y el aspecto caótico que presen-tan los conglomerados. Este autor observó tam-bién frecuentes y bruscas variaciones litológicas ygranulométricas tanto en sentido vertical como la-teral. A conclusiones similares llegaron Flores(1969), Flores y Criado Roque (1972), Yrigoyen etal. (1989), Schmidt et al. (1995) y Gardini et al.(1996).


Los conglomerados que componen la unidad seasientan en relación de discordancia sobre rocas delbasamento cristalino (Flores, 1969), relación visibleen la sierra de El Gigante.

En las cercanías de la localidad de La Cantera,los conglomerados de la Formación Los Riscos en-granan lateralmente con las areniscas de la Forma-ción El Jume. Rivarola (1997) observó una relaciónsemejante en la sierra de las Quijadas.

En la sierra de Guayaguas, fuera del área de laHoja, Bossi y Bonaparte (1978) indicaron que losconglomerados se apoyan en discordancia sobre laFormación Quebrada del Barro, del Triásico.


La ausencia de fósiles no permite asignar unaedad precisa a la unidad. Flores (1969) interpretóque estos conglomerados eran de edad triásica y loscorrelacionó con los niveles más bajos de lo que dela Mota (1959) denominara Estratos del Colorado yLoma de Las Catitas en la zona de Marayes y queDíaz (1946) describiera como Formación Guayaguasen la sierra homónima.

Yrigoyen (1975) ubicó la Formación Los Ris-cos en el Cretácico inferior, basado en la relaciónde concordancia que guarda esta unidad con lasuprayacente Formación La Cantera.

Formación El Jume (33)Areniscas, pelitas subordinadas, conglomerados

Antecedentes

Flores (1969) propuso formalmente el nombrede Formación del Jume, denominación informalmen-

te acuñada por Biondi (1937) para referirse a losdepósitos situados debajo de las llamadas ArcillasEsquistosas, en las inmediaciones de la estancia ElJume. Esta unidad corresponde con lo que Trümphy(1937), denominara areniscas coloradas. Posterior-mente, Lurgo (1967) incluyó la unidad como Miem-bro Jume dentro de lo que caracterizó como Forma-ción La Aguada. Los trabajos de Flores y CriadoRoque (1972), Yrigoyen (1975), Flores (1979) y Cria-do Roque et al. (1981a) se refirieron a estassedimentitas como Formación El Jume.

Distribución areal

La unidad aflora con excelentes exposiciones yespesores del orden de la centena de metros en elfaldeo sur de la sierra de El Gigante y en los escar-pados paredones que conforman el núcleo delanticlinal del Potrero de la Aguada, en la sierra delas Quijadas. Otros afloramientos importantes es-tán localizados en las quebradas transversales másimportantes de la sierra de Cantantal, como las que-bradas Los Manantiales y La Luisa, constituyendotambién el núcleo del referido anticlinal. La forma-ción presenta comúnmente tonos claros y texturassuaves en las imágenes aéreas.


La Formación El Jume está constituida por ca-pas rojas predominantemente psamíticas con canti-dades subordinadas de fangolitas.

En la sierra de El Gigante, Flores (1969) distin-guió tres miembros. El inferior, que aflora al sur delpuesto Aguilar, está compuesto principalmente porlimolitas y lutitas varicolores. El miembro medio,localizado en la cañada Punta Sierra (fuera del áreade estudio), está definido por limolitas y areniscasfinas a medianas, estratificadas en bancos con en-trecruzamiento y ondulitas, en tanto que el miem-bro superior está formado por conglomeradospolimícticos de colores violeta y rojo oscuro con ro-dados subangulosos de cuarzo, pedernal ymetamorfitas.

En el Potrero de la Aguada, en la sierra de LasQuijadas, Rivarola (1997) describió una secuenciade capas rojas, de composición psamítico-pelítica.Las litozonas psamíticas varían de grano fino a me-diano y son de color rojo intenso, disponiéndose enbancos con espesores de orden centimétrico a mé-trico y geometrías mantiformes (Figura 11). Las ro-cas muestran una variada gama de estructuras


sedimentarias que incluyen laminaciones del tipohorizontal, cruzada planar de bajo y alto ángulo enpequeña y gran escala, óndulas, lineación parting ygrietas de desecación. Las sedimentitas finas(fangolitas) se presentan macizas a pobremente la-minadas, por sectores con óndulas y grietas de de-secación. En estos niveles son muy comunes losfenómenos de óxido-reducción que originan horizon-tes de tonalidades verdosas. La potencia de cadabanco individual por lo general no supera los 2 me-tros.

Bossi y Bonaparte (1978) y Maggi (1994) des-cribieron como Formación El Toscal, en las sie-rras de Guayaguas y Cantantal, afloramientos queen este trabajo se reasignan a la Formación ElJume. La identidad estratigráfica aquí propuestaresponde a las relaciones estructurales y a la si-militud litológica y facial con las rocas descriptascomo Formación El Jume por Flores (1969) en lasierra de las Quijadas. La contribución de Maggi(1994) indica que, en las quebradas de Los Ma-nantiales y La Luisa, la formación está integradapor areniscas rojo anaranjadas con intercalacionesde láminas de yeso con estratificación planar yóndulas de oscilación. Muchas de estas estructu-

ras están deformadas por el yesopostdepositacional que se halla preferentementeen las abundantes diaclasas que presentan losbancos de areniscas (Figura 12). El mismo autormencionó que hacia el techo las estructurasondulíticas están mejor definidas, observándosetambién lentes de areniscas guijosas.

En Punta de Sierra (extremo sur de la Hoja),Lurgo (1967) estimó para la formación 500 m deespesor, mientras que para Flores (1969) alcanzasólo 285 metros. En el Potrero de la Aguada de lasierra de las Quijadas, la unidad tiene 233 m depotencia según Flores (1969), 250 m segúnYrigoyen (1975) y aproximadamente 300 m se-gún Rivarola (1997). Yrigoyen (1975) indicó queen las cercanías de la sierra de Guayaguas sóloalcanza 80 m de potencia, en tanto que Bossi yBonaparte (1978) registraron, en ese mismo sec-tor, 460 m de espesor de sedimentitas del GrupoEl Gigante, asignándolas en su conjunto a la For-mación El Toscal. Maggi (1994) midió, en la que-brada Los Manantiales, 75 m correspondientes,en su criterio, a la Formación El Toscal, que comoya se indicó se asignan aquí a la Formación ElJume.

Figura 11: Vista general de los afloramientos de las formaciones El Jume y La Cruz en el Potrero de la Aguada, en la sierra delas Quijadas. En la primera unidad predominan las areniscas de color rojo claro, mientras que la Formación La Cruz, situada enlas cotas superiores (al fondo), se caracteriza por colores rojo-morados. Fotografía tomada desde las cercanías de El Mirador

hacia el sur.


Figura 12: Afloramiento de la Formación El Jume en el sector medio de la quebrada Los Manantiales, hacia el sureste. Se obser-van importantes intercalaciones de niveles de yeso, que también rellenan planos de fracturas subverticales.

Contenido fosilífero

La Formación El Jume ha proporcionadovalorable información de icnitas fósiles. Lull(1942) indicó que las rastrilladas de pequeñashuellas de dinosaurios encontradas por Guiñazú(1961) en la zona del Potrero de la Aguada perte-necían a un cuadrúpedo desconocido para el quepropuso el nombre de Parabatrachopus argen-tina, y a una forma bípeda del generoAnchisauropus de la nueva especie australis, laque comparó con formas triásicas de los EstadosUnidos.

Rivarola y Di Paola (1992b) y Rivarola yColombo (1997) dieron a conocer, para la mismazona, el hallazgo de nuevas icnitas de dinosaurios.Mencionaron también el hallazgo de troncos y raí-ces petrificadas y una importante asociación de tra-zas fósiles de invertebrados. Rivarola (1997) aportónuevos hallazgos de huellas de dinosaurios conteni-das en estratos de areniscas procedentes de, almenos, cuatro niveles estratigráficos distintos. Lashuellas en su mayoría se encuentran aisladas, al-canzando una de ellas tamaño considerable. Dichomaterial podría ser referido a dinosauriosOrnitópodos, Terópodos y Saurópodos, no más anti-

guos que el Jurásico superior (Sarjeant, comunica-ción personal a dicho autor).


Lurgo (1967) argumentó que el Miembro Jumeera el resultado del cambio de facies de la Forma-ción La Aguada (aproximadamente equivalente a laFormación Los Riscos) y los caracterizó como ma-teriales fluviales, depositados en una llanura aluvialde los canales de descarga irradiados de la partesuperior de los conos de deyección de la FormaciónLa Aguada. Esta contribución sostiene también quela ausencia de entrecruzamiento y la estratificacióngruesa de los depósitos, con frecuentes lechospsefíticos, indicaría aguas semiprofundas pero aúnpotencia hidráulica, intercalándose en períodos decalma con sedimentos lagunares.

Según Yrigoyen (1975), las areniscas y lutitasaflorantes en la sierra de las Quijadas correspon-den a depósitos de planicie aluvial y a sistemaslacustres efímeros. Criado Roque et al. (1981a)relacionaron la formación con un medio fluvial demoderada a baja energía, posiblemente vinculadocon un segmento de planicie aluvial intermediade cursos meandrosos. Rivarola y Di Paola


(1992a) indicaron la presencia de bancos de ori-gen eólico en la sierra de las Quijadas, recono-ciendo también depósitos fanglomerádicos en lossectores basales de esta secuencia. A su vez,Rivarola (1994, 1995b y 1997) y Rivarola yColombo (1997) caracterizaron esta unidad comoun mega abanico aluvial arenoso, al que se aso-cian extensos depósitos de barreales que se in-tercalan con niveles de eolianitas. Maggi (1994)también asoció con abanicos aluviales lospaleoambientes de las sedimentitas aflorantes enla sierra de Cantantal.


La Formación El Jume reemplaza vertical y la-teralmente a los conglomerados de la Formación LosRiscos, relación claramente visible en el sur de lasierra de El Gigante (Figura 13) y en la sierra de lasQuijadas En la primera localidad los depósitos estáncubiertos, en relación de concordancia, por las lutitasde la Formación La Cantera.

Según Rivarola (1997), la base estratigráficade esta formación en la sierra de las Quijadas esdifícil de establecer, debido a la notable intercala-

ción de sus bancos con las psefitas de la Forma-ción Los Riscos. Sus términos pelíticos cuspidalesestán cubiertos, mediante una marcada superfi-cie erosiva, por las sedimentitas de la FormaciónEl Toscal.


Yrigoyen (1975) indicó que la Formación ElJume se depositó durante el Cretácico inferior,basándose en la edad aptiana de la suprayacenteFormación La Cantera y en las edadesradimétricas de los basaltos intercalados en eltecho de la Formación La Cruz. Importantes indi-cios cronológicos sobre la edad de la FormaciónEl Jume han sido aportados asimismo por las hue-llas de dinosaurios iguanodontes (Rivarola y DiPaola, 1992b; Rivarola et al., 1993), las que se-gún Bonaparte (comunicación personal a dichosautores) corresponderían al intervalo Jurásicosuperior- Cretácico inferior. El hallazgo de nue-vas huellas de las familias Ornitópoda, Saurópoday Terópoda, cuyo biocron también es asignable alJurásico superior – Cretácico, son coincidentescon tal aproximación (Rivarola, 1997).

Figura 13: Relaciones estratigráficas entre las unidades del Grupo El Gigante en la localidad tipo de la Formación La Cantera,hacia el NE. Se destacan las Formaciones Los Riscos, El Jume, La Cantera y La Cruz. Los afloramientos de la Formación El

Toscal quedan a la derecha del área fotografiada.


Formación La Cantera (34)Areniscas finas a medianas; pelitas; bancos deyeso

Antecedentes

Flores (1969) propuso formalmente el nombrede Formación La Cantera en reemplazo de lo queBiondi (1937) llamara Formación de ArcillasEsquistosas, y ubicó su perfil tipo en la cantera si-tuada a 3400 m al noreste de El Mogote, al sur de lasierra de El Gigante.

Distribución areal

Los afloramientos típicos de esta unidad afloranúnicamente en el faldeo sudeste de la sierra de ElGigante. Además del sector donde fuera ubicada sulocalidad tipo, la Formación La Cantera puede tam-bién reconocerse en una franja estrecha al pie de ElMogote, usualmente semicubierta por el materialcoluvial perteneciente a la suprayacente FormaciónLa Cruz. Por esta razón su mapeo es dificultoso,pese a que sus características macroscópicas la di-ferencian claramente de las otras unidades del Gru-po El Gigante.


En su localidad tipo, Flores (1969) distinguió dosmiembros: uno inferior, compuesto por areniscas fi-nas y limolitas con ondulitas, de colores gris verdosoclaro y rojos violáceos (Figura 14) y un miembrosuperior formado por arcilitas bentoníticas y lutitasgris verdoso claras, gris oscuras y violáceas. Rivarola(1997) también reconoció en el lugar areniscas fi-nas a medianas gris verdosas, macizas a pobremen-te laminadas, con ondulitas y grietas de desecación.La secuencia muestra una alternancia de bancosdelgados de lutitas de similar coloración, finamentelaminados y muy fosilíferos. Hacia el techo del per-fil predominan delgados bancos de yeso laminadosy macizos.

Flores (1969) e Yrigoyen (1975) interpretaronque en la sierra de las Quijadas los afloramientos dela Formación La Cantera corresponden a los térmi-nos cuspidales de la Formación El Jume. El primerautor indicó también que en este sitio su miembroinferior tiene abundantes intercalaciones delgadasde areniscas micáceas rojizas con ondulitas que sonmenos frecuentes en los términos superiores, dondedominan las arcilitas verde claras. En el sector nor-te de la sierra han sido atribuidos a esta formación

Figura 14: Aspecto de la Formación La Cantera en su localidad tipo.


bancos de arcilitas castañas y areniscas micáceascastaño rojizas (Getino, G., 1982; Getino, J., 1982;Cocordano, 1982; Ramos, 1983).

El espesor dado a la unidad muestra diver-gencias. Lurgo (1967) indicó que presenta de 3 a40 m en su localidad tipo, mientras que Flores(1969), Yrigoyen (1975) y Zunino (1982) midie-ron 20 metros. Sosa (1982) indicó 8 m en Puntade Sierra y Flores (1969) 31 m en la zona de LosRiscos. En la localidad de El Toscal, Flores (1969)midió 8 m, en tanto que Yrigoyen (1975) en lamisma zona refirió 27 metros. En el flanco orien-tal del Potrero de la Aguada, Flores (1969) eYrigoyen (1975) le asignaron 114 m de espesor ypara el flanco occidental de la misma zona el se-gundo autor midió 78 metros. A su vez, Manoni(1985) reportó 130 m de potencia para la Forma-ción La Cantera en el subsuelo de la cuenca, alsur del área de estudio. Debe destacarse que al-gunos autores (Rivarola, 1997) consideraron in-correcta la correlación entre los depósitos asig-nados a esta formación en la sierra de El Gigantey en la sierra de las Quijadas.


La Formación La Cantera constituye hasta elmomento la unidad del Grupo El Gigante que ma-yor contenido fosilífero ha aportado, permitiendola asignación cronoestratigráfica de éste(Yrigoyen, 1975). Se ha reportado la impronta devegetales indeterminables por su estado de con-servación (Fossa Mancini, 1939; Lurgo, 1967; Flo-res, 1969; Yrigoyen, 1975), peces del géneroPholidophoridae e insectos del géneroNotonectidae (Lurgo, 1967; Flores, 1969) ademásde otros insectos y arácnidos de familias indeter-minadas (Bonaparte, 1981). Flores (1969) encon-tró branchiópodos (orden Filópoda, subordenAnóstraca) y peces. Yrigoyen (1975) dió a cono-cer una asociación de 19 géneros y 29 especiesde palinomorfos. Posteriormente, Hünicken yRomero (1981) reportaron el hallazgo deimprontas vegetales, asignándolas a angiospermasprimitivas, quizá de las más antiguas del mundo.Mazzoni y Hunicken (1984) y Mazzoni (1985)mencionaron la presencia de abundantes insec-tos fósiles en esta unidad, que refirieron a los or-denes Heteróptera, Coleóptera, Hymenóptera yDermáptera. Finalmente, Prámparo (1988 a y b,1989, 1990 y 1994) identificó 68 géneros y 111especies de palinomorfos.


La Formación La Cantera se depositó en un am-biente esencialmente lacustre, lo que ya fue recono-cido en las primeras contribuciones sobre el tema(Fossa Mancini, 1937, 1939). Lurgo (1967) diferen-ció distintas zonas de acumulación dentro de estepaleoambiente. Criado Roque et al. (1981a) argu-mentaron que la escasa extensión areal que presen-tan los afloramientos de esta unidad, sumado a suscaracterísticas litológicas, hacen suponer un mediode acumulación de tipo lagunar asociado a una plani-cie aluvional baja, con depresiones endorreicas des-conectadas y de dimensiones reducidas. ParaYrigoyen et al. (1989), estas sedimentitas se deposi-taron en una planicie de barreales o de lagunas efí-meras. Debe destacarse que Prámparo (1988 a y b)reconoció un predominio del ambiente acuático so-bre el terrestre en algunos niveles estratigráficos delperfil tipo, deduciendo además una posible influenciamarina cercana, que actuó en forma intermitente du-rante el Cretácico inferior.


Esta unidad sucede en relación concordante alas areniscas de la Formación El Jume, relación vi-sible en el perfil tipo. Lurgo (1967) señaló que laspelitas de la Formación La Cantera están cubiertasmediante una discordancia (diastema) por las psefitasde la Formación La Cruz y en forma concordantepor las sedimentitas de la Formación El Toscal, re-lación también observada por Flores (1969) eYrigoyen (1975).


Las asociaciones de palinomorfos citadas porYrigoyen (1975) permitieron asignarle a la formaciónuna edad cretácica inferior. Posteriormente, Prámparo(1988a) registró por primera vez en Argentina la pre-sencia del género Afropollis con una de sus espe-cies características, Afropollis operculatus, cuyaexistencia está restringida al Aptiano inferior alto. Elhallazgo de Huitrinpolleinites transitorius yStephanocolpites mastandreai en los niveles estu-diados de la Formación La Cantera, indicaría una pro-bable equivalencia lateral de los sedimentos de estaunidad con los de la parte superior de la FormaciónHuitrín de la Cuenca Neuquina. A partir de estos da-tos, dicha autora propuso una edad barremiana-aptiana para la Formación La Cantera. En una pos-


terior contribución, Prámparo (1994) reasignó la uni-dad al lapso Aptiano-Albiano inferior sobre la basede un análisis bioestratigráfico de la palinoflora.

Formación El Toscal (35)Areniscas y areniscas conglomerádicas, arcilitas,conglomerados

Antecedentes

La unidad fue descripta por Biondi (1937) incluyen-do sedimentitas limitadas en la base por la FormaciónLa Cantera y en su techo por la Formación del Yeso(equivalente al miembro basal de la FormaciónLagarcito). Trümphy (1937) estimó que estassedimentitas podrían ser un equivalente lateral de losconglomerados superiores de Biondi (1937) y, en con-cordancia con ello, Lurgo (1967) consideró a esta uni-dad como un miembro de la Formación Punta Sierra(equivalente de la Formación La Cruz). Flores (1969)propuso formalmente el nombre de Formación El Toscale indicó que su perfil tipo se encuentra en la estancia ElToscal, ubicada a 7 km al SSE del puesto Aguilar en lasierra de El Gigante, al sur de la Hoja. Yrigoyen (1975)también indicó que existe una relación de interdigitacióny reemplazo lateral con la Formación Punta Sierra.

En las sierras de Guayaguas y Cantantal, Bossi(1976) y Bossi y Bonaparte (1978) interpretaron quela secuencia correspondiente a las formaciones ElJume, La Cantera y El Toscal no es diferenciable yadoptaron para todo el conjunto el nombre de For-mación El Toscal.

Según Manoni (1985), esta unidad es la de ma-yor extensión en el subsuelo de todo el Grupo ElGigante.

Distribución areal

Los afloramientos de la unidad se encuentranrepresentados en las sierras de El Gigante, LasQuijadas y Cantantal. Generalmente se observan enlos paredones escarpados de las quebradas quedisectan en distintos sectores las mencionadas sie-rras. En todos los casos están cubiertos por gruesospaquetes psefíticos de la Formación La Cruz, hechoque dificulta notablemente su mapeo.


En la sierra de El Gigante predominan arenis-cas arcillosas y micáceas pardo rojizas. Son de gra-no variable, friables, con ondulitas y frecuente es-

tratificación entrecruzada en bancos mal definidos,alternando con escasos niveles de arcilitas rojoparduscas de fractura concoide (Flores, 1969). Enla zona de El Mogote sus niveles medios y superio-res tienen intercalaciones psefíticas pardo rojizas arojo ladrillo, polimícticas, con rodados demetamorfitas y cuarzo de un centímetro de diáme-tro, estratificadas en bancos bien definidos. El mis-mo autor señaló que en la sierra de las Quijadasesta unidad tiene poco desarrollo, predominando losconglomerados rojo ladrillo con rodados de peder-nal, yeso y metamorfitas, con matriz arenosa aarenoarcillosa. En la quebrada de la Cuesta o delCerco, en la sierra de las Quijadas, presenta en subase bancos delgados de areniscas medianas a grue-sas de color rojo, con laminación horizontal, cruzadaplanar, superficies de corte y relleno, escasas óndulasy abundantes clastos dispersos de manera errática.Hacia el techo están cubiertos por varios bancos,de hasta 2 m de espesor individual, de conglomera-dos matriz soportados; la matriz es de composiciónlimo arenosa y los clastos son mayoritariamente demetamorfitas y fragmentos de cuarzo (Rivarola,1997). Los bancos de conglomerados están amal-gamados y con una fuerte coloración blanquecinadebido al abundante cemento calcáreo, en el quetambién se reconoció la presencia de paligorskita(Strasser y Perino, 1991).

En la sierra de Cantantal (quebrada Los Ma-nantiales), la unidad está representada por arenis-cas conglomerádicas rojo moradas, intercaladas concapas lenticulares y bancos psamíticos de la mismacoloración (Maggi, 1994).

Flores (1969) le asignó a esta unidad 118 m depotencia en la zona del perfil tipo en la estancia ElToscal y 12 m en la zona de Los Riscos. En el flan-co oriental y norte de la sierra de Las Quijadas elespesor medido para la formación varía entre 18 my 60 m (Flores, 1969; Cocordano, 1982; Getino, J.,1982; Getino, G., 1982 y Ramos, 1983).

En la sierra de Cantantal la unidad tiene 10 mde espesor.


La Formación El Toscal contiene restos frag-mentarios de un dinosaurio saurópodo de talla con-siderable, de familia indeterminada, hallado en lasproximidades de Naranjo Esquino, fuera del área deestudio (Bonaparte, 1981). En opinión de Rivarola(1997), este dato debería ser reconsiderado, puestoque es muy probable que dichos restos provengan


en realidad de afloramientos de la Formación ElJume.


Según Rivarola (1997), el paleoambientesedimentario de la unidad corresponde a un siste-ma fluvial efímero de tipo entrelazado, desarro-llado bajo un régimen torrencial, con alta densi-dad y en algunos bancos con alta viscosidad. Di-cho sistema estuvo asociado a depósitos de flujosde barro y alojado en sectores medios a distalesdel abanico aluvial gravoso de la Formación LaCruz. Las grietas de desecación y marcas de llu-via permiten suponer la existencia de un climaseco durante su depositación.

Acorde con los registros del subsuelo, Manoni(1985) interpretó que la unidad corresponde a unsistema fluvial con mantos de derrame aluvial sobreuna superficie plana.


En los alrededores de La Cantera puede obser-varse claramente la relación de engranaje lateral queexiste entre las formaciones El Toscal y La Cruz,ambas superpuestas a la Formación La Cantera, talcomo ha sido indicado por Lurgo (1967), Flores(1969), Yrigoyen (1975), Zunino (1982) y Gardini etal. (1996). En las sierras de Las Quijadas yCantantal los afloramientos asignados a la Forma-ción El Toscal están ubicados por encima de la For-mación El Jume y en posición infrayacente a la For-mación La Cruz.

En el sur de El Gigante esta unidad se apoya enconcordancia sobre la Formación La Cantera; Flo-res (1969) reconoció idéntica relación en la sierrade las Quijadas. Sin embargo, Rivarola (1997) men-cionó que en el flanco oriental de dicha sierra launidad yace mediante una marcada superficie deerosión sobre las lutitas cuspidales de la FormaciónEl Jume. En la sierra de Cantantal la relación entreesta unidad y la infrayacente Formación El Jume esconcordante.

En la quebrada de Los Manantiales (sierra deCantantal) y en el flanco oriental de la sierra de lasQuijadas los contactos en su límite superior con laFormación La Cruz son erosivos (discordantes).Algo distinto ocurre en la localidad de El Toscal,donde la discordancia superior corresponde a unpase a los depósitos evaporíticos de la FormaciónLagarcito (Flores, 1969).


La relación estratigráfica de la Formación ElToscal con la infrayacente Formación La Canteraen la sierra de El Gigante, así como su contenidofosilífero, permitirían asignarle una edad cretácica(Aptiano-Albiano).

Formaciones El Jume, La Cantera y ElToscal (agrupadas en el mapa) (35a)Areniscas, pelitas, evaporitas

Esta agrupación se ha establecido para la des-cripción de los escasos afloramientos del GrupoEl Gigante en el pie de sierra austral de la sierrahomónima. La transición lateral de los términospsefíticos a areniscas y litologías más finas difi-culta la discriminación de las diferentes unida-des, particularmente cuando no puede utilizarsecomo elemento de correlación a la FormaciónLa Cantera. Por esta razón y atendiendo a laescala del mapa, se ha optado por una cartografiaunificada de estas unidades en el sector men-cionado.

Las características litológicas ya descriptas pre-cedentemente para cada unidad se mantienen, des-tacándose un predominio de términos pelíticos decolores rojo-morados y verdosos con intercalacionesevaporíticas.

Se interpreta que las unidades agrupadas com-parten una paleogeografía caracterizada por tér-minos medios a distales de planicies aluviales, enlas que eran comunes lagunas y lagos salados.

Las capas correspondientes a las formacionesEl Jume y El Toscal pasan en transición lateral a lostérminos psefíticos de las formaciones Los Riscos yLa Cruz.

Formación La Cruz (36)Conglomerados polimícticos, fanglomerados

Antecedentes

Este nombre fue propuesto por Díaz (1947) paradescribir un conjunto psefítico cuyo perfil tipo estáubicado en el arroyo La Cruz, a pocos kilómetros dela naciente de la cerrillada de El Estanque, en laprovincia de San Juan. Biondi (1937) había usadoen sentido equivalente el nombre de Conglomera-dos Superiores y posteriormente Conglomerado dePunta Sierra (Biondi, 1938, 1939). Esto último fueconsiderado inadecuado por Flores (1969), argumen-


tando que en dicho lugar (Punta de Sierra) no exis-tía un perfil completo de la unidad, por lo cual adop-tó su denominación primigenia.

Lurgo (1967) utilizó la denominación de Forma-ción Punta de Sierra, para la que propuso distinguirtres miembros en su sector superior: Toscal (arenis-cas rojas), Puesto Albelo (evaporitas) y Jarilla (are-niscas rojas).

Distribución areal

Es la unidad sedimentaria con la mayor exten-sión de afloramientos pudiendo reconocerse, en for-ma discontínua, desde las serranías de El Gigantillo,al sudeste de San Juan, hasta la localidad de LasBarrancas en San Luis, ambas fuera de la Hoja.


Litológicamente la unidad es semejante a la For-mación Los Riscos y está compuesta casi exclusi-vamente por conglomerados polimícticos pardo roji-zos con rodados de metamorfitas y cuarzo. La ma-triz es areno - arcillosa y guijosa fina y de igual co-loración. Suele presentar un patrón de erosiónalveolar en cortes verticales, con oquedades queremarcan los difusos planos de estratificación dis-puestos en bancos de espesor variable.

En las cercanías del puesto La Aguada (extre-mo sur de la Hoja), Sosa (1982) describió unortoconglomerado polimíctico rojizo con bloques quealcanzan 1 m de diámetro y de 1 a 10 cm de prome-dio, constituídos predominantemente por esquistos.En dicho sector, las imbricaciones de clastos sugie-ren una procedencia occidental (Schmidt et al., 1993,1995; Costa et al., 1995; Gardini et al., 1996).

En la sierra de las Quijadas se reconocen conglo-merados clasto a matriz soportados, con matriz guijosaa arenosa. Los clastos son angulosos a subredondeados,en muchos casos impactados y/o partidos. La compo-sición es predominantemente metamórfica y la colora-ción es rojo-grisácea. La estratificación es difusa de-bido a la concentración de clastos y a la orientación desus ejes mayores. Se reconocen también algunas gra-daciones y escasas imbricaciones, observándose algu-nas superficies de corte y relleno subhorizontales pocodefinidas, que separan camadas mayores de psefitasde varios metros de potencia (Rivarola, 1997).

En la sierra de Cantantal la Formación La Cruz tam-bién está compuesta por de conglomerados rojo mora-dos. Maggi (1994) distinguió dos subunidades en la que-brada Los Manantiales. La inferior está representada

por conglomerados polimícticos rojizos bien consolida-dos, dispuestos en forma algo caótica, donde se recono-cen megacanales con clastos levemente orientados. Launidad superior tiene una disposición totalmente caóticade los clastos, que son muy angulosos y con tamaños dehasta 60 cm de diámetro y 8 cm promedio, en su mayo-ría constituídos por clastos de rocas metamórficas. Enlos afloramientos más meridionales de la sierra deCantantal parece existir una repetición estratigráfica queexpone rocas psefíticas y psamíticas, cuya asignación alGrupo El Gigante o en su defecto a la Formación SanRoque es aún materia de discusión.

En el techo se reconocen una o más coladas debasaltos alcalinos con alto contenido de potasio, cla-sificados por Gordillo (1972) como traquibasaltos.Estas rocas se apoyan concordantemente sobre losconglomerados de la Formación La Cruz y en algu-nos trabajos han sido descriptas como un miembrode la misma unidad. (Fig. 15)

La potencia de la Formación La Cruz muestraimportantes variaciones conforme a los sitios en quefue medida. En la zona de Punta de Sierra, fuera dela Hoja, Lurgo (1967) midió 800 m, Flores (1969)395 m e Yrigoyen (1975) 400 m (Yrigoyen et al.,1989). En el perfil de Los Riscos, al sur de El Gi-gante, sin techo visible, se midieron potencias de 395m (Flores, 1969) y 75 m (Yrigoyen, 1975). En elflanco oriental de la sierra de las Quijadas, Flores(1969) reconoció 50 m, mientras que en el flancooccidental del anticlinal se midieron 725 m (Yrigoyen,1975). En la sierra de Cantantal, Maggi (1994) con-signó 270 metros. Al sur de la zona de estudio, lasperforaciones efectuadas por YPF registraron unespesor máximo de 130 m (Manoni, 1985).


Bonaparte y Sánchez (1975) reportaron el ha-llazgo de material fragmentario de un nuevo géneroy especie de pterosaurio denominado Puntanipterusglobosus, contenido en lutitas verdosas intercala-das en el techo de la Formación La Cruz, en el sec-tor quebrada Larga - puesto Agüero de las sierra deLas Quijadas.


Se considera que los conglomerados de la uni-dad fueron depositados en un ambiente de abanicosaluviales, típicos de una planicie aluvial desarrolladaa partir de un frente montañoso. Para Flores (1969),las corrientes de agua de gran competencia arras-


traron bloques y rodados por distancias relativamentecortas, criterio compartido por Criado Roque et al.(1981a). En tanto, Rivarola (1994, 1997) indicó quelos fanglomerados de la Formación La Cruz se de-positaron principalmente a partir de flujos fluídosdesarrollados bajo un régimen efímero probablemen-te estacional, con condiciones de alta densidad, altaturbulencia y baja viscosidad. Según estos autores,las secciones aflorantes en distintos puntos de lacuenca permiten relacionarlos a sectores medios ydistales de un conjunto de abanicos aluviales que encoalescencia lateral podrían haber constituido unabajada.


El brusco pasaje litológico que se observa entrelas areniscas y pelitas de la Formación La Cantera ylos conglomerados de la Formación La Cruz en el surde El Gigante, sugiere un importante cambio en laevolución de la cuenca, probablemente producido porun evento tectónico regional. Si bien la actitud espa-cial de los estratos de ambas formaciones es concor-dante, resulta evidente suponer la existencia de unadiscontinuidad sedimentológica entre ambas (Rivarola,1994). En tal sentido, de la Mota (1959) identificóuna relación discordante, mientras que Lurgo (1967)se refirió a una falta de conformidad o diastema. Enla localidad tipo de la Formación La Cantera, Zunino(1982) describió un pasaje gradual entre esta unidady la suprayacente Formación El Toscal, equivalentelateral de la Formación La Cruz. Sin embargo, esteautor citó un brusco cambio de litologías entre lasformaciones La Cantera y La Cruz.

En la sierra de Cantantal se apoya en contactogradual, como ya se mencionara, sobre los depósitosasignados a la Formación El Toscal, sin que se hayaidentificado una discordancia entre ambas unidades.

Para Flores (1969) e Yrigoyen (1975), la For-mación La Cruz está cubierta en discordancia porla Formación Lagarcito o por sedimentitas más jó-venes del Cenozoico. Bonaparte y Sánchez (1975)consideraron que, de existir esa discordancia, care-cería de significación temporal puesto que lospterosaurios de la Formación La Cruz muestran unanotable semejanza evolutiva con los identificados enla Formación Lagarcito.

Edad

Dataciones radimétricas de los basaltos quesuprayacen a la Formación La Cruz, obtenidas en

muestras de los alrededores de Hualtarán (González,1971), dieron edades correspondientes al Jurásicosuperior (152 ± 7 Ma, 161 ± 3 Ma y 152 ± 8 Ma).Yrigoyen (1975) también dató los basaltos, pero eneste caso los resultados dieron una edad compren-dida entre 107 ± 4 y 109 ± 4 Ma y los relacionó conefusiones del Aptiano, edad consistente con los da-tos paleontológicos provenientes del estudio de losrestos hallados en las sedimentitas del Grupo El Gi-gante.

Complejo volcánico La Lomita (nom.nov.)(37)Basaltos olivínicos alcalinos, traquibasaltos,melanefelinitas olivínicas y piroxénicas,ultramafititas

Antecedentes

Llambías y Brogioni (1981) denominaron Com-plejo Volcánico Basalto Olivínico Alcalino a una se-rie de afloramientos de rocas volcánicas que se ubi-can en las sierras de San Luis y de Las Quijadas.

Anteriormente, en la sierra de San Luis, Pastorey González (1954) describieron cuerpos pequeños ydiques basálticos de rumbo 290º a 300º, luego reco-nocidos por Ortiz Suárez (1998), que correspondena los afloramientos denominados La Lomita, CerritoNegro y El Corralito. Todos se encuentran vincula-dos con fracturas de rumbo NO, con componentetranscurrente sinistral, que parece responder alfracturamiento regional (Ortíz Suárez, 1998).

En la sierra de las Quijadas distintos autores hanmencionado la presencia de volcanitas (Groeber yStipanicic, 1952; Stipanicic, 1956; Díaz, 1946 y Flo-res, 1969). Estudios petrológicos y geoquímicos fue-ron realizados por González (1971), Gordillo (1972),González y Toselli (1973), Yrigoyen (1975) yLlambías y Brogioni (1981). Por otra parte, Getino,J. (1982), Getino, G. (1982), Cocordano (1982), Ra-mos (1983) y Rivarola (1999) cartografiaron en de-talle distintos aspectos de las rocas basálticas.

Para adecuarse al Código Argentino deEstratigrafía, se adopta el nombre de Complejo vol-cánico La Lomita en lugar del denominado porLlambías y Brogioni (1981), ya consignado.

Distribución areal

En la sierra de San Luis los basaltos de LaLomita y del cerrito Negro afloran en la pampa delas Invernadas, y el basalto de El Corralito en las


proximidades de El Arenal. El afloramiento de LaLomita tiene forma elíptica con su eje mayor de rum-bo NO y longitud de 150 metros. Por su parte, elasomo de El Corralito tiene base circular con undiámetro de unos 80 m y está acompañado por tresdiques de 1,50 m de potencia y longitud discontinuapero que no supera los 50 metros.

Rivarola (1999) describió coladas basálticas enPozo de Piedra, Casa de Piedra y en las quebradasHualtarán y Larga, correspondientes al sectornororiental del anticlinal de la sierra de las Quijadas.También hay diques que afloran en ambos flancosde la sierra.


Las rocas que se encuentran en la sierra de SanLuis corresponden a melanefelinitas olivínicas opiroxénicas (según predomine uno u otro mafito) yultramafititas cuando no se reconocen mineralesfélsicos (Ortíz Suárez, 1998). La textura es porfíricacon pasta afanítica oscura y fenocristales de olivi-no, a veces alterados, de hasta 0,5 cm, aunque ge-neralmente son menores; también se observan muyescasos fenocristales de piroxeno. Poseen pocasvesículas y amígdalas de calcita de no más de un

centímetro. Los cristales de olivino son generalmentesubhedrales y es común que presenten alteraciónserpentínica leve a moderada. El piroxeno es unaaugita maclada, con zonación y bordes más oscurosde color castaño púrpura pálido, que se inter-pretanpor enriquecimiento en titanio. La pasta de estasrocas está formada en todos los casos por abundan-te augita acompañada por minerales opacos de há-bito cúbico y acicular, ambos inmersos en unamesostasis formada por vidrio, nefelina, ceolitas yescasa plagioclasa. Estos minerales no superan el25% de la composición modal, siendo en generalbastante menor al 20%. En menor cantidad se en-cuentra biotita y un anfíbol prismático pleocroico decolor pardo difícilmente reconocible (¿kaersutita?).En algunas muestras se observan cúmulos con ma-yor contenido de vidrio y de anfíbol en detrimentodel piroxeno. Los minerales opacos observados sonilmenita y magnetita y a veces se puede encontraranalcima en pequeña canti-dad.

Las rocas estudiadas en la sierra de las Quija-das presentan poca variación composicional. Gordillo(1972) describió traquibasaltos compuestos porfenocristales de olivino completamente oxidados in-cluidos en una pasta microlítica formada por granosy cristales pequeños de augita, tablas de biotita

Figura 15. Basaltos asociados a la Formación La Cruz aflorantes en el paraje Casas de Piedra, en el sector nororiental de lasierra de las Quijadas.


titanífera y prismas de ex-horblenda basáltica. Lapasta feldespática está formada por tablillas deplagioclasa y sanidina, que a menudo rodea a laplagioclasa o forma masas intersticiales.

En el sector de Hualtarán (Figura 15), los basal-tos tienen textura microgranular y afieltrada(González y Toselli, 1973). La textura fluidal es másnotable en algunos sectores que en otros y estámarcada por el enriquecimiento en bandas de mate-rial pulverulento y por la disposición paralela de lasamígdalas. Las rocas exhiben un desarrollo variablede una textura microporfírica, debida principalmen-te a la presencia de microfenocristales de olivina enuna pasta formada por microlitos de plagioclasa ygranos pequeños de opacos. La asociaciónmineralógica determinada fue plagioclasa andesínica,olivina (totalmente alterada) probablementemagnésica, opacos (hematita - magnetita titanífera),y cantidades discretas de apatita. Como productossecundarios aparecen clorita, serpentina, iddingsitay bowlingita en forma de relleno vesicular. Los por-centajes dados a conocer de las distintas especiesminerales fueron 45% de opacos y olivina, 40% deplagioclasa y cantidades subordinadas de calcita.Sobre la base de las características petrográficas,González y Toselli (1973) definieron a la efusión comobasáltica calcoalcalina, común en otros sectores dela Cuenca Intrapampeana (González y Toselli, 1973).

Según Llambías y Brogioni (1981), en la sie-rra de las Quijadas las normas CIPW deducidas delos análisis químicos realizados por Gordillo (1972)muestran que se trata de rocas saturadas, aunqueeste carácter puede estar alterado por la elevadapresencia de hierro férrico en detrimento de ferroso,que forma hematita y no diópsido, de modo que nohay gasto de sílice. Por este motivo es probable queestas rocas sean ligeramente subsaturadas. Gordillo(1972) consideró que corresponden a traquibasaltoscon una composición química homogénea y se ca-racterizan por tener un contenido de potasio que varíaentre 3,10% a 3,16%.


Sobre la base del contenido paleontológico delas unidades infra y suprayacentes, Flores (1969)asignó al Triásico los basaltos de la sierra de lasQuijadas. Los primeros resultados radimétricos delos basaltos de Hualtarán arrojaron edades K-Ar de152 ± 7 Ma, 161 ± 3 Ma y 152 ± 8 Ma (González,1971), mientras que una muestra del filón capa dePozo de Piedra dio una edad de 153 ± 24 Ma. De

acuerdo con estos datos, el mencionado autor pro-puso la reasignación del volcanismo al Jurásico, en-tre el Calloviano y el Kimmeridgiano.

Otras dataciones K-Ar sobre roca total de 4muestras de basalto de la sierra de las Quijadas die-ron edades de 152 ± 7 Ma, 161 ± 3, 152 ± 8 y 153 ±8 Ma (González y Toselli, 1973).

Nuevas dataciones K-Ar por roca total de losbasaltos de Hualtarán dieron 107,4 a 109,4 Ma(Yrigoyen, 1975). De acuerdo con estos valores,tendrían una edad albiana (Cretácico inferior).

López y Solá (1981) realizaron determinacionesradimétricas sobre los basaltos que afloran en la sie-rra de San Luis (pampa de las Invernadas, Las Cha-cras y cerro Garrapata), obteniendo edades de 83 ±5, 85 ± 5, 75 ± 5 y 66 ± 5 Ma (Cretácico superior).

Los basaltos cretácicos están presentes en unaextensa región de las Sierras Pampeanas. Estasmanifestaciones han sido interpretadas como unmagmatismo alcalino de intraplaca vinculado con unrégimen extensional desarrollado en el Cretácico(Kay y Ramos, 1996).

Formación Lagarcito (38)Areniscas, pelitas, evaporitas; escasos conglome-rados

Antecedentes

Biondi (1937) describió sedimentitas con yesoen el norte de la sierra de Las Quijadas, las queposteriormente fueron denominadas ConglomeradosSuperiores de Lagarcito por Díaz (1947). Según Flo-res (1969), la unidad correspondería a la base de laFormación San Roque del Terciario.

Lurgo (1967) bautizó estos depósitos FormaciónSanta Rosa y los incluyó dentro de la porción inferiorde los denominados Estratos de Los Llanos (Tercia-rio). Flores (1969) le dio rango formacional ubicandosu perfil tipo en el puesto Lagarcito al este del cerroGuayaguas (provincia de San Juan). Indicó asimismoque la Formación Lagarcito está separada por unadiscordancia de las unidades del Grupo El Gigante.

Distribución areal

La Formación Lagarcito aflora en forma casicontínua en el flanco oriental de la estructuraanticlinal que caracteriza a las sierras de Cantantaly Las Quijadas. Presenta un relieve relativo sensi-blemente menor que el de las adyacentes formacio-nes La Cruz y San Roque, enfatizando de esta ma-


nera el relieve de cuestas del sector. Se encuentrageneralmente cubierta o semicubierta por un mantodetrítico aluvial y sus afloramientos son visibles sóloen las quebradas que la disectan.


La unidad está constituida mayormente por are-niscas, limolitas y arcilitas rojizas y anaranjadas (Flo-res, 1969; Yrigoyen, 1975). En algunos lugares lasecuencia se inicia con un nivel psefítico, mientrasque hacia los estratos superiores predominan depó-sitos pelíticos y evaporíticos.

En la sierra de Cantantal la base de la unidadestá formada por conglomerados con lentes de are-niscas (Maggi, 1994). Al este de la quebrada LosManantiales puede reconocerse la transición de losconglomerados de la base a secuencias de arenis-cas finas ocres y anaranjadas, limolitas verde ama-rillentas y bancos evaporíticos con intercalacionespelíticas. En la sierra de las Quijadas, Rivarola (1997)describió un conjunto litológico policromático de ca-rácter clástico-evaporítico, representado por arenis-cas, limolitas, arcilitas, yeso y anhidrita (Figura 16).En los sectores donde esta unidad suprayace a lasvulcanitas basálticas, puede reconocerse un banco

psefítico de reducida extensión cuyos clastos deri-van de esas rocas.

Las potencias medidas son 235 m en la quebra-da Larga de la sierra de las Quijadas y 55 m en elperfil de la quebrada del Cerco o de Hualtarán (Flo-res, 1969; Rivarola (1997); 228 m en la quebradaLa Luisa y 312 m en la quebrada Los Manantialesde la sierra de Cantantal (Maggi, 1994).


La parte inferior de la Formación Lagarcito,en la quebrada de El Cerco (Hualtarán), contienerestos de un pterosaurio de la familiaPterodactylidae, denominado Pterodaustroguiñazui (Bonaparte, 1970, 1971, 1978; Sánchez,1973). La presencia de peces holósteos del ordenSemionotiformes de la familia Semionotidae, delas especies Neosemionotus puntanus ,Lepidotes pusillus y Austrolepidotes cuyanus,obtenidos en el mismo nivel que los restos depterosaurios, fue reportada por Bocchino (1973,1974). Sepúlveda y Chiesa (1988) mencionaronel hallazgo de huesos indeterminados en una len-te de arenisca intercalada en el conglomeradobasáltico de la misma zona.

Figura 16: Afloramiento de areniscas y pelitas de la Formación Lagarcito en la denominada Loma del Pterodaustro, en la sierrade las Quijadas.


Chiappe et al. (1995a, 1995 b, 1995 c y 1997),Chiappe y Chinsamy (1996) y Rivarola et al. (1997)dieron a conocer una nueva asociación biótica para elmiembro inferior de esta unidad, a la que denominaronLoma del Pterodaustro. Dichas contribuciones men-cionaron hallazgos de peces pleuropholidos,conchostracos Cyzicus codoensis, improntas deangiospermas primitivas Magnoliophyta, ostrácodosde los géneros Darwinula, Copytus?, Candonopsis?y Bisulcocypris?, así como una asociación de trazasfósiles de invertebrados que incluye los génerosTrepichnus pollardi, Guglielmites y otras trazas noidentificables (Thin irregular trails). Rivarola et al.(1997) reconocieron otra localidad fosilífera en la mis-ma quebrada pero en un nivel estratigráfico superior,con restos de peces y ostrácodos de los génerosCypridopsis ?, Bisulcocypris ? y Darwinula?.


Las exposiciones de la Formación Lagarcito enel área de la Hoja corresponden a sectores distalesde una planicie aluvial con frecuentes intercalacionesde niveles lacustres y cuerpos evaporíticos. Se hanregistrado variaciones desde cauces con alta energíahasta las transiciones a sistemas lacustres (Flores,1969; Yrigoyen, 1975; Yrigoyen et al., 1989; Rivarola,1997). Según el último autor, los ambientes lagunaresvarían desde cuerpos de agua perennes, con carac-terísticas hidrológicas abiertas con ricas faunas depeces, hasta niveles de barreales y algunos cuerpossalinos a los que se asocian eolianitas, respondiendogenéricamente al modelo ambiental del tipo «lagosde cuerno de buey» (ox bow lakes).

Yrigoyen (1975) e Yrigoyen et al. (1989) indi-caron que la Formación Lagarcito se depositó en unambiente árido, mientras que Chiappe et al. (1995a, 1995b y 1997) vincularon estos depósitos con unclima semiárido templado mediante la reconstruc-ción paleoecológica del miembro basal fosilífero deesta unidad en la Loma del Pterodaustro.


La relación estratigráfica de la FormaciónLagarcito con las unidades de su base ha sido objetode controversias. Varios autores han sostenido su po-sición discordante respecto a los conglomerados de laFormación La Cruz en el perfil del Potrero de la Agua-da en la sierra de las Quijadas (Flores, 1969; Yrigoyen,1975; Manoni, 1985; Yrigoyen et al., 1989) y en elperfil de la quebrada La Luisa de la sierra de Cantantal

(Maggi (1994). Sin embargo, Bonaparte y Sánchez(1975) y Bossi (1977) consideraron que, de existir unadiscordancia, la misma tendría una jerarquía de hiatuso diastema. Criado Roque et al. (1981a) restaron im-portancia regional a dicha discordancia.

Sin embargo, Bossi y Bonaparte (1978) observaronuna relación concordante entre las formaciones La Cruzy Lagarcito en la localidad tipo. Rivarola (1994 y 1997)y Chiappe et al. (1997) indicaron que el pasaje estransicional, excepto en aquellos lugares donde se inter-ponen las rocas basálticas. Esta transición se habría pro-ducido por un efecto de subsidencia de un sector de lacuenca, lo que permitió la formación de los lagos quecaracterizan a los sedimentos de la Formación Lagarcito.Según estos autores, la subsidencia habría sido local ypor lo tanto la supuesta discordancia sería de extensiónareal e importancia cronológica reducida.

Hacia el techo, la Formación Lagarcito está se-parada por una discordancia angular de los conglo-merados de la Formación San Roque (Terciario).


La Formación Lagarcito fue tradicionalmenteasignada al Terciario (Biondi, 1937; Trumphy, 1942;Díaz, 1947; de la Mota, 1963 y Lurgo, 1967). Elhallazgo de restos de pterosaurios en la base de di-cha unidad (Bonaparte 1970, 1971) y su compara-ción con géneros del norte de Europa derivó en suasignación al Jurásico superior - Cretácico inferior.

Los aportes de Yrigoyen (1975) sobre la edadde la Formación La Cantera y de los basaltos deHualtarán establecieron un piso de edad aptiana parala Formación Lagarcito. Considerando la existenciade una discordancia basal que la separa de las uni-dades del Grupo El Gigante, el mismo autor la asig-nó al Cretácico superior. Chiappe et al. (1995a y1997) le dieron, sobre la base de nuevas evidenciaspaleontológicas, una edad cretácica albiana.

2.5. CENOZOICO

2.5.1. NEÓGENO

Formaciones San Roque, Cruz de Piedra yLas Mulitas (agrupadas en el mapa) (39)Areniscas, areniscas guijosas, conglomerados, pelitas

Antecedentes

Los afloramientos asignados al Terciario en elárea de la Hoja se encuentran en su mayor parte


constituidos por secuencias continentales del tipo ca-pas rojas, distribuidas arealmente en forma discontinua.Los afloramientos más destacados se presentan enel borde occidental de la sierra de San Luis y en elflanco oriental de las Serranias Occidentales, y estánformados por fanglomerados y sedimentos fluvialesen secuencias granodecrecientes. Las litologías do-minantes son areniscas, areniscas guijosas y conglo-merados finos a medianos, con un contenido abun-dante de fragmentos de cuarzo, matriz principalmen-te arcillosa y cemento carbonático. Los depósitos sepresentan muchas veces tectonizados y erosionados,lo que sumado a sus cambios faciales dificulta su co-rrelación.

En la ladera oriental de las Serranías Occiden-tales forman una franja bastante contínua dispuestasobre las secuencias mesozoicas. Entre estas se-rranías y la sierra de San Luis se reconocen aflora-mientos pequeños y aislados, individualizables ensuaves lomadas o en barrancas, y otros ubicados enlas adyacencias del frente de levantamiento de lasierra, donde por lo general están en contactotectónico con las rocas del basamento cristalino.

La asignación de estos depósitos al lapsoOligoceno-Plioceno (Pascual y Bondesio, 1981) estentativa, ya que las unidades son estériles y no secuenta aún con datos cronoestratigráficos definitivos.

Las primeras menciones sobre las sedimentitascenozoicas de la provincia de San Luis se encuen-tran en los trabajos de Ave Lallemant (1875),Brackebusch (1875), Gerth (1914), Stappenbeck(1926) y Deletang (1929).

La propuesta del nombre de Formación SanRoque fue realizada por Biondi (1937, 1939) paraidentificar las sedimentitas equivalentes a los Es-tratos de Los Llanos (Bodenbender, 1911) en laprovincia de La Rioja, que el primer autor estudióen las barrancas de San Roque, en cercanías dela ciudad de San Luis. Por su parte, Guiñazú(1962) señaló la presencia de sedimentitas equi-valentes a los Estratos de los Llanos en las llanu-ras del norte y oeste de la provincia de San Luis.Flores (1969) describió la estratigrafía del bolsónde las Salinas y propuso el nombre de FormaciónLas Mulitas para caracterizar a la sección supe-rior de los sedimentos que Biondi (1937) definie-ra como Formación San Roque, ubicando la loca-lidad tipo algunos kilómetros al sur de San Pedro,poco al sur de la Hoja. Una recopilación de lasinvestigaciones existentes sobre el Cenozoico dela provincia de San Luis fue realizada por Pascualy Bondesio (1981).

Cocordano (1982), Getino, G. (1982), Getino,J. (1982) y Ramos (1983) describieron las carac-terísticas litológicas y estructurales de lassedimentitas de la Formación San Roque en elflanco oriental de la sierra de las Quijadas. Másal norte, en el flanco oriental de la sierra deCantantal, Maggi (1994) estudió afloramientos desedimentitas que correlacionó con la FormaciónSan Roque.

Las pocas descripciones de los aislados asomosasignados al Terciario en el piedemonte occidentalde la sierra de San Luis han sido aportadas por Ojeda(1991), Sozzi (1991), Costa (1992) y Marnetti (1995).Otras contribuciones fueron realizadas por Di Paola(1994) y Sozzi et al. (1995)

A los efectos cartográficos, y dada la escalade trabajo, se han agrupado todas las unidadesreferidas al Neógeno en una sola entidad, si biense dará una descripción de cada una por separa-do.

Formación San Roque (39a)Conglomerados polimícticos y areniscas medianasa gruesas

Antecedentes

La denominación se debe a Biondi (1937),quien describió la unidad en la localidad tipo, lasbarrancas de San Roque, 8 km al este de la ciu-dad de San Luis. Posteriormente, Flores (1969)utilizó esta denominación para los afloramientosterciarios del bolsón de las Salinas o cuenca deSan Luis.

Distribución areal

La Formación San Roque aflora en los sectoresoccidental y oriental de la Hoja. Sin embargo, noexiste a la fecha información que permitacorrelacionar cronoestratigráficamente ambas áreas.En el piedemonte oriental de las Serranías Occi-dentales los depósitos constituyen lomadas suaves,desde el extremo norte de la Hoja hasta las inme-diaciones de San Antonio.

Di Paola (1994) mencionó afloramientos de launidad al oeste de las sierras de El Gigante y LasQuijadas, así como otros próximos a la ruta nacio-nal 20. Flores (1979) cartografió algunos asomos alnorte y sur de Villa General Roca (Figura 17), aloeste de la sierra de Socoscora, en la cuenca deLas Salinas y al sur del río Nogolí. Sobre las márge-


nes de ese mismo curso, también Ojeda (1991), Sozzi(1991) y Sozzi et al. (1995) describieron afloramien-tos de reducida expresión areal.


Para las exposiciones del sector occidental, Flo-res (1969) distinguió tres miembros. El inferior estácompuesto por conglomerados polimícticos con ro-dados redondeados de metamorfitas, cuarzo y pe-dernal; el miembro medio, por areniscas arcósicasgruesas y medianas friables, de color rojo rosado yrojo sucio, con manchas gris blanquecinas y estrati-ficación entrecruzada, en tanto que el miembro su-perior, de color gris verdoso a blanquecino, está in-tegrado por areniscas gruesas, arcillosas o arcósicasy a veces por conglomerados polimícticos con pre-dominio de rodados de cuarzo, aplitas, pórfiros ymetamorfitas (Figura 18).

En la sierra de Cantantal, Maggi (1994) descri-bió conglomerados medianos de coloración blancogrisáceo, que suprayacen en discordancia erosiva afacies areniscosas pertenecientes a la FormaciónLagarcito. Presentan una textura clasto sostén, prin-cipalmente de rocas metamórficas en una matriz

arenosa gruesa cementada por carbonato, y, haciael techo, tienen intercalaciones lenticulares de are-niscas. El espesor máximo medido es de 200 m enla transecta de la quebrada Los Manantiales y de180 m en la quebrada La Luisa.

En el ámbito de la sierra de las Quijadas,Cocordano (1982), Getino, G. (1982), Getino, J.(1982) y Ramos (1983) describieron conglomera-dos polimícticos de color gris claro a rojizo, conrodados redondeados a subredondeados decuarcitas, cuarzo, pegmatitas, aplitas y metamorfitasy una matríz areno-arcillosa. El tamaño predomi-nante de los clastos fluctúa entre 1 a 5 cm, con unmáximo de 15 centímetros. Mencionaron ademásintercalaciones de bancos y lentes de poco espe-sor de areniscas gruesas, con estratificaciónentrecruzada, de color rojo sucio, con clastos finosdispersos. En general, tienen bajo grado decementación y se apoyan en discordancia sobre laFormación Lagarcito.

Al oeste de la sierra de las Quijadas afloransedimentitas que también podrían corresponder a laFormación San Roque, ya que se disponen en dis-cordancia angular sobre la Formación La Cruz. Es-tos materiales presentan una composición y tamaño

Figura 17: Vista al norte de los conglomerados clasto a matriz sostén aflorantes en la quebrada de los Caballos, en la cerrilladade Villa General Roca. Esta exposición corresponde al labio tendido del anticlinal asociado a la falla de Villa General Roca. Se

reconoce también un nivel areno-arcilloso de color rojizo y el desarrollo de una falla lístrica de reducido desplazamiento.


de grano similar a las de las formacionesinfrayacentes, lo que indica una proveniencia local.Se trata de depósitos fanglomerádicos de composi-ción mixta que provendrían de la erosión de las for-maciones Los Riscos y La Cruz y del basamentocristalino (Di Paola, 1994).

Hacia la sierra de San Luis los afloramien-tos principales se localizan en las inmediacionesdel río Nogolí, donde predominan areniscas me-dianas, en parte guijosas, de color castaño rojizocon niveles grises de óxido reducción. La frac-ción clástica presenta cantidades abundantes(70%) de cuarzo subanguloso. El materialcementante está formado por arcillas y óxido dehierro. La estratificación es en general maciza,con sectores en donde se puede identificar unaestratificación gruesa, determinada por lalineación de guijas aisladas. La inclinación de lascapas es en promedio de 21º al NE. La base noes visible, infiriéndose que la formación se apo-ya en discordancia sobre el basamento cristali-

no y/o sobre sedimentitas mesozoicas. En elpuesto Lorenzillo puede reconocerse que lassedimentitas están en contacto tectónico con elbasamento cristalino (Costa, 1992). El espesormáximo medido es de 30 m (Sozzi et al., 1995).

Al sur de Villa General Roca se observan are-niscas muy finas a limosas de coloración funda-mentalmente rojiza con sectores gris verdosos.Sobre ellas se apoyan en discordancia erosiva,depósitos conglomerádicos con clastos de com-posición dominante granítica, pegmatítica ycuarcítica, de 5 a 10 cm de tamaño promedio ymáximos de 20 a 25 centímetros. Todo el conjun-to tiene un rumbo de 52º con inclinación de 20º a25º al SE.


Rivarola (1994) relacionó los sedimentosaflorantes al este de la sierra de Las Quijadascon cuerpos de abanicos aluviales y sistemas flu-viales entrelazados, originados principalmente apartir de la erosión de las secuencias mesozoicas.Hacia la sierra de San Luis, las característicastexturales preservadas en las sedimentitas indi-can que la depositación de estos materiales ha-bría estado asociada a flujos no confinados conalto contenido de carga detrítica arenoso-arcillo-sa, en los que las capas guijosas podrían ser in-terpretadas como crecidas repentinas. El tamañode los detritos indicaría un relieve relativamentebajo o en su defecto podrían interpretarse tam-bién como depósitos de la sección media de unabanico aluvial (Figura 19). La casi nula altera-ción de los minerales lábiles, sumado a la presen-cia de esmectita e illita intersticial, indicarían unaescasa circulación hídrica.


Yrigoyen et al. (1989) interpretaron que la su-cesión de terrenos de edad terciaria en las distintascuencas de la provincia de San Luis se inició con elmiembro inferior de la Formación San Roque, ma-yormente conglomerádico. De acuerdo con las re-laciones estratigráficas del subsuelo, al oeste del ríoDesaguadero este miembro puede correlacionarsecon el Conglomerado Violáceo y la sección arenosaentrecruzada de la base de la Formación Mariño, dela cuenca Mendoza Norte, cuya edad correspondeal Oligoceno inferior. No obstante, la edad podríaser más joven si se correlacionaran estos depósitos

Figura 18: Conglomerados de la Formación San Roque incli-nando suavemente hacia el este en la sierra de Cantantal. Por

encima, depósitos conglomerádicos de abanicos aluvialespleistocenos constituídos casi exclusivamente por rodados

de cuarzo y sílice amorfa. Puede reconocerse mayor partici-pación de niveles psamíticos hacia la base.


con las secuencias terciarias del norte de San Juany La Rioja, en las que Jordan et al. (1993) obtuvie-ron resultados radimétricos no mayores de 20 Maen los niveles inferiores. Por tal motivo, se asignanestas unidades al Mioceno s.l.

Formación Las Mulitas (39)Areniscas arcillosas a conglomerádicas, arcillas, yeso

Antecedentes

Flores (1969) denominó con este nombre lassedimentitas que Biondi (1937) definió como San Ro-que superior. Según las observaciones del primer au-tor, estos sedimentos se apoyan en discordancia sobrela Formación San Roque y ubicó su localidad tipo en elparaje Las Mulitas, situado algunos kilómetros al surde San Pedro, fuera de la comarca estudiada.

Flores y Criado Roque (1972) correlacionaronla Formación Las Mulitas con los denominados Es-tratos de los Llanos descriptos por Guiñazú (1962)en las llanuras del norte y oeste de la provincia deSan Luis. Flores (1979) cartografió además aflora-

mientos en las localidades de Lomas Blancas, alnorte de San Pedro y al este de Hualtarán.

Debe mencionarse que Di Paola (1994) cues-tionó la validez estratigráfica de la Formación LasMulitas, considerando que el perfil tipo definido porFlores (1969) mostraba inconsistencias respecto asu composición litológica y relaciones estratigráficas.Dicha autora sugirió que esos niveles podrían serhomologables con la Formación Lagarcito.

Distribución areal

Los depósitos asignados a la Formación LasMulitas se han reconocido en afloramientos aisla-dos asociados a suaves lomadas y cortes naturales,expuestos en la cuenca de San Luis. Según Flores(1969) y Pascual y Bondesio (1981), rellenan pe-queños bolsones excavados en distintas formacio-nes y alcanzarían espesores notables en el subsuelo.


Según Flores (1969), el perfil tipo de la forma-ción se inicia con un banco de yeso y tobas amari-llentas, lapilli y bombas con cierto redondeamiento.Pueden intercalarse también niveles arcilíticos rojo-violáceos que suelen incluir grandes rodados deandesitas. En coincidencia con lo destacado por DiPaola (1994), tampoco se han podido reconocer loscomponentes volcaniclásticos referidos por Flores(1969) en dicho sector.

En las llanuras del norte y oeste de San Luis,Guiñazú (1962) asignó a los Estratos de los Llanos,sedimentos que podrían correlacionarse con esta uni-dad, describiendo areniscas cuarzosas y arcillosas decolor rojizo, con intercalaciones de lentes de arcillacolorada, areniscas conglomerádicas de color rojo ygris claro a rojizo con cemento calcáreo arcilloso, ymargas rojizas muy calcáreas que se caracterizan porun elevado contenido en carbonato de calcio, formandoconcreciones amarillentas, alternantes con bancos deareniscas pardo rojizas o amarillentas; el yeso es tam-bién abundante, constituyendo bancos blancos, con-sistentes, o concreciones arriñonadas; entre los clastosdel material psefítico predominan las rocas andesíticas,a veces mezcladas con rodados de calcedonia.


En el área de la Hoja, los depósitos se apoyanen discordancia sobre los conglomerados de la For-mación San Roque (Flores, 1969).

Figura 19: Afloramientos de la Formación San Roque en elcurso del río Nogolí, en las cercanías de la localidad

homónima. Se caracteriza aquí por areniscas guijosas arcillo-sas de colores rojizos y en parte abigarrados. Por encima seobservan conglomerados clasto a matriz sostén, correspon-

dientes a depósitos fluviales aterrazados y de abanicosaluviales modernos, así como sedimentos loessoides.



Sobre la base de los restos fósiles de mamíferosencontrados por Guiñazu (1962) y que fueran estu-diados por Rusconi (1936), Bordas (1941) y Pascual(1954), la unidad tendría una edad mioceno- pliocena(Flores, 1969).

Los fósiles estudiados provienen de las barran-cas de los arroyos El Chilcal y Buen Retiro, ubica-dos unos 16 km al oeste de San Jerónimo, y del arroyoEl Retamo, 11 km al oeste de Lagunitas, en el no-roeste del Departamento Ayacucho, casi en los lí-mites con La Rioja. Se trata de Puntanotheriumguiñazui (=Chasicoterium rothi, Cabrera yKraglievich); Stereotoxodon tehuelche guiñazuiy Acrotypotherium tapiai n. sp. Según Bordas(1941) y Pascual (1954), estas formas muestranmarcadas analogías con la fauna de Chasicó de laprovincia de Buenos Aires.

En cuanto a los mamíferos provenientes de ElRetamo, la presencia de Chasicotherium rothi(Pascual, 1954), indicaría una Edad-mamíferoChasiquense, del Mioceno superior (Pascual yBondesio, 1981).

Formación Cruz de Piedra (39)Areniscas finas a conglomerádicas; basaltos

Antecedentes

Lippmann (1966) utilizó este nombre para defi-nir a sedimentos que se apoyan sobre la FormaciónSan Roque en el extremo sur de la sierra de SanLuis (fuera del área de estudio). Posteriormente,Ojeda (1991), Sozzi (1991), Costa (1992) y Sozzi etal. (1995) sugirieron la extrapolación de esta unidada sectores más septentrionales del margen serranooccidental, basados principalmente en criterioslitofaciales.

Ojeda (1991), Sozzi (1991) y Sozzi et al. (1995)describieron como pertenecientes a esta unidadsedimentos aflorantes en los alrededores de Nogolí.Según Di Paola (1994), se extienden por el oestehasta Villa General Roca, mientras que Costa (1992)y Marnetti (1995) mencionaron sedimentos con ca-racterísticas semejantes unos 10 km al norte deNogolí.

Distribución areal

Los afloramientos asignados a la FormaciónCruz de Piedra están limitados a exposiciones aisla-

das en el sector oriental de la Hoja. Asomos de pe-queñas dimensiones fueron observados en el cami-no que une la localidad de Luján (en la Hoja situadaal este) con La Chañarienta, y también más al nor-te, en un corte natural del arroyo La Botija.


En los alrededores de Nogolí, la unidad estáconstituida por una sucesión de capas areniscoso- conglomerádicas de coloración rosada a pardorojiza y/o verde amarillenta con una estratifica-ción de rumbo dominante N-S e inclinación de 2ºa 4º al oeste.

Se han reconocido dos litofacies: una inferior in-tegrada principalmente por vaques guijosas con ma-triz arcillosa y otra superior caracterizada por arenis-cas con matriz de carbonato de calcio. En ambaslitofacies la fracción clástica está dominada por cuarzosubanguloso a anguloso (65%). El espesor medidoalcanza los 80 m (Ojeda, 1991; Sozzi et al., 1995).

A unos 10 km al noroeste de Nogolí, en los alre-dedores de la ruta provincial 3, Sozzi et al. (1995)describieron pequeños afloramientos de basalto decolor gris oscuro interdigitado en esta formación, quedenominaron como Basalto El Barrial. Estas rocaspresentan amígdalas blanquecinas de diversos ta-maños y disyunción esferoidal incipiente.Microscópicamente se observan microlitas deplagioclasa y fémicos alterados, con mesostasisferruginosa opaca. Como rasgo distintivo cabe men-cionar amígdalas rellenas por calcita, reemplazadaparcialmente por sílice fibrosa. En la localidad de ElBarrial, las sedimentitas están calcretizadas y par-cialmente silicificadas (Di Paola, 1994). En puestoLorenzillo, Costa (1992) describió areniscasconglomerádicas rojizas; en el mismo lugar Marnetti(1995) mencionó areniscas medianas a finas de co-lor rojizo a blanco amarillento, con estructura maci-za, de rumbo N-S que inclinan 15º al oeste.


Sozzi et al. (1995) interpretaron los depósitosde la unidad como producto de una sedimentaciónen un ambiente con bajo a nulo grado de confina-miento, mientras que otros sedimentos fueron con-siderados de origen fluvial. Según estos autores, lascondiciones físico-químicas favorecieron la precipi-tación calcárea debido a la pérdida de anhídrido car-bónico por la agitación de las aguas y a la diagénesisen condiciones freáticas.



Los afloramientos asignados a esta unidad no hanaportado datos de valor cronológico. Su posiciónestratigráfica, asignada al Plioceno superior, solamentese sostiene sobre la base de restos de silicofitolitos(Di Paola y González, 1992; Rivarola y Di Paola, 1993).Por otra parte, las rocas basálticas de El Barrial, in-tercaladas en los sedimentos de la Formación Cruzde Piedra, presentan la asociación calcita-sílice, deocurrencia muy común en las capas pliocenas de otraslocalidades que rodean la sierra. Ello contribuiría, se-gún Di Paola (1994), a ubicar cronológicamente a lasvulcanitas, y por ende a los sedimentos que las con-tienen, en el Plioceno o Plioceno-Pleistoceno, en au-sencia de otros elementos de juicio.

Complejo volcánico El Morro (40)Andesitas, lacitas y traquiandesitas; brechaslapillíticas y tobas

Antecedentes

Las vulcanitas de la sierra de El Morro han sidoreconocidas desde los primeros trabajos geológicosrealizados en San Luis por De Moussy (1866), Ave

Lallemant (1875), Brackebusch (1875), Valentin (1895),Gerth, (1914), Kittl (1936) y Pastore y González (1954).Los trabajos más recientes han hecho hincapié en losaspectos petrológicos, geoquímicos y geocronológicosde la unidad (Llambías y Brogioni, 1981; Brogioni, 1988,1990; Kay et al., 1991; Ramos et al., 1991; Urbina etal., 1995, 1997 y Sruoga et al., 1996).

La unidad ha sido denominada Grupo Volcánico SanLuis (Sims et al., 1997) y posteriormente Complejo Vol-cánico Andesítico El Morro (Costa et al., 2005) en alu-sión a un cono volcánico de gran dimensión que se en-cuentra al sureste de la sierra de San Luis. Por razonesde superposición de nombres con la Formación San Luis,se ha optado por la segunda denominación.

Distribución areal

En el marco de la Hoja, los afloramientos del com-plejo volcánico se encuentran en la zona próxima a LaCarolina (Figura 20) y Cañada Honda, representandola terminación occidental de una faja de rumbo NO deunos 80 km de extensión, con exposiciones aisladas devulcanitas que comprenden desde esta región hasta elcerro El Morro, ubicado al este del área de estudio.

De norte a sur, se destacan los cerros TresCerritos, Canutal, Quemado, El Corte, Porongo,

Figura 20: Cerros volcánicos de La Carolina vistos desde la pampa de Las Invernadas, hacia el este. En el centro se destaca elcerro Porongo. Fotografía gentileza de P. González.


Lumbre, Pan de Azúcar, Los Mellizos, La Virgen yTomolasta. En el sector de Cañada Honda se des-taca el cerro del Valle y más al sur el Sololosta.


Las rocas volcánicas forman domos que sobre-salen de la superficie del terreno. Se observan ade-más coladas, diques, filones y depósitos piroclásticosde brechas lapillíticas y tobas de lapilli y cenizas(Brogioni, 1990).

Predominan las andesitas, lacitas y traquitasleucocráticas (Figura 21), en función de las cantidadesvariables de plagioclasa, sanidina, anfíbol (hornblenda),piroxeno (augita o egirina augita) y biotita (Brogioni,1988, 1990; Urbina et al., 1997). Desde el punto devista químico estas rocas pertenecen a la seriecalcoalcalina normal, calcoalcalina potásica yshoshonítica (Brogioni, 1988). La asociación ha sidovinculada con una zona de subducción hacia el este debajo ángulo de la placa de Nazca (Kay et al., 1991;Ramos et al., 1991).

Se ha interpretado que el complejo volcaniclásticopróximo a La Carolina fue emplazado en un ambientede maar-diatrema, seguido por el desarrollo de domos alo largo de fallas N-S preexistentes (Sruoga et al., 1996).

En algunas zonas se reconocen importantes fe-nómenos hidrotermales que generan depósitos deAu, Ag y Pb-Zn (Kittl, 1936; Bassi, 1948; FernándezLima, 1981; Malvicini y Urbina, 1994; Rossello yCastro, 1995; Urbina et al., 1995, 1997; Sruoga etal., 1996; Sims et al., 1997).


Dataciones K-Ar de las vulcanitas de la zonade La Carolina han dado edades del Mioceno supe-rior, comprendidas entre 6,3 ± 0,3 y 9,5 ± 0,5 Ma(Urbina et al., 1995; Sruoga et al., 1996).

2.5.2. NEÓGENO - CUATERNARIO

2.5.2.1. Plioceno? - Pleistoceno inferior

Depósitos de abanicos aluviales sobre pe-dimentos (41)Conglomerados y fanglomerados


La unidad corresponde a los depósitos más an-tiguos aflorantes en el piedemonte occidental de la

Figura 21: Traquiandesitas terciarias (a la derecha de la persona) en el contacto con las rocas metamórficas del basamentocristalino, en el sector de los Tres Cerritos.


sierra de San Luis, tal como fueron descriptos porOjeda (1991), Sozzi (1991), Costa (1992), Marnetti(1995) y Sozzi et al. (1995). Estos últimos autoresidentificaron los depósitos como Unidad III. En elextremo sur de la sierra, la unidad correspondería alConglomerado Las Chacras (Latrubesse y Ramonell,1990) o bien al Fanglomerado del Potrero (Rivarola,1990; Rivarola y Di Paola, 1993).

Los afloramientos se ubican al norte y sur delrío Nogolí, destacándose por una cota topográficamás elevada que el resto de las superficies.


Sozzi et al. (1995) caracterizaron los depósitosdel área del río Nogolí como conglomerados parcial-mente aglomerádicos, clasto a matriz sostén, con unamatriz areno - guijosa cuarzo-felpespática, variandode friable a consolidada. La coloración dominante esgris oscura y se disponen como cuerpos mantiformesmacizos. Los clastos tienen composición granítica ymigmatítica y alcanzan tamaños de hasta 1,20 m, conun promedio de 0,15 m de diámetro.

Costa (1992) y Marnetti (1995) describieron enel sector del puesto Lorenzillo una unidad compues-ta por conglomerados gruesos de color gris claro,con potencias entre 6 y 8 m, clasto-sostén, con blo-ques de hasta 1,50 m de tamaño máximo, predomi-nando el tamaño de 0,15 a 0,20 metros. Los clastosson principalmente de migmatitas, con matriz areno- limosa de color grisáceo y escaso cementocarbonático. En ocasiones las sedimentitas estánmás consolidadas por cementos carbonático yanhidrítico, que forman costras blanquecinas en losbloques y clastos.


Ojeda (1991), Sozzi (1991) y Sozzi et al. (1995)indicaron que estas sedimentitas eran el productode flujos detríticos depositados en el sector apicalde abanicos aluviales, infiriendo condicionesclimáticas áridas o semiáridas debido a las caracte-rísticas mineralógicas de la fracción fina.

Sin embargo, estos materiales aluviales se de-positaron en discordancia sobre una superficie deerosión labrada sobre las rocas terciariasinfrayacentes, que puede caracterizarse como unpedimento cubierto parcialmente degradado. En talcaso, estos sedimentos no estarían vinculados a de-pósitos de abanicos aluviales, sino que correspon-derían con un clásico manto detrítico de cobertura

de un pedimento. La geometría esencialmente ta-bular de la unidad apoya la vinculación genética conun proceso de pedimentación relacionado con la ero-sión de un frente serrano, con una posición espacialprobablemente no equivalente a la escarpa serranaactual.

Relaciones estratigráficas, edad y correla-ciones

La unidad suprayace en discordancia erosiva alas sedimentitas asignadas al Neógeno. No obstan-te, en las inmediaciones de la falla que levanta lasierra es posible observar una angularidad entreambos depósitos que puede alcanzar hasta 30º (Cos-ta, 1992).

A la fecha no hay datos de valorcronoestratigráfico para la unidad. La asignacióntentativa al Plioceno superior (?) - Pleistoceno in-ferior se ha efectuado considerando que los depó-sitos podrían corresponder a un período depedimentación anterior al levantamiento principalde la sierra.

2.5.3. CUATERNARIO

Los depósitos cuaternarios cubren aproxima-damente el 85% de la Hoja y sus característicasestán íntimamente ligadas con los diferentes am-bientes geomorfológicos. En función de ello pue-den reconocerse una variedad de sedimentos vin-culados con las planicies aluviales pedemontanasasociadas a la sierra de San Luis y a las SerraníasOccidentales, culminando con depósitos netamentesalinos en el ambiente de playa de las salinas Gran-des. A su vez, abundan sedimentos clásticos finosde ambientes lagunares, barreales y guadales enla zona de influencia de los ríos Bermejo y Des-aguadero. El aporte eólico también tiene importan-cia, como es el caso de los sedimentos loessoidesgeneralmente mezclados con sedimentos fluvialesy de los campos de médanos ubicados al norte delárea de estudio.

Se considera que los sedimentos expuestos ensuperficie corresponden en su amplia mayoría alHoloceno, atendiendo a su vinculación con ambien-tes morfológicos actuales y/o geoformas funcio-nales. Los registros asignados al Pleistoceno pue-den reconocerse principalmente en las adyacenciasdel río Desaguadero (extremo sur de esta zona) yen el sector proximal pedemontano de la sierra deSan Luis.


Antecedentes

Los aspectos sedimentológicos, estratigráficosy paleontológicos de los sedimentos cuaternarios fue-ron aportados en los primeros trabajos geológicosde la región por De Moussy (1866), Ave- Lallemant(1875) y Valentin (1896). Este último autor descri-bió un perfil de los sedimentos cuaternarios en losalrededores de Cañada Honda. Gerth (1914) men-cionó igualmente algunas características generalesdel Cuaternario, en tanto Deletang (1929) presentóperfiles de los depósitos aflorantes en Balde deAzcurra, río Botija, río Desaguadero y en la cuencade las lagunas de Guanacache, al estudiar la salinadel Bebedero y el sistema hidrográfico del río Des-aguadero. Gez (1939) interpretó que el Cuaternariode la provincia de San Luis pertenece al Pampeano,indicando que está caracterizado por rodados y de-pósitos aluvionales de la región serrana y arcillas,loess y limos de origen eólico, destacando a su vezque son portadores de una abundante y variada fau-na de mamíferos fósiles.

En sus observaciones sobre los depósitosperiglaciales pleistocenos de la provincia de San Luis,Guiñazú (1946, citado en Strasser et al., 1992) dis-tinguió depósitos de abanicos aluviales, sedimentosloéssicos, arenosos y calcáreos, con la esporádicapresencia de un horizonte de tierra negra fósil quecubría la depresión central; también mencionó losdepósitos palustres areno-arcillosos que conformanextensas playas salitrosas en la cuenca del Desagua-dero. Pastore y González (1954) caracterizaron bre-vemente los depósitos pampeanos y post-pampeanosaflorantes en el este de la Hoja. A su vez, los traba-jos de Cappannini (1955a, 1955b) mostraron con bas-tante detalle la sucesión aflorante en el río CañadaHonda, identificando cuatro capas que se apoyansobre el basamento cristalino, correspondientes a lasedades Lujanense, Platense y Cordobense. Poste-riormente, González (1957) mencionó los depósitoscuaternarios que cubren la Pampa Grande. Pascualy Bondesio (1981) realizaron una detallada recopi-lación y correlación de las unidades cuaternarias de-finidas por Cappannini (1955a) en el sectorsuroriental de la Hoja. Sin embargo, dichos autoresno consideraron los depósitos holocenos aflorantesal oeste de la sierra de San Luis. Otro aporte alconocimiento de los depósitos recientes fue hechopor Peña Zubiate y Strasser (1981), quienes pre-sentaron un mapa esquemático de las unidades desuelos cartografiables en la provincia de San Luis.Sozzi (1991) y Ojeda (1991) describieron las

sedimentitas aflorantes en las márgenes del ríoNogolí, proponiendo un ordenamiento estratigráficoy su correlación con otras unidades conocidas en elextremo sur de la sierra de San Luis. Ramonell etal. (1992) relacionaron la distribución de los siste-mas geomorfológicos con los diferentes tipos de se-dimentos del Cuaternario (principalmente Holoceno)de la provincia de San Luis, y propusieron denomi-nar como Formación Puerta Negra a las arenaseólicas presentes como campos de dunaslongitudinales en los bolsones (Ramonell et al.,1993). Rodríguez y Barton (1993) esquematizaronpara la provincia de Mendoza la distribución de lasprincipales unidades cuaternarias, incluyendo la de-nominada Llanura oriental (sector norte-centro), alárea comprendida en este trabajo. Dicho sector,ubicado al oeste del curso actual del río Desagua-dero, fue identificado por González Díaz y Fauqué(1993) dentro del contexto de llanuras o planiciesagradacionales pedemontanas, denominándolo De-presión de la Travesía. Canalis (1993) efectuó unapropuesta de ordenamiento estratigráfico para la re-gión, mientras que Chiesa et al. (1997) realizaronun análisis de los minerales y de las diatomeas fósi-les presentes en las cabeceras del río Cañada Hon-da, estableciendo vinculaciones entre las caracte-rísticas pedogenéticas generales y el desarrollo dedichos organismos. Iriondo (1997) propuso un mo-delo depositacional para los sedimentos loessoidesy de dunas de toda esta región.

2.5.3.1. Pleistoceno - Holoceno

Depósitos de abanicos aluviales (42)Conglomerados, gravas y arenas

Distribución areal

Esta unidad involucra los depósitos fluvialesy aluviales mayoritariamente psefíticos, vincu-lados al sector pedemontano periférico a los már-genes occidentales de las sierras de San Luis yde las Serranías Occidentales y a los cauces ac-tuales y paleocauces de los ríos Nogolí y SanFrancisco. Por su posición altimétrica y gradode conservación corresponden a depósitosaluviales, generalmente encajados en el sectorserrano meridional en la unidad anteriormentedescripta. En la sierra de Socoscora y al nortede San Francisco se reconocen frecuentes dise-ños de abanicos aluviales coalescentes, confi-gurando típicas bajadas.



Esta unidad presenta peculiares característicasfotogeológicas que permiten su rápida identificaciónen fotografías aéreas, tales como tonos oscuros yun patrón de drenaje típico de los abanicos aluviales.En la sierra de San Luis los depósitos se caracteri-zan por tener menos vegetación y disección que launidad precedente. Los afloramientos vinculados alas Serranías Occidentales muestran generalmenteun límite bastante neto con los depósitos de barrealesy con los sedimentos asociados al sistema colectordel río Desaguadero. Los abanicos aluviales y baja-das asociados a la sierra de San Luis son paulatina-mente reemplazados hacia el oeste por depósitos demenor granulometría y mayor participación eólica,que se describirán más adelante.

En la zona vecina a Nogolí, Sozzi et al. (1995)describieron depósitos conglomerádicos, en parteaglomerádicos y subordinadamente arenosos, de co-lor gris claro, con una potencia variable entre 4 y 9metros (véase Figura 19). Los bloques alcanzan ta-maños de hasta 1,10 metros. La composición de losclastos es granítico-pegmatítica y de cuarzo de veta,con un tamaño predominante entre 0,10 y 0,20 me-tros. La matriz es de tamaño arena mediana a guija,friable, excepto donde hay cemento calcáreo.


Criado Roque et al. (1981b) y Costa (1992) ubi-caron tentativamente la unidad en el Plioceno supe-rior - Pleistoceno. En este trabajo se le asigna unaedad pleistocena sensu lato, por considerar que cons-tituye la respuesta sedimentaria al último levantamien-to significativo de la sierra.

Depósitos de planicies aluvialespedemontanas (43)Arenas, gravas; abundante loess y materialloessoide

Distribución areal

Esta unidad, de importante representaciónareal en el sector central del área, involucra atodos los depósitos aluviales y fluviales vincula-dos con la ladera occidental de la sierra de SanLuis y con ambos sectores pedemontanos de lasSerranías Occidentales.

En ella se reconoce una importante participa-ción de loess y depósitos loessoides, cuyo predomi-

nio determina la transición hacia la unidad denomi-nada Depósitos aluvio - eólicos de la DepresiónLongitudinal Central y pampas de altura, cuya tex-tura es mucho más homogénea, indicando una altaparticipación eólica.

Las direcciones principales de escorrentía sedirigen hacia el eje de la Depresión LongitudinalCentral, constituído por la cañada de Vilance, quederiva los aportes provenientes de la sierra de SanLuis y del este de las Serranías Occidentales ha-cia las salinas Grandes. Por su parte, la depre-sión del Bermejo-Desaguadero recibe los apor-tes de sedimentos de las bajadas de la ladera oestede las Serranías Occidentales. El contacto conlos depósitos que caracterizan a la depresión delBermejo y a la llanura de inundación del río Des-aguadero es bastante neto, lo que también estáenfatizado en las imágenes aéreas por un impor-tante cambio de tono.


Caracterizan a esta unidad depósitos aluviales yfluviales generalmente sueltos, con importante par-ticipación de material eólico (loess) y material eólicoredepositado (loessoide). Los sedimentos están ge-neralmente sueltos, aunque en ocasiones la presen-cia de cemento carbonático o yeso pulverulento lesconfiere mayor consolidación. Los colores predo-minantes son gris y castaño claro. Las exposicionesprincipales están en cortes de barrancos y quebra-das.

Al este de la cerrillada de Villa General Roca,esta unidad muestra alta reflectancia en las imáge-nes aéreas e incluso pueden reconocerse débiles es-tructuras lineares semejantes a planos de estratifi-cación. Es posible que dichos rasgos constituyantransparencias de la estructura interna de las rocasprecuaternarias (cretácico - neógenas), ya que puedeconstatarse que los depósitos loessoides tienen enesta zona un espesor promedio de 1 a 1,50 m, expo-niéndose el sustrato cenozoico sólo en cortes de ba-rrancas. Se considera que la reflectancia de esossedimentos está vinculada con los detritos de los de-pósitos terciarios infrayacentes (fundamentalmentecuarzo), que aparecen entremezclados con el loess.

En sectores próximos a los ríos y arroyos efíme-ros del borde occidental de la cañada de Vilance lossedimentos predominantes son arenas guijosas conclastos de composición cuarzo - feldespática, disper-sos y estratificados en delgados niveles o lentes condisposición planar paralela, característico del proce-


so de depositación de un escurrimiento superficial noencauzado. El color de los sedimentos varía de cas-taño grisáceo a amarillento y rojizo. Las característi-cas de esta unidad son propias de la erosión y trans-porte fluvial y eólico, que se produce a partir de lassedimentitas terciarias y cretácicas ubicadas al oestede dicha depresión. Hacia el techo se destaca el de-sarrollo de un nivel pedogenético, de color pardo os-curo y con abundantes seudomiscelios.

Ambiente de depositación y relacionesestratigráficas

Los sedimentos corresponden a los registrosde la actual planicie aluvial pedemontana de lasierra de San Luis y de las Serranías Occidenta-les, depositados bajo un clima árido a semiárido,en conjunto con un significativo aporte eólico.Se asume que los depósitos presentan un desa-rrollo sincrónico, al menos en forma parcial, convarias de las otras unidades cuaternarias adya-centes.

Depósitos aluvio-eólicos de la DepresiónLongitudinal Central y pampas de altura (44)Loess, cineritas, depósitos loessoides con interca-lación de arenas gruesas a limosas y gravas;paleosuelos

Antecedentes

La unidad incluye los depósitos equivalentes alas formaciones Alto Grande y Barranquita y al SueloLos Toldos (Ramonell y Latrubesse, 1991) y a laFormación Algarrobito que Latrubesse y Ramonell(1990) definieron como planicie loessoide al sur dela sierra de San Luis y que fueran extrapoladas porRamonell et al. (1992) y Canalis (1993) a esta re-gión. A su vez, los depósitos del interior serrano fue-ron referidos por Santa Cruz (1979) como Forma-ción San Luis. Esta última unidad, de acuerdo conlos comentarios de Pascual y Bondesio (1981), fuedefinida en forma muy compleja por lo que es impo-sible delimitar su distribución areal y mantenerlacomo unidad litoestratigráfica bien reconocible(Latrubesse y Ramonell, 1990).

Distribución areal

Estos depósitos corresponden a una alternanciade sedimentos fluviales y eólicos con diverso gradode mezcla, en los que el aspecto loessoide suele ser

predominante. Su disposición espacial está princi-palmente vinculada con el ambiente de la Depre-sión Longitudinal Central, pero también está desa-rrollada en las suaves depresiones interiores del ba-samento cristalino o pampas de altura, entre las quese destacan las cubetas de la pampa de lasInvernadas, el valle de Pancanta y las cabeceras delos ríos Cañada Honda y Mundo Nuevo. Estos últi-mos sedimentos son portadores de oro aluvional yexisten algunas zonas en las que han sido trabaja-dos por tal motivo, principalmente en el sector deCañada Honda.

Litología

En el ámbito de la Depresión Longitudinal Cen-tral se reconoce un neto predominio de sedimentosde carácter loessoide, de 0,50 m de espesor, expues-tos en los laterales de las cárcavas y barrancas.Predominan arenas limosas y limos arenosos maci-zos de color castaño grisáceo, con clastos dispersosde tamaño máximo de 10 cm y promedio de 4 a 6cm, friables a moderadamente consolidados y conescasa reacción al ClH.

En algunas áreas del borde oriental de la caña-da de Vilance (río La Botija, río El Chilcal y arroyoLa Garza), es posible observar las mayores poten-cias de los depósitos eólicos. En la base y secciónmedia presentan una facies fluvial de escasa poten-cia, desarrollándose hacia el techo un paleosuelosepultado y en parte decapitado por debajo de lacubierta loessoide antes mencionada, tal como pue-de reconocerse en la figura 22.

La sección mejor desarrollada en esta región loconstituye el perfil del río El Chilcal, en la que debase a techo se observa: Nivel 1: Conglomeradoareniscoso clasto sostén de composición dominantecuarzo-feldespática, de tamaño máximo 15 cm ypromedio de 6 a 8 centímetros. Estructura maciza agroseramente estratificada, color pardo rojizo, de unmetro de potencia. Nivel 2: Arenisca limosa conclastos finos dispersos, maciza, color pardo claro,escasa reacción al ClH. Espesor: 2 metros. Nivel 3:Limo areniscoso fino, con muy escasos clastos yseudomiscelios, color pardo oscuro. Muy poca re-acción al ClH. Espesor: 0,30 metros. Nivel 4: Uni-dad fluvial de importante continuidad lateral con unasección basal de areniscas medianas a finas quegradan a medianas a gruesas, color castaño grisá-ceo, finamente estratificados con escasos clastosde conglomerado fino disperso, constituídos por cuar-zo y feldespato; 0,20 metros. El techo lo constituyen


0,50 m de limos arenosos macizos de color castañoclaro, con clastos de conglomerado fino dispersos.Presenta una base de contacto neto sobre las are-niscas fluviales. En este nivel, a 0,35 m de profundi-dad, hay reacción al ClH.

Según la propuesta estratigráfica de Ramonellet al. (1992), la equivalencia de unidades sería: For-mación Alto Grande= Nivel 1 (fluvial), FormaciónBarranquita= Nivel 2 (eólico), Suelo Los Toldos=Nivel 3 (paleosuelo) y Formación Algarrobito= Ni-vel 4 (fluvial y eólico).

Sozzi et al. (1995) correlacionaron estas unida-des en el piedemonte occidental de la sierra de SanLuis con los depósitos fluviales y eólicos aflorantesen la zona del río Nogolí, cuya potencia es de aproxi-madamente 2,80 m, reconociendo además el desa-rrollo de cuatro horizontes pedogenéticos.

En la zona de puesto Lorenzillo, Marnetti (1995)describió un complejo pedogenético desarrolladosobre materiales areno-limosos, en el que diferen-ció un horizonte principal por su color castaño ama-rillento. Esta sucesión se apoya sobre conglomera-dos grisáceos, friables, matriz sostén areno-limosay cemento carbonático, sin jerarquía cartográfica ala presente escala.

En el ámbito de las depresiones del interior se-rrano, Cappannini (1955b) identificó, en el río Caña-da Honda, una sucesión de depósitos pleistocenos,los que de base a techo están compuestos por unmanto heterogéneo aluvional y aurífero de un metrode potencia, seguido por depósitos limo-arenosos yhomogéneos del Lujanense de 2,50 m de espesor,cubiertos por los típicos limos del Platense. En estazona, dichos sedimentos tienen una potencia de 2,50m, con caracteres palustres y una abundante aso-ciación diatomítica. El techo de la sucesión corres-ponde al loess arenoso claro del llamado Cordobense.

En el río Cañada Honda afloran en la base de-pósitos coluviales de hasta un metro de espesor, conclastos angulosos de tamaño máximo 0,40 m y pro-medio de 0,08 a 0,10 metros. Hacia el techo se en-cuentran abundantes clastos caídos, lo cual es con-cordante con la proximidad del área de aporte.Suprayacen sedimentos limo-arenosos, de color par-do a pardo oscuro, con una incipiente laminación,moderadamente friables, con rizoturbación y restosde carbón. Estos evidencian un paleoambientefluvio-palustre, con un importante aporte de origeneólico, y se encuentran interestratificados con de-pósitos areno-gravosos encauzados de hasta 0, 30

Figura 22: Horizonte con desarrollo pedogenético interestratificado en sedimentos loessoides de la Depresión Longitudinal Cen-tral.


m de potencia. Su continuidad lateral es variable,presentando estructura maciza y color pardo grisá-ceo, siendo consistentes sus características con unambiente fluvial de moderada a alta energía. Estaunidad tiene una potencia promedio de 2 m y en susección media se puede distinguir una fina capa detierra diatomítica de 3 cm de espesor, de color blan-co, textura limosa y friable. El techo está constituídopor sedimentos palustres de 3 m de potencia de co-lor pardo oscuro, baja densidad, alto contenido encarbono orgánico y restos carbonosos que presen-tan una sucesión de horizontes B sepultados (Bwb),que en superficie expuesta y en seco tienen colorblanco a gris claro, pudiendo confundírselos con capasde ceniza volcánica.

En la sucesión antes descripta Chiesa et al.(1997) establecieron vinculaciones entre las carac-terísticas pedogenéticas generales y el desarrollo delas diatomeas, proponiendo que la mayor diversidadde especies se localiza en los horizontes B sepulta-dos (Bwb), donde la relación promedio Ca++/Mg++

es 0,4:1 y la saturación con bases de 58 %. Lascondiciones de acidez del medio varian de pH 6 ensuperficie a pH 4,4 en profundidad.

En la cabecera del arroyo Mundo Nuevo, la su-cesión tiene un espesor de 4,70 m, pudiendo distin-

guirse tres sectores (Figura 23). El inferior constituídopor 1,90 m de un paleosuelo de textura franco afranco arcillosa y color gris oscuro a negro, que ha-cia el techo presenta una fina capa de ceniza volcá-nica de 2 cm de espesor. Hacia la base la textura esfranco-arenosa con intercalaciones de grava fina.Su color es pardo a pardo pálido, con moteados ocresy bioturbación, lo que evidencia procesos depedogénesis en condiciones hidromórficas. El sec-tor intermedio, loéssico, tiene una potencia de unmetro y textura franco arcillosa. En el techo el sec-tor superior es un paleosuelo de textura franco afranco arenosa y color negro, donde se distingue enforma neta un horizonte B sepultado (Bwb), de co-lor gris claro en el que se ha constatado una abun-dante presencia de frústulos de diatomeas. Median-te un contacto neto o en partes erosivo, se apoyan0,60 m de sedimentos de textura franco a franco-limosa, y color pardo grisáceo donde se desarrollael suelo actual.

Strasser et al. (1984) destacaron las similitu-des físico-químicas que surgen al comparar los com-plejos adsorbentes del suelo actual, en la zona deLa Carolina, definido como un ránkercriptopodsólico de altura y formado a 1700 ms.n.m., con el paleosuelo holoceno presente en

Figura 23: Vista de los sedimentos pleistoceno-holocenos aflorantes en las cabeceras del arroyo Mundo Nuevo; se puede reco-nocer el desarrollo de dos niveles de paleosuelos.


Estancia Grande a una profundidad de 2 m y en elarroyo Barranquita, a 0,80 m, ambos a 1100 ms.n.m. y ubicados en el extremo austral de la sie-rra de San Luis. Dichos complejos adsorbentesposeen una capacidad de cambio catiónico eleva-da (26 mEq/100 g), bajo grado de saturación (12%),alto contenido en materia orgánica bien humificada(5%), elevado porcentaje de extracción de los com-puestos húmicos, una relación ácidos húmicos/fúlvicos de 2:1 y un contenido del 14 % de arcillascuya mineralogía predominante es illita. Dichosautores infirieron que las condicionespaleoclimáticas que condicionaron el desarrollo delpaleosuelo debieron ser muy similares a las queactualmente se registran en la zona de La Caroli-na, principalmente en lo referente a una precipita-ción media anual de 700 mm con balance hídricopositivo.

Contenido paleontológico

Ave Lallemant (1875) destacó la abundancia derestos de Glyptodon sp. presentes en las arcillasarenosas de las pampas de altura de la sierra deSan Luis (El Arenal, La Arenilla, El Maray, Rincóndel Valle y Cañada de Zavala), indicando que todaslas piezas denotan un transporte importante.

Gez (1939) mencionó la presencia deSclerocalyptus sp. en las proximidades de LasChimbas y Paleolama sp. en el Bajo del Chilcal,ambas localidades ubicadas en el norte de la De-presión Longitudinal Central.

Pastore y González (1954) mencionaron el ha-llazgo de restos fósiles de mamíferos caracterís-ticos del Pampeano, sin especificar la posiciónestratigráfica de esta asociación. Entre ellos sedestacan Panocthus sp. y Toxodon sp. en las cer-canías de La Carolina, Equus argentinus en Ca-ñada Honda, restos de Megatherium sp. en Pasodel Rey y Gliptodon sp. en Inti Huasi (fuera dela Hoja).

Los vertebrados fósiles mencionados preceden-temente constituyen una asociación característicade la Edad Mamífero Lujanense, correspondiente alPleistoceno superior.

Cappannini (1955 a, b) presentó un detallado aná-lisis de los sedimentos palustres turbosos de la pro-vincia de San Luis y dividió los afloramientos de lascabeceras del río Cañada Honda en cuatro capas.En éstos el Platense tiene una potencia asignada de2,50 m y está dividido en dos horizontes, en los quedicho autor reportó una abundante flórura en la que

se destacan las siguientes especies: Cymbellaaspera (Ehr.) Hérib., Denticula valida Grun.,Ephitemia argus var. alpestris (Kutz) Grun.,Pinnularia borialis Ehr., P. microstauron (Ehr.)Cl., P. viridis (Nistzs.) Ehr., Rhopalodia argenti-na Brun., R. gibba (Ehr.) O. Mull., Caloneissilicula (Ehr.) Cl., Coconeis placentula Ehr.,Diploneis argentina Freng., D. ovalis (Hilse) Cl.,Eneyenema ventricosum (Kutz) Grum., Eunotiapectinalis (Kutz) Rabh., E. pectinalis var. ventralis(Ehr.) Hust., Hantzschia amphioxys (Ehr.) Grun.,H. elongata (Hantz.) Grun., Melosira italica (Ehr.)Kutz., Navicula exigua (Greg.) O. Mull., N. radiosaKutz., Neidium iridis cf. vernalis Reichert, Nitzchisbrebissonni W. Sm., Pinnularia aerosphaeriaBreb., P. borealis Ehr., P. daclylus var. argentinaFreng., P. divergens var. elliptica Grun., P. major(Kutz.) Cl., P. mieroslauron (Ehr.) Cl., P. vividis(Nitzs.) Ehr., R. gibba var. ventricosa (Ehr.) Grun.,R. gibberula (Ehr.) O. Mull., Slauroneisphoenicenteron Ehr.

Ambiente de depositación y relacionesestratigráficas

Chiesa et al. (1997) estudiaron la asociacióndiatomítica resultante de todo el complejosedimentario del techo de la sucesión aflorante enel río Cañada Honda y concluyeron que es caracte-rística de un habitat de lagunas y pantanos, de aguasdulces y semiestancadas, abundante vegetación yclima templado a frío. La presencia en toda la suce-sión de Epithemia argus var. alpestris identifica elpaleohabitat como de clima frío, y Rhopalodiagibba lo indica como moderadamente ácido.Hantzschia amphioxys representa el típicopaleoambiente palustre de los niveles cuspidales enesta región. La presencia de Amphora ovalis var.libyca, Cocconeis placentula, Diploneis ovalis,Epithemia argus var. alpestris y Rhopalodiagibba permite establecer una correlación tentativacon el Piso/Edad Platense del este y sur de la pro-vincia de Buenos Aires, referible al Holoceno.

Edad

La información actualmente disponible sugiereque la edad de los depósitos de la DepresiónLongitudinal Central comprende el lapso Pleistoceno(superior?) - Holoceno, mientras que los sedimen-tos de la región intraserrana están principalmenterestringuidos al Holoceno.


Formación Arco del Desaguadero (45)Arenas, limos y arcillas

Antecedentes

Rodríguez y Barton (1993) describieron coneste nombre una sucesión lacustre pleistocena quese apoya en discordancia erosiva sobre areniscasy limolitas rojas del Terciario. Dichos autores indi-caron que a la latitud de la ruta nacional 7 la for-mación está cubierta en discordancia por arenaseólicas o limos bien estratificados, que fueroncorrelacionados con la Formación El Zampal(Polanski, 1963).

Distribución areal

Esta unidad aflora a lo largo de las barrancas delrío Desaguadero y en algunos sectores se encuentrasubaflorante. El perfil tipo definido por Rodríguez yBarton (1993) se presenta en la barranca izquierdadel río seco de Jarilla, aguas arriba de su desemboca-dura en el río Desaguadero, 1 km al norte de la pobla-ción Arco del Desaguadero (aproximadamente 40 kmal sur del límite austral de la Hoja).

Litología

En las barrancas del río Desaguadero puedenreconocerse sedimentos fluvio-lacustres de texturaareno-limosa, macizos o con estratificación media-na a fina poco definida. Están moderadamente con-solidados y su color es pardo a pardo rojizo.

Se considera como representativos de esta unidadlos afloramientos localizados en las barrancas del ríoDesaguadero en las coordenadas 32º46´08" S y67º11´01" O (Figura 24). En dicho sector no aflora subase y desde el nivel del agua se reconocen 3,80 m desedimentos fluvio-lacustres caracterizados por limolitasarenosas, fangolitas y arcilitas arenosas, de color par-do a pardo oscuro. Su estructura es maciza y en algu-nos niveles la estratificación es mediana a fina o pocodefinida. En función de la baja conductividad eléctricadel extracto (promedio 500 micro Siemens) y CO3Ca(5%), se infieren condiciones de bajo contenido salinodel cuerpo de agua, posiblemente del protorío Des-aguadero.

Depósitos de remoción en masa (46)Bloques sueltos y depósitos de caídagravitacional

Antecedentes

La unidad corresponde a dos depósitos de avalan-chas de rocas, muy próximas entre sí, identificadas porGonzález Díaz et al. (1997, 1998) 15 km al noreste dela localidad de San Francisco, al pie de la escarpa se-rrana. Sólo el depósito más austral, identificado pordichos autores como avalancha Potrero de Leyes, seencuentra comprendido en la zona bajo estudio.


González Díaz et al. (1997) mencionaron queel sector de acumulación de la avalancha está ca-

Figura 24: Sedimentos areno-limosos de la Formación Arco del Desaguadero expuestos en las barrancas del río. El sector supe-rior de colores claros (0,50 a 1 metro de potencia) corresponde a limos y arenas finas fluviales y eólicas. Foto tomada hacia el

este, con la silueta de la sierra de las Quijadas al fondo.


racterizado por un diseño lobulado en planta, conmorfología irregular y estructura de megabloques,cuyos volúmenes individuales alcanzan hasta 200m3; los bloques de granitoides son de formas irre-gulares y entre ellos se reconoce un diamicton cons-tituido por arena y clastos angulosos mal seleccio-nados. También identificaron diferencias internasen cuanto a tamaño de bloques y morfología. Elespesor aflorante fue promediado en unos 75 me-tros. El volúmen de la avalancha ha sido estimadoen 596 x 106 m3 y cubre un área de 7,97 kilómetroscuadrados.

Edad

González Díaz et al. (1999) reportaron una edadpara esta avalancha de rocas comprendida entre 38,7± 7,9 ka y 40,8 ± 8,6 Ka, basada en información deisótopos cosmogénicos 10Be y 26Al.

2.5.3.2. Holoceno

Depósitos de la planicie aluvial antigua delos ríos Desaguadero y Bermejo (47)Arenas y limos

Distribución areal

La unidad agrupa los depósitos distales de laantigua llanura aluvial de los rios Desaguadero yBermejo, ubicada al oeste y al norte del curso ac-tual del primero de ellos. Islas de médanos y guadalessuprayacen comunmente a estos materiales de co-lor gris claro.


La sucesión de los depósitos sedimentarios co-rrespondientes a esta unidad presentan una notablehorizontalidad, tal como puede observarse en las ri-beras de las depresiones con fondos salinos produc-to de la desecación de antiguas lagunas y baña dos.

Estos sedimentos con muy elevado contenidoen CO3Ca, pueden ser clasificados como margas yestán caracterizados por una textura areno-limosa.El análisis de los materiales de superficie (hasta 0,15m de profundidad) arrojó un porcentaje próximo al50 % de arenas finas a muy finas, 20 % de limos y30 % de CO3Ca. La coloración varia de castañoclaro en seco a castaño y castaño oscuro en húme-do. Por su parte, los niveles inferiores (de 0,15 a0,25 m de profundidad) registran un 40 % de arenas

finas a muy finas, 10 % de limos y 50 % de CO3Ca,con colores blancos en seco y pardo grisáceo enhúmedo. En este último nivel abundan restos de pe-queños gastrópodos y diatomeas.

Extractos por evaporación de sedimentos sali-nos poseen una elevada conductividad eléctrica, loque indicarìa un contenido salino en estos niveles deaproximadamente 15 gr/litro.

Edad

González Díaz y Fauqué (1993) identificaronuna extensa zona de derrames, aún reconociblepor sus paleocauces, situada en el área abarcadapor esta unidad en tiempos históricos. Dicha re-ferencia también figura en la cartografía antiguacomo laguna El Tapón. Teniendo en cuenta lo antesexpuesto, se considera a estos depósitos de edadholocena.

Depósitos eólicos mantiformes y de dunaslongitudinales (48)Arenas sueltas

Antecedentes

Ramonell et al. (1992) propusieron el nombrede Formación Puerta Negra para identificar tanto alextenso campo de dunas longitudinales ubicado enel extremo noreste de la Hoja como a los cuerposmedanosos de Balde de Azcurra.

Distribución areal

Los cuerpos medanosos se ubican en el sectormarginal más externo (borde o costa) que rodea laplaya de la pampa de las Salinas y en la denominadaDepresión de Bermejo – Desaguadero, donde ge-neralmente se reconocen en íntima coexistencia conel ambiente de barreales y guadales. Por esta ra-zón, sólo se han identificado las áreas medanosascartografiables a la escala de la presente HojaGeológica.

Litología

En general las dunas están compuestas por are-nas muy finas a medianas, con selección buena amoderada, sueltas y de color castaño amarillento.En el área de Balde de Azcurra, Ramonell et al.(1992) determinaron que la moda (45%) de estossedimentos es arena muy fina, y los tamaños de arena


fina, mediana y gruesa representan respectivamen-te el 23%, el 20% y el 10% del total. La composi-ción de la fracción modal es cuarzo (43%),feldespato potásico (20%), alteritas (17%), vidriovolcánico (8%), plagioclasas (5%) y piroboles (4%).Este campo se extiende por las provincias vecinasde San Juan y La Rioja, con variabilidad en lagranulometría y en la mineralogía.

Edad

Ramonell et al. (1992) consideraron que estaunidad se apoya sobre la Formación Barranquitas yel Suelo Los Toldos (Holoceno medio), y que estácubierta por sedimentos arcillosos lacustres del Pe-ríodo Húmedo Medieval (1000/1400 años A. P. yhasta la Pequeña Edad de Hielo). Esto permitiríacorrelacionarla con el Período Seco del Holocenosuperior.

Depósitos de playas limosas y limoso-sali-nas (49)Limos, arcillas, escasas arenas; eflorescencias sa-linas

Distribución areal

La unidad comprende la mayoría de los depó-sitos localizados en la Depresión del Bermejo. Seagrupan aquí típicos depósitos marginales de pla-ya y términos distales de planicies aluviales, limo-arcillosos, con eflorescencias salinas (barreales),como los representativos de la zona ubicada aloeste de la sierra de Cantantal y otros sectoresde esta depresión.

Esta unidad también incluye los depósitos quese localizan en la playa circundante a las salinasGrandes, en una estrecha faja que bordea el depósi-to interno o central (costra salina) y cuya cota seencuentra a los 400 m s. n. mar. La costa o bordemarginal occidental se encuentra parcialmente cu-bierta por depósitos eólicos, mientras que su bordeoriental está cubierto por arenas y limos de la plani-cie aluvial pedemontana. Estos sedimentos continúanaflorando al sur del cuerpo salino con un diseño deuna fina lengua localizada en el sector axial de lacañada de Vilance, donde los depósitos loessoidesde la planicie de agradación pedemontana son engran parte reemplazados por los limosdominantemente arcillosos de esta unidad. Las re-laciones entre ambas entidades son transicionales yen la identificación cartográfica se ha tenido en cuen-

ta la suave textura que esta unidad presenta en imá-genes aéreas.

Litología

Los sedimentos que predominan en los barrealesson de textura franco limosa, sueltos, de color 2.5YR 3/4 pardo rojizo, coloración heredada de la ma-triz de las sedimentitas mesozoicas y terciarias delas serranías ubicadas al oriente.

En la playa limosa que circunda a las salinasGrandes predominan depósitos limo-arcillosos, enparte arenosos, macizos, friables, de color pardogrisáceo y altamente calcáreos (13% a 0,30 y 60%a 0,50 metros). Las abundantes eflorescencias sali-nas son principalmente de ClNa, con participaciónsecundaria de SO4Na2. En algunos sectores afloranarcillas con yeso cristalizado (Deletang, 1929; PeñaZubiate y Strasser, 1981).

Chirino (1984) caracterizó la playa distal comoun suelo salitroso, de textura areno-limosa con unacubierta de halófitas. El nivel freático (medido enjunio-julio) oscilaba entre 1 y 0,80 m de profundidad,exhibiendo el agua una elevada concentración enClNa. La playa proximal, cuyas dimensiones fluc-túan entre 800 y 5000 m, tiene una escasa vegeta-ción y una cubierta eólica. Está constituída por sedi-mentos limo-arcillosos y niveles arenosos saturadoscon agua y materia orgánica putrefacta. En la figu-ra 25 se observa una vista panorámica de estas uni-dades.

Al sur de las salinas Grandes o pampa de lasSalinas, el contenido salino es mucho menor dentrode los sedimentos, predominando aquí la fracciónclástica fina resultante de escorrentías ocasionalestransportadas por los cauces de la planiciepedemontana y colectados en la cañada de Vilance.Los sedimentos de proveniencia occidental suelentener un color rojizo predominante, a causa de ladegradación del sustrato cretácico-terciario.

Depósitos evaporíticos (50)Evaporitas, limos salinos

Distribución areal

Esta unidad corresponde a los depósitos deldepocentro de la pampa de las Salinas (sabkha),que es alimentada por cursos de agua efímeros eintermitentes asociados a las planicies aluvialespedemontanas de las serranías occidentales, de lasierra de San Luis y las serranías del sur de La Rioja.


Litología

Caracterizan a esta unidad sedimentos limosossueltos muy salinizados, desarrollados principalmenteen depósitos fluvio-lacustres (Figura 25). Según PeñaZubiate y Strasser (1981), los suelos se clasifican comoSalortides típicos, y para aquellos de textura arenosa ycon salinidad no muy alta como Torriortentes típicos.

Chirino (1984) distinguió en el ámbito austral dela salina dos bajos: uno sur y otro central, separadospor una probable elevación no visible que parte des-de Médano Negro con dirección SO-NE. Constitu-yen depocentros con curvas cerradas de valores al-tos de sodio y cloruro, que tienden a ocupar las par-tes más deprimidas de los bajos.

En el bajo central, ubicado a la latitud de Méda-no Negro, se encontraron los mayores espesores decostra salina (2 a 3 mm). El subsuelo está constituídopor sedimentos limo-arcillosos interestratificados conniveles de cloruros y sulfatos. No se observan ojosde agua y el nivel freático se encuentra a una pro-fundidad media de 0,30 metros. Según Ramonell etal. (1992), estos sedimentos corresponderían al Pe-ríodo Cálido - Húmedo Medieval.

Depósitos de la llanura de inundación delrío Desaguadero (51)Limos y arcillas con contenido salino

Distribución areal

Se agrupan aquí sedimentos depositados en algu-nos cuerpos de agua y bañados del ámbito de las lagu-

nas de Guanacache y otras ubicadas al sur, como laslagunas de Silverio y del Rosario, relacionados con lamáxima extensión del cauce del río Desaguadero.

Litología

Vitali (1940) describió las lagunas de Silverio,Guanacache, de la Esquina y del Rosario, destacan-do por su magnitud la primera, que cubría más de2.500 hectáreas con una profundidad media de 4 my está ubicada a 490 m s.n.m. Actualmente estoscuerpos cubren superficies más reducidas.

La extensión de estas lagunas y sus faciespantanosas o de bañados ha quedado registrada conla presencia de moluscos y horizontes sapropélicos,de textura franco limosa, de color 7,5 YR 4/0 grisoscuro, encontrándose los mismos en superficie o aescasa profundidad, cubiertos por las unidades demédanos y guadales.

En general los suelos de esta región pertenecenal Orden de los Aridisoles y al Grupo de los Salortides,caracterizados por el alto contenido salino yTorrifluventes para los menos salinos y depositadosen capas (Peña Zubiate y Strasser, 1981).

En el ámbito del cauce del río Desaguadero, a lalatitud de la sierra de las Quijadas, esta unidad estácompuesta por sedimentos arcillosos, muy salinos, cuyocolor dominante es pardo grisáceo oscuro, caracterís-ticas típicas de los depósitos de barreal. Entre los 0,50y 1,80 m de profundidad se destaca la presencia dedelgados niveles de yeso (17%) y moluscos.

En las coordenadas 32º46’08'’S y 67º11’01'’O, estaunidad tiene una potencia de 2,50 m y se apoya en

Figura 25: Vista panorámica hacia el norte de la denominada pampa de las Salinas. Se reconoce en primer plano el sector típicode la playa salina, correspondiente a la unidad de «Depósitos evaporíticos», y al fondo se observa el ambiente de playa distal o

limosa, incluído en la unidad denominada «Depósitos de playas limosas y limoso-salinas».


forma concordante sobre la Formación Arco del Des-aguadero. Su perfil está definido aquí, en su base, porsedimentos fluvio-palustres de 0,70 m de espesor (véa-se figura 24). Tienen una textura areno - limosa, colorpardo rojizo y le suprayacen con límites netos, un hori-zonte de 0,25 m de textura limo arenosa y color oliva,con un 10% de CO3Ca y 12% en peso de concrecio-nes y rosetas de yeso y abundantes caparazones demoluscos (Planorbis sp. y Turritella sp.). En funciónde la elevada conductividad eléctrica del extracto (4650micro Siemens), se infieren condiciones de máximasalinidad y un entorno reductor de gleyzación. Conti-núa un metro de sedimentos de textura arena limosa ycolor pardo, constituídos por un 17% en peso de pe-queñas concreciones y rosetas de yeso y un 4% deCO3Ca. La sucesión culmina con un horizonte deaproximadamente 0,55 m de espesor, de textura limoarenosa y color gris oscuro. En superficie los sedimen-tos son de textura arena fangosa y color pardo grisá-ceo oscuro. Por la conductividad eléctrica (2200 microSiemens), se infiere un alto contenido salino (clorurosy sodio), lo que produciría la dispersión de la materiaorgánica.

Depósitos de médanos y guadales (52)Limos y arenas finas, sueltas

Distribución areal

Estos sedimentos aparecen asociados al ambien-te de la planicie aluvial del rio Desaguadero. SegúnGonzález Díaz y Fauqué (1993), los guadales cons-tituyen verdaderas acumulaciones amorfas de are-na en constante pugna con la vegetación xerófita,achaparrada, propia de la región. Estos sectores, endonde predomina el limo y la arena fina, se encuen-tran frecuentemente en íntima asociación conmédanos de morfologías bastante difusas, razón porla que se los agrupa en una sola unidad.

Litología

El material clástico predominante corresponde auna arena muy fina con 15% de fracción limo, faltan-do casi por completo la fracción arcilla, mientras queel porcentaje de arena gruesa y mediana es insignifi-cante. En su composición participan fundamentalmen-te material pumíceo, componentes andesíticos y cuar-zo, provenientes de las planicies aluviales, ramblones,barreales y salitrales (González Díaz y Fauqué, 1993).

Rodríguez y Barton (1993) mencionaron que estematerial forma pequeñas acumulaciones marginales

a cuencas de deflación en el área lacustre. Corres-ponden también a este tipo de depósitos los produc-tos de removilización sobre las pampas limo-arcillo-sas que se producen durante los aguaceros estivales.

Depósitos fluviales actuales (53)Arenas sueltas, gravas y material loessoide

Distribución areal

Esta unidad se identifica con la disección re-ciente de la planicie aluvial pedemontana de la sie-rra de San Luis y las Serranías Occidentales, for-mando depósitos que se destacan en las imágenespor un tono mucho más claro debido a la ausenciade vegetación, que se encuentran limitados por ba-rrancas de cierta altura (hasta 8 m) en sus bordes.Algunos de estos cauces terminan en la cañada deVilance, mientras que otros se convierten en su par-te distal en depósitos de arroyadas en manto, con-fundiéndose con la planicie aluvial.

Litología

Se compone de arenas, gravas y material másfino retrabajados de los depósitos de la planiciealuvial pedemontana mencionada. En la zona decabeceras pueden estar presentes también sedimen-tos derivados de las formaciones meso-cenozoicas,por lo cual abundan las coloraciones rojizas y laseflorescencias salinas.

Se asume para esta unidad una edad holocenareciente ya que muchos de los cauces fluviales enlos que se encuentran sólo son colmatados en lascrecidas ocasionales..

2.6. INFORMACIÓN DEL SUBSUELO BA-SADA EN PERFORACIONES

En la superficie de la Hoja Geológica San Fran-cisco del Monte de Oro se han ejecutado más de100 perforaciones para exploración y explotaciónde aguas subterráneas, con profundidades de 50 yhasta 300 metros. Fueron desarrolladas por orga-nismos oficiales nacionales y provinciales, como laDirección Nacional de Geología y Minería, ObrasSanitarias de la Nación, la Dirección General deHidráulica y la Dirección Provincial del Agua. Setranscribe a continuación la descripción esquemáti-ca de perforaciones realizadas por la DirecciónNacional de Geología y Minería, dos de las cualesalcanzaron el basamento cristalino.


Perforación Pozo del TalaDirección Nacional de Geología y Minería(1967)

El espesor sedimentario alcanza 153 m y estáconstituído por Sedimentos recientes (0 a 1,20 m):arena fina castaño oscura con restos vegetales, algoarcillosa; Sedimentos pleistocenos (1,20 a 52,40 m):grava; arena mediana y fina castaño rojiza y castañoclara conglomerádica; arcilla rojiza calcárea; Sedi-mentos pliocenos (52,40 a 83 m): arenas finas rojizasmuy arcillosas, arena gruesa y grava, arena fina amediana, arenisca rojiza con cemento calcáreo, con-glomerado castaño rojizo, algo brechoso, calcáreo;Sedimentos miocenos (83 a 153,20 m): areniscas muyduras rosado blanquecinas con cemento calcáreo,arena rojiza arcillosa, conglomerado fino areno arci-lloso, arcillas castaño rosado; en la base conglomera-do; 153,20 m: basamento cristalino (granito).

Perforación Villa General RocaDirección Nacional de Geología y Minería(1967)

El relleno sedimentario tiene un espesor de140,55 m y está constituído por sedimentos recien-tes (0 a 0,35 m): arena arcillosa castaño rojiza os-cura, arena fina a gruesa y gravilla y tierra vegetalfósil negruzca; Sedimentos pleistocenos (0,35 a140,55 m): alternancia de sedimentos arenosos fi-nos y gruesos, areniscas, arcillas conglomerádicas,de colores generalmente castaño a castaño rojizo,calcáreos. Basamento cristalino (140,55 a 144,50m): granito y pegmatita.

Perforación Lomas BlancasDirección General de Hidráulica (1955).

Esta perforación y la descripta anteriormentese encuentran inmediatamente al este de la falla deVilla General Roca. El espesor del rellenosedimentario es de 160 m, constituído en generalpor arenas finas a gruesas, gravillas y grava conintercalaciones de limos arcillosos. Entre los 96,50m y los 150 m se describe la presencia de yeso.

Perforación San PedroDirección Nacional de Geología y Minería(1967)

Desde 1,10 m hasta 148 m se describen sedi-mentos terciarios compuestos por areniscas casta-ño rosadas de grano fino a grueso, con gravilla in-tercalada, poca arcilla, friables, calcáreas yyesíferas. Desde 148 a 148,60 m aparece arena ro-sada fina a mediana y grava, poco calcárea.

Perforación El Recodo Nº1, al oeste-su-doeste de la localidad de NogolíDirección Nacional de Geología y Minería(1967)

Se perforaron 100 m de sedimentos cuaternariosconstituídos por grava y arena castaño rosada, fina,algo arcillosa, calcárea, cementada, friable y dura.Desde los 100 m a 163,85 m fueron descriptas se-cuencias terciarias constituídas por arenisca fina muycalcárea, arcillosa y yesífera, y por arenisca fina agruesa, poco calcárea y arcillosa.

Perforación El Barrial, al norte de NogolíDirección Nacional de Geología y Minería(1967)

Se perforaron 3,10 m de sedimentos recientesconstituídos por arenas finas, algo arcillosas, friables,calcáreas. Desde 3,10 ms a 82,30 m se encontraronsedimentos terciarios compuestos por arena media-na y fina, algo arcillosa con gravilla, de color pardorosada; arenisca arcillosa, rojiza, fina, friable, calcárea,con grava y arena mediana de color castaño.

Perforación noreste de la sierra de El Gi-ganteDirección Nacional de Geología y Minería(1967)

La perforación atravesó 8 m de sedimentoscuaternarios y desde los 8 a los 94 m fueron repor-tados sedimentos terciarios? constituídos por are-nas y areniscas finas a gruesas, calcáreas, de colo-res castaño claro, rosado y gris claro.

Perforaciones San Antonio, Santa Rita delValle, Hualtarán y La Chañarienta, aloriente de las Serranías OccidentalesDirección General de Hidráulica (1955)

Se perforaron hasta 302, 174, 165,5 y 200 m, res-pectivamente, atravesando sedimentos arenosos, arcillo-limosos, en parte calcáreos y con yeso. Aunque no hasido informada la edad de estos sedimentos, se consi-dera que la mayor parte de las columnas perforadascorresponde a sedimentitas de edad terciaria.

Perforación paraje Monte Carmelo, al estede La BotijaDirección Nacional de Geología y Minería(1967)

La perforación alcanzó una profundidad de247,40 metros. Las secuencias atravesadas corres-ponden en general a arenas medianas a gruesas,grava y pequeñas intercalaciones de sedimentos


arcillosos; presentando entre los 155,6 y 162 m ce-mento calcáreo.

Perforación Bella Vista, al sur de La BotijaDirección General de Hidráulica (1955)

Se perforaron 172,80 m de sedimentos general-mente gruesos con intercalaciones limo-arcillosas,de los que no se ha indicado su asignación temporal.

Perforaciones sierra de Guayaguas-Cantantal, El Mollarcito, Santa Teresa, SanRoque, La Ramadita y Santa RosaDirección General de Hidráulica (1955)

Atravesaron espesores sedimentarios de 184,233, 188, 174 y 212,55 m, respectivamente. En laprimera, los 44 m superiores están constituídos porarenas finas a gruesas, gravilla mediana a fina ytosca; hasta los 184 m le siguen arcillas, en partearenosas y con tosca. En Santa Rosa se describie-ron los 212,55 m de la perforación como corres-pondientes a secuencias cuaternarias.

3. ESTRUCTURA

3.1 GENERALIDADES

En las áreas de basamento cristalino, los estilosestructurales que se observan están claramente de-terminados, según sea su filiación, a deformacionespredominantemente dúctiles o frágiles. Las prime-ras refieren a los rasgos estructurales internos delas litologías ígneo-metamórficas y su edad de ela-boración se supone previa al Paleozoico superior.Estos rasgos incluyen hábitos planares y lineares devariada geometría, con importantes diferencias en-tre el basamento metamórfico expuesto en la sierrade El Gigante y el de la sierra de San Luis, lo queamerita su descripción por separado. Las estructu-ras de deformación frágil están representadas porinnumerables fracturas, mayoritariamente coinciden-tes con la actitud de la estructura interna, cuyo or-denamiento en términos de antiguedad, cantidad ytipo de movimiento no es sencilla. Existen numero-sas zonas de cizalla que no parecen haber tenidouna reactivación andina significativa y por lo tantosu expresión morfológica es pobre, excepto queesten acentuadas por un control pasivo sobre el de-sarrollo del drenaje. Las principales variables consi-deradas para la representación cartográfica de es-tas estructuras fueron su expresión en el terreno ysus movimientos durante el Neógeno.

La estructura macroscópica de las SerraníasOccidentales está caracterizada por un pliegueasimétrico, cuyo eje coincide con la elongación se-rrana y tiene una disposición en planta algo escalo-nada. Este pliegue o tren de pliegues ha sido gene-rado por la propagación de fallas ubicadas en el bordeoccidental de las sierras con inclinación al naciente.Estas fallas se comportan en algunos casos comofallas ciegas (sierras de Guayaguas, Cantantal y lasQuijadas), mientras que en la sierra de El Gigantepuede observarse su plano sobrecorriendo depósi-tos mesozoicos y cenozoicos. El plegamiento que seobserva actualmente en superficie ha sido genera-do por los esfuerzos compresivos cenozoicos. Sinembargo, las fallas inversas asociadas tienen unahistoria más prolongada, ya que puede demostrarseque funcionaron como fallas normales durante elMesozoico, configurando un conjunto de estructu-ras de inversión tectónica. (Schmidt et al., 1993,1995; Costa et al., 1995; Gardini et al., 1996).

Debido a las características expuestas, para ladescripción estructural de la Hoja se distinguirá en-tre aquellas estructuras de naturaleza esencialmen-te dúctil originadas durante los procesostectonotérmicos que afectaron al basamento crista-lino, y las estructuras desarrolladas luego de la con-solidación de dicho basamento, caracterizadas porprocesos de fracturación y asociaciones entre plie-gues y fallas.

3.2 ESTRUCTURA INTERNA DEL BASA-MENTO CRISTALINO

Sierra de El Gigante

La estructura de la sierra de El Gigante fue ana-lizada en forma general por Furque (1950) y Thebaulty Zabalúa (1973), quienes destacaron algunos ras-gos de plegamiento y fallamiento en sectores de in-terés económico. Criado Roqué et al. (1981b) defi-nieron las orientaciones principales de las estructu-ras -de la sierra, reconociendo pliegues F1 que aso-ciaron al Ciclo Pampeano. Costa y Gardini (1985),Gardini y Costa (1987) y Gardini (1987, 1992, 1993)cartografiaron las principales macroestructuras yunidades litológicas y posteriormente realizaron tra-bajos de detalle sobre la estructura interna del basa-mento.

Según Gardini (1992), el basamento de la sierrade El Gigan-te está constituido por una sucesión re-currente de estructuras pla-nares de desarrollo re-gional cuyo rumbo varía de 80º a 100º, predominan-


do los máximos estadísticos de la primera dirección.Los buzamientos de las estructuras son hacia el norteen el sector septentrional y hacia el sur en el aus-tral. En el área central, donde predominan esquistosy mármoles, se origina una antiforma complicadapor deformación polifásica. Las estructuras planaresde las metamorfitas tienen un rumbo constante enel borde oriental y central, que se desvían de 20º a30º hacia el SO. Hacia el sector austral de la sierralas importantes inflexiones produjeron posiciones casiN-S de la foliación paralelas al fallamiento principalque limita el sector serrano por el oeste. Tal fenó-meno parece estar relacionado con el sistema defallamiento que condicionó su geometría por efec-tos de arrastre. La diferencia de competen-cia en-tre esquistos y mármoles permitió que se acentúe lageometría de la deformación, en especial el plega-miento. Los pliegues son principalmente a-simétricoscon vergencia al sur, con planos axiales de rumboE-O e inclinación al norte; hay una repetición deejes con dirección 70º a 90º y hundi-miento prome-dio estadístico de 55º NE. La estructura S3 es lamás penetrativa, mientras que S1 y S2 están plega-das apretadamente dentro de S3. Localmente, dichoautor reconoció estructuras S4 y S5. Las estructu-ras más antiguas S1 están representadas por plie-gues intrafoliares, generalmente reconocidos en zo-nas de alta deformación, acomodados en las super-ficies de foliación S2. Estas últimas están plegadasisoclinalmente, en vaina, con flancos estirados, dan-do diseños altamente complicados; la foliación de-sarrollada en este evento es muy penetrativa ysubparalela a las superficies S3.

Las superficies S3 tienen una orientación E Ocon buzamientos de 60º al sur. Están deformadaspor un plegamiento con dirección de ejes 75°/54° a256°/30° y lineación mineral desarrollada en estesentido.

En el sector oeste de la sierra se destacan cuer-pos de anfibolita muy delgados, seccionados poracción de la transposición de la superficie deesquistosidad S2, con actitud 290º/70º SO. En el áreanorte, a la latitud de Las Toscas aparece un clivajede crenulación registrado en esquistos muscovíticoscon dirección 294º/86ºNE correspondientes a S4, yuna crenulación póstuma por microplegamiento se-gún una actitud 12º/78ºE, que sería una probable S5.

Las estructuras póstumas son de menor frecuen-cia estadística, con orientación NNE a N (0º a 15º)y están caracterizadas por pliegues con inclinacióndel plano axial de 20º a 30º N promedio y ejes conactitud 190º/40º - 45º E promedio. Se reconocen plie-

gues tipo similares, volcados y apretados con planoaxial buzando al SE, lo que indicaría una vergenciaal NO del plegamiento, dando en algunos casos ejeshorizontales como los observados en la base delcerro Ignacio. Estos ejemplos suelen repetirse ha-cia el sur y suroeste de la sierra. La inclinación delos ejes va incrementándose hasta llegar a sersubverticales. En el sector austral (al oeste de lacantera propiedad del señor Bailo), se observan plie-gues abiertos con ejes cuya actitud es 20º/ 57º NE.Suelen ser isopacos y subcilíndricos, pero escasosen distribución y recurrencia. En los esquistos de lazona de La Calera (cantera de Abdala) se recono-cen lineaciones de microcrenulaciones S5 orienta-das 5º/59º N y 40º/33º NE. En los esquistosmuscovíticos a la latitud de Las Toscas (sector nor-te) tienen una actitud -de 12º/ 78º NE, y afectan alas superficies S2.

Las estructuras de deformación se caracteri-zan por pliegues isoclinales a apretados, inclinadosy generalmente volca-dos hasta recumbentes. Sonanisópacos asimétricos con gran estiramiento deflancos y engrosamiento de charnela y una marca-da vergencia al sur. Las dimensiones son muy va-riadas, encontrándose micro a mesoplegamientosconformando típicas estructuras S Z. La disarmoníade los pliegues es muy común y se complica por lapresencia de inyecciones concordantes ydiscordantes de cuarzo. Existen sectores en los quelos pliegues suelen ser abiertos, aunque en menorproporción (15% del total). Se han observado ade-más pliegues intrafoliares en las cercanías del cerroIgnacio con ejes de actitud 160º/35ºSE ubicados enlos flancos de pliegues mesoscópicos de dirección70º. Este fenómeno es muy común en el borde occi-dental de la sierra, principalmente a la latitud de laestancia El Pajarito. En general la mayoría de lospliegues están volcados, como es posible observaren bancos de mármol situados a la latitud de LaCalera (véase figura 2).

La presencia de pliegues kink, chevron ycrenulaciones, coexistiendo junto a pliegues del tiposimilar apretados, ilustra el variable comportamien-to que han tenido las rocas durante esta fasedefor-macional, ya que coexisten pliegues angulososde estilos definidos en esquistos y pliegues de flujoen mármoles.

Con posterioridad se produjo la generación deuna nueva superficie planar (S4) con desarrollo lo-cal e incipiente, orientada según 285º/85º SO (que-brada Honda), sobreimpuesta a la foliación de losesquistos bandeados y a los mármoles de la quebra-


da La Vinchuca.- Los pliegues tienen una orienta-ción de 320º a 340º, son generalmente abiertos, sua-ves, simétricos, de planos axiales verticales con in-clinaciones de ejes variables entre 20º y 25º NE. Seregistran principalmente en la zona del cerro Igna-cio y en la quebrada de La Vinchuca. También exis-ten pliegues con charnelas apretadas subisoclinalescon estiramiento de flancos asimétricos y volcadosal NE, que no superan el 10 % del total de plieguesobservados. En la cantera de Abdala se observa unclivaje de plano axial con dirección 330º. En distin-tos sectores se reconoce un clivaje de crenulacióncon igual dirección. También puede distinguirse, conbuena sobreimposición, a la superficie S2 en el arro-yo El Plato y en la localidad de Los Morteritos. Enesta última, la foliación posee una actitud de 15º/58ºO y el clivaje se sobreimpone con actitud 40º/68ºNO, tornándose localmente en una es-tructurapenetrativa a escala meso microscópica.

Sierras de San Luis y Socoscora

La estructura del basamento de la región ha sidodescripta en trabajos regionales que tratan el basa-mento de la sierra de San Luis (Kilmurray y DallaSalda, 1977; Criado Roque et al., 1981b; OrtizSuárez et al., 1992 y Sims et al., 1997 entre otros).Existen algunos trabajos más detallados en la regiónoriental del área (Llano et al. 1987; Ortiz Suárez yRamos, 1990 y von Gosen y Prozzi ,1996).

En el basamento de la sierra de San Luis sehan reconocido por lo menos tres fases de defor-mación denominadas F1, F2 y F3 (Kilmurray y Da-lla Salda, 1977) y que han sido referidas a los ciclosPampeano, Famatiniano y Varíscico, respectivamen-te (Criado Roque et al., 1981b). La primera de ellasse caracteriza por pliegues disarmónicos de rumboE-O, que alcanzan un metro de semilongitud de onday cuyo hundimiento es de 20º a 42º al E yesquistosidad asociada también E-O. La estructurade la segunda fase, de acuerdo con Kilmurray yDalla Salda (1977), posee gran extensión areal yestá caracterizada por una foliación subvertical derumbo NNE, acompañada por pliegues menores derumbo N-S paralelos a la foliación principal. La ter-cera fase, según los autores citados, generó plie-gues abiertos y fallas de dirección NO.

En el ámbito de la Hoja correspondiente al ba-samento de la sierra de San Luis y de la sierra deSocoscora se reconocen una serie de unidadesmetamórficas de distinto grado. Si bien en todas seobserva una estructura planar dominante de rumbo

NNE-SSO y buzamiento de alto ángulo al E y O, unanálisis más detallado muestra una compleja evolu-ción tectónica que ha sido interpretada como co-rrespondiente a secuencias metasedimentarias ocomplejos ígneo-metamórficos probablemente dedistinta edad (Ortiz Suárez et al., 1992; Llambías etal., 1996; Sims et al., 1997, entre otros). Por estemotivo se hace necesaria una descripción por sepa-rado de la estructura de los gneises y de las filitas yesquistos.

Rasgos estructurales de gneises ymigmatitas

En algunos sectores es posible reconocer relictosde S0, representada por intercalaciones de bancoscuarcíticos en una secuencia pelítica que general-mente se observa plegada, bajo la forma de unbandeado composicional.

La primera superficie o foliación metamórficaS1 se encuentra en distintos sectores de los gneisesafectando a las anfibolitas junto con todo el paquetemetasedimentario. Normalmente tiene una orienta-ción NO, es de alto ángulo y se vincula con plieguesamplios de ejes verticales o inclinados al NO (F1), yes atribuida a eventos pre-famatinianos.

La estructura más marcada en los gneises ymigmatitas la constituye una foliación S2, de rumboN-S a NNE y buzamiento de alto ángulo, que sevincula con los eventos famatinianos. Esta superfi-cie se asocia a un plegamiento apretado (F 2) quegenera pliegues de tipo similar, con ejes buzandopredominantemente al norte. Ocasionalmente losplanos axiales de F2, al no coincidir con la S2, danlugar a figuras de interferencia tipo 2 y 3 de Ramsay(1977), como ocurre en el cuerpo anfibolítico delcerro Negro (Ortiz Suárez, 1998). La lineación deestiramiento asociada a S2 está dada por prismas desillimanita y anfíbol, en paragneises la primera y enanfibolitas el segundo mineral, y tiene un rumbo va-riable de 70º con inclinación al NO.

Las condiciones de deformación bajo las que seprodujeron las superficies S1 y S2 corresponderían,en función de las asociaciones minerales existentes,a la facies de anfibolitas.

En la evolución del basamento existe por últimola generación de cizallas que se reconocen en lafaja milonítica La Arenilla y al este y oeste de lapampa de Las Invernadas. La foliación miloníticatiene una orientación similar a la S2 (Llano et al.,1987; Ortiz Suárez y Ramos, 1990; Ortiz Suárez etal., 1992). Son fajas subverticales o con gran incli-


nación al este, predominando movimientos oblicuossinistrales inversos.

En la sierra de Socoscora, Rossello (1994) men-cionó la existencia de zonas de cizalla frágil - dúctilde orientación NO y buzamientos de alto ángulo alSO que muestran movimientos sinistrales y dextralescabalgantes. Las condiciones estimadas por el au-tor para esta deformación corresponden a 8 -12 kmde profundidad y 240º a 360ºC. Comparando losdemás eventos deformacionales que se observan enlos gneises, estas cizallas corresponderían a una fasetardía y retrógrada en la evolución del basamentognéisico.

Sims et al. (1997) mencionaron para el Com-plejo Metamórfico Nogolí una fábrica gnéisica tem-prana con orientación O a NO asignada al CicloPampeano, que fue plegada y deformada por zonasde cizalla de algunas decenas de metros de anchode dirección norte e inclinaciones al este. De acuer-do con estos autores, estas zonas fueron reactivadasvarias veces desde condiciones de facies de esquistosverdes a facies de anfibolitas.

No existen dataciones precisas de las distintasfases de deformación. Llambías et al. (1996) estu-diaron pendants de gneises afectados por la prime-ra fase deformacional en la Tonalita Gasparillo, cuer-po intrusivo afectado por la segunda deformacióncuya edad ha sido establecida en 513 Ma Rb/Sr(Sato et al., 1996) y 468 ± 6 Ma U-Pb (Camacho eIreland, 1997), lo cual indicaría una edadpreordovícica para S1 y ordovícica o postordovícicapara S2, en coincidencia con la edades asignada enotras regiones de la sierra de San Luis (Llambías etal., 1991).

Rasgos estructurales de filitas y esquistos

Von Gosen y Prozzi (1996) describieron la es-tructura de las filitas y esquistos en la zona de LaCarolina, encontrando que las filitas están afecta-das por un plegamiento F1, caracterizado por unadirección NNE y vergencia al este, asociado a unclivaje S1 penetrativo, paralelo a los planos axialesde los pliegues. Se desarrolló también una lineaciónde estiramiento L1 con inclinación de 45º a 75º alSSO.

En el Granito La Escalerilla, los citados auto-res también reconocieron una superficie S1 de rum-bo NNE y buzamiento al este. Este fenómeno hasido observado también en otros granitoides de-formados (Sato, 1993; Sánchez et al., 1996;Llambías et al., 1996).

En los esquistos en contacto con el Granito LaEscalerilla, von Gosen y Prozzi (1996) describieronuna estructura planar de rumbo predominantemen-te NNE e inclinación de alto ángulo al este, que de-nominaron S2 ya que afecta a una estructura S1 másantigua.

La deformación genera estructuras NNE, S2 enesquistos y S1 en filitas y granitoides, afectando tam-bién a la aureola de metamorfismo de contacto dela Tonalita Gasparillo. Las condiciones correspon-den a las de la facies de esquistos verdes, en zonade biotita (von Gosen y Prozzi, 1996).

En la zona del conglomerado del arroyoCurtiembre (Formación San Luis) se observa en lasfilitas y esquistos el desarrollo de zonas miloníticassobreimpuestas a la FOLIACIÓN principal S1 (OrtizSuárez, 1998).

Asimismo, se observan en filitas y esquistos plie-gues amplios de semilongitud de onda de 20 m queafectan a S1 y el desarrollo local de clivaje decrenulación, ambos de rumbo NO a NNO (OrtizSuárez, 1998).

3.3. ESTRUCTURAS DE DEFORMACIÓNFRÁGIL DEL BASAMENTO Y DE LACOBERTURA SEDIMENTARIA

Criado Roque et al. (1981b) definieron variosámbitos estructurales en la región bajo estudio, re-sultantes de las deformaciones andinas. Los mis-mos son en general coincidentes con los principaleselementos morfoestructurales que se distinguen enla región, a saber:

a) Sector noroccidental de la sierra de San Luis:comprende parte del sector occidental de la sierra yserranías adyacentes, como la sierra de Socoscoray la cerrillada de Villa General Roca. Excepto en laúltima, el frente de levantamiento andino de estasmorfoestructuras está vinculado con la falla de SanLuis.

b) Alto de El Gigante - Guayaguas: correspondeal sector de las Serranías Occidentales y dichosautores lo reconocieron como la continuación en laprovincia de San Luis del Alto de La Huerta-ValleFértil, ubicado más al noroeste. Dicha contribucióndestacó también que la importancia paleotectónicade esa estructura se remonta al Paleozoico inferior.

c) Dorsal de San Pedro (Flores y Criado Ro-que, 1972): para estos autores, esta dorsal es unelemento morfoestructural positivo del subsuelo, quecontroló el desarrollo tectosedimentario de las cuen-cas adyacentes por lo menos desde el Cretácico.


Se ubicaría con rumbo NE-SO entre el extremo nortede la sierra de El Gigante y las estribaciones sep-tentrionales de la sierra de Socoscora, marginandoa su vez a la sierra de Villa General Roca. Los lími-tes estimados para la dorsal estarían constituídos porfracturas con dirección 70º-80º, coincidentes a suvez con la posición de megacizallas propuestas paraeste sector de las Sierras Pampeanas (Baldis et al.,1975).

d) Cuenca de Las Salinas: se la reconoce comoparte integrante de la denominada cuenca de SanLuis y su desarrollo está limitado al sur por la men-cionada Dorsal de San Pedro. Contiene sedimentosmesozoicos y cenozoicos y pueden reconocerse ensuperficie (algo más al norte de la zona relevada)suaves braquianticlinales asimétricos, en algunoscasos truncados por fallas inversas en su flancooccidental. Las secciones sísmicas esquemáticasexpuestas por Criado Roque et al. (1981b) mues-tran los mismos pliegues asociados a la propagaciónde fallas inversas con vergencia occidental.

e) Cuenca de Bermejo: esta cuenca, que tieneun importante espesor de relleno sedimentario másal norte, en la superficie de esta Hoja sólo estáncomprendidos sus sectores más marginales.

Las estructuras desarrolladas luego de la con-solidación estructural del basamento cristalino pre-sentan importantes diferencias en cuanto a su evo-lución y mecanismos de deformación. En las Se-rranías Occidentales y en la cerrillada de VillaGeneral Roca están expuestas básicamente una de-formación de la cobertura sedimentaria mesozoicay cenozoica por plegamiento y fallamiento asocia-do. Por su parte, en la sierra de San Luis sólo sereconoce deformación frágil en las rocas del ba-samento cristalino y en sus relaciones con los se-dimentos neógenos asociados. El carácter frágil delas rocas del basamento ha favorecido la exposi-ción de gran cantidad de fracturas, reconociéndo-se su expresión morfológica y efectos en toda elárea. Muchas de las fracturas identificadas en imá-genes aéreas constituyen en realidad zonas de ci-zalla en donde la concentración de los planos decorte tiene un ancho variable. En coincidencia conlo que ocurre en el resto de la sierra, se reconoceuna fuerte imposición de las fracturas cuyo rumboestá circunscripto en el intervalo azimutal 0º-40º,que duplican en importancia al resto de los juegosque le siguen en significación estadística. Esta mis-ma tendencia puede reconocerse también en elafloramiento, con un alto predominio de planos coninclinaciones mayores de 60ºE.

Anticlinal Guayaguas – Cantantal - LasQuijadas - El Gigante

Las deformaciones de los sedimentosmesozoicos y cenozoicos aflorantes en las Serra-nías Occidentales están caracterizadas por unanticlinal asimétrico, con vergencia al oeste y buenaexpresión morfológica. Constituye en su conjuntoun pliegue por propagación de falla (Schmidt et al.,1995 y Costa et al., 1995) vinculado con la fallaValle Fértil - Desaguadero. Su continuidad en su-perficie puede reconocerse desde el extremo aus-tral de la sierra de La Huerta, en la provincia de SanJuan, hasta el sur de la sierra de El Gigante, en cer-canías de la ruta nacional Nº 7. Esta estructura tie-ne una disposición general NNO y consta de variossegmentos con diseño escalonado (Criado Roque etal., 1981b; Costa et al., 1995).

En la quebrada Los Manantiales (extremo nor-te de la Hoja) esta estructura es bastante simétrica,con eje levemente buzante al sur y semilongitud deonda promedio de diez kilómetros. Sus flancos sonabiertos, con buzamientos que casi nunca superanlos 30º.

La deformación se incrementa hacia el norte,en coincidencia con el afloramiento de un núcleo debasamento en la sierra de Guayaguas en la provin-cia de San Juan, cuyo comportamiento mecánico esmuy diferente del que caracteriza a las rocas de lacobertura, favoreciendo el incremento de la defor-mación frágil. Se reconocen también evidencias defallamiento post-mesozoico en ambas márgenes deeste afloramiento del basamento cristalino (Bossi yBonaparte, 1978; Simon y Rosello, 1990; Schmidt etal., 1993). La disposición de las capas cretácicas yterciarias periféricas a la estructura sugiere un sua-ve cierre o anticulminación de su eje, aún cuandoesto podría estar vinculado con complicaciones deotra índole.

En la sierra de las Quijadas la geometría del plie-gue muestra significativas diferencias con el sectoranterior, ya que su flanco occidental es muy corto einclinado, e incluso en el sector más externo alcan-za a observarse invertido (Costa et al., 1995). Elflanco oriental, por su parte, tiene inclinaciones muybajas, ya que rara vez superan los 10ºE. En la des-embocadura de la quebrada de La Aguada, el altobuzamiento y la inversión de las capas están asocia-dos a varios cinturones de cizalla coincidentes conel rumbo de los estratos (N-S). Se interpreta queson la expresión en superficie de una falla propagante(denominada aquí falla Las Quijadas).


En la cerrillada de Agua Amarga, al sur de lasierra de Las Quijadas, la geometría del plegamien-to no es tan sencilla. En una sección E-O puedereconocerse una geometría semejante a la descriptaen la sierra de Las Quijadas, pero existe bastantedispersión en las actitudes de los estratos. Esto essemejante a lo identificado en el extremo sur de di-cha sierra (quebrada de San Ignacio), donde los rum-bos y buzamientos son poco consistentes con la es-tructura macroscópica.

Según Criado Roque et al. (1981b) e Yrigoyen(1981), el eje de esta estructura está desplazado enplanta por fallas transcurrentes dextrales, lo que haocasionado el diseño en echelon que actualmentepresenta su trazo. Estas segmentaciones se ubicanentre las sierras de Cantantal y las Quijadas y entreLas Quijadas, Agua Amarga y El Gigante, y coinci-den con el desarrollo de depósitos recientes inter-puestos entre las serranías. Por dicha razón no hanpodido reconocerse en el terreno evidencias sobreeste tipo de estructuras. En las imágenes puede evi-denciarse una suave inflexión cóncava al oeste delas capas asignadas al Terciario, al norte de la sierrade las Quijadas. En cambio, el extremo sur de esasierra y el borde oeste de las cerrilladas de AguaAmarga parecen estar controlados por una fracturade dirección NO, cuyas evidencias de campo no sonmuy significativas.

Falla El Gigante

Esta estructura es considerada como la conti-nuación austral de la falla que afecta el borde occi-dental del plegamiento anteriormente descripto enla sierra de las Quijadas. Su trazo puede seguirse demanera discontínua desde la sierra de El Gigantehasta la cerrillada de Las Cabras, al sur del área deestudio. A la latitud de la sierra de El Gigante, lafalla margina por el oeste a la sierra homónima. Enfunción de sus rasgos geológicos, para Gardini etal. (1996) es una falla inversa que levantó las rocasdel basamento cristalino sobre materiales cretácicoso terciarios; la zona de falla tiene un buzamiento aleste variable entre 25º y 70º y su traza se resuelveen varios ramales hacia el norte de la sierra. Desdela latitud del puesto El Pajarito al sur, éstos conver-gen en un trazo principal con expresión morfológicamás clara y actitud promedio 345º/50ºE. En estesector pueden reconocerse abundantes evidenciasde cizalla frágil, semi frágil y dúctil que han produci-do la rotación entre 30º y 110º en sentido antihorariode la actitud general de la foliación interna del basa-

mento (E-O), hasta una posición paralela a la orien-tación de la falla El Gigante. Gardini et al. (1995,1996) y Schetselaar et al. (1996) han indicado queestas rotaciones con eje cuasivertical muestran unaclara componente sinistral generando pliegues tipokink con foliación paralela a las zonas de cizalla.

Falla de San Luis

La denominada falla San Luis (Flores, 1969),corresponde a un sistema de fallas que constituyenel frente de levantamiento andino principal de la sie-rra de San Luis, marginándola por el oeste desde lascercanías de Quines hasta la ciudad de San Luis.Dicho sistema está conformado por varias seccio-nes de fallas con diferentes direcciones, magnitu-des de deslizamiento y grado de actividad. El planode la falla tiene un trazo con diseño lobulado y seencuentra generalmente sepultado por depósitosaluviales cuaternarios. Por tal razón, las observa-ciones in situ sobre el plano de falla sólo han sidorealizadas en un número reducido de sitios, pero entodos ellos pudo corroborarse el carácter inversodel rechazo y un ángulo de inclinación al este varia-ble entre 5º y 50º (Costa, 1987, 1992, 1994; Costa yGardini, 1992; Roccasalvo, 1992 y González Díaz etal., 1997). En la mayoría de los casos el plano defalla pone en contacto rocas del basamento sobresedimentitas de probable edad terciaria e inclusocuaternaria. Invariablemente se reconoce una sig-nificativa zona de cizalla adyacente en el basamen-to con idéntica actitud que el plano principal y coin-cidente también con la planaridad de las estructurasmetamórficas, que parecen haber controlado el pos-terior desarrolllo de las estructuras de deformaciónfrágil. El ancho de la zona de cizalla acompañantevaría desde pocos metros hasta casi 100 m en don-de, dependiendo del tipo de litología afectada, seobservan rasgos típicos como foliación cataclástica,abundante desagregación mecánica y alteraciónmineral. El ángulo de estos planos de cizalla seincrementa hacia el interior del macizo, en dondelos planos de las fracturas principales no inclinancon menos de 50ºE. A escala macroscópica, la fallade San Luis presenta una gran cantidad de fractu-ras subverticales asociadas, presentes en formaubícua en toda la ladera occidental de la sierra. Es-tas fracturas son generalmente de origen extensionaly en muchos casos su desplazamiento es mínimo(Costa, 1992 y González Díaz et al., 1997). Sinembargo, a raíz de su actitud espacial muestran mejorexpresión morfológica que la falla principal. Proba-


blemente esta circunstancia motivó que Flores (1969)y Flores y Criado Roque (1972) definieran a la fallade San Luis como de alto ángulo (85ºE) basados enobservaciones efectuadas en las inmediaciones deSuyuque Viejo (al sur del área de estudio).

A lo largo del trazo de esta falla pueden recono-cerse varias secciones en función de su disposiciónespacial, importancia del movimiento y grado deactividad, entre otros factores (Costa, 1992,1994).

Falla Portezuelo Blanco

La falla Portezuelo Blanco (Costa, 1992) pre-senta un trazo unitario y levemente curvo muy bienexpuesto en el terreno. Pese a que el desplazamien-to vertical de la morfología en el área de la presenteHoja es escaso o nulo, esta estructura constituye elrasgo linear más visible en las imágenes. El rumbogeneral de la falla es NNE y tiene una extensióntotal de 85 kilómetros. En el terreno no se reconoceun único plano de fractura, sino una zona de cizallacoincidente con la foliación de las rocas metamórficascon planos subverticales de inclinación predominan-temente hacia el este. La importante desagregaciónmecánica de las litologías asociadas a esta zona decizalla es la responsable principal de la buena ex-presión morfológica de esta fractura. Entre los ce-rros Blanco y Barroso, el trazo de la falla es rectilí-neo y unitario, con rumbo general 35º. En las zonasde inflexión de su rumbo se observan numerosasramificaciones con diseño tipo cola de caballo. Lasmediciones de estrías de fricción en las cabecerasde los ríos Chico y El Molle mostraron una impor-tante imposición del rechazo horizontal longitudinalen el movimiento de la falla (Costa, 1992; Costa yGardini, 1992). Los fenómenos de cizalla asociadosson más intensos al sur del cerro Barroso; por elcontrario, al norte esta zona de falla constituye ellímite entre las litozonas de migmatitas y esquistos,a lo largo del cual las evidencias cataclásticas sonescasas o inexistentes.

Zona de cizalla Pantano Negro-Guascara

Esta estructura es una compleja asociación desegmentos de falla y zonas de cizalla con orienta-ciones semejantes (Costa, 1992). Se la reconocedesde la quebrada El Monigote al norte hasta la que-brada Guascara al sur (ya fuera de la zona de estu-dio) y constituye el límite más visible del desmem-bramiento del bloque serrano principal en bloquesmenores. Su trazo coincide parcialmente con los

arroyos Pantano Negro y Chico, generando en losinterfluvios notorias sillas topográficas.

En la quebrada Monigote, los planos de cizallatienen una actitud promedio de 50ºE (coincidentescon la foliación) y los indicadores cinemáticos sonconsistentes con movimientos de tipo inverso, situa-ción que se mantiene a lo largo de su trazo (Costa,1992). Los efectos de cizalla frágil estánsobreimpuestos a una fábrica milonítica que afectano solo a las rocas generalmente migmatíticas, sinotambién a intrusiones pegmatíticas.

Sistema de fallas La Carolina - Pancanta

Este sistema está constituído por dos ramalesde fallas inversas de alto ángulo, cuyas escarpasmiran al oeste y se ubican aproximadamente en loslímites del Granito La Escalerilla, entre La Carolinay el sur del valle de Pancanta. Las escarpas inte-rrumpen la continuidad de la superficie de erosiónregional, levemente inclinada al este.

El ramal oeste o falla de Pancanta (Costa, 1992)separa las rocas graníticas de la unidad de esquistosy coincide con la ubicación de algunasmineralizaciones, como por ejemplo la mina SanRomán. La magnitud del resalto topográfico alcan-za hasta 30 m y las evidencias de fracturación en elterreno son escasas. Los pocos datos obtenidosmuestran un fuerte predominio del desplazamientovertical. El ramal oriental o falla El Refugio muestrael mismo estilo y semejante expresión que la fallaPancanta, observándose un juego de fallas con tra-zos levemente cóncavos hacia el oeste, con un re-salto topográfico máximo estimado de 30 metros.

4. GEOMORFOLOGIA

El paisaje de la Hoja San Francisco del Montede Oro presenta serranías bordeadas por extensasáreas de planicies comunes a toda la región de lasSierras Pampeanas de la Argentina. Sierras ybolsones interserranos configuran los principalesambientes geomorfológicos del área. Tomando comobase el ordenamiento establecido por González Díaz(1981), en el primero de estos sectores se distin-guen la Depresión Longitudinal Central y la Depre-sión Occidental o de Bermejo-Desaguadero. En elárea de serranías se destacan las sierras de SanLuis, Socoscora y serranías menores vecinas y lasSerranías Occidentales. En la figura 26 seindividualizan los principales rasgos geomorfológicosde la Hoja.


Dentro del presente esquema, se reconoce quelos procesos fluviales característicos de climas ári-dos y semiáridos han sido los determinantes delmodelado actual de la región, aunque localmente tie-nen importancia los procesos eólicos.

4.1. AMBIENTE DE PLANICIES

Las denominadas Depresión LongitudinalCentral y Depresión Occidental o Depresión deBermejo-Desaguadero están separadas por el

umbral topográfico constituído por las SerraníasOccidentales, y su desarrollo areal excede los lími-tes de esta Hoja Geológica. Dentro de estas depre-siones pueden distinguirse diferentes unidadesmorfogenéticas, las que se describen a continuación.

Depresión Longitudinal Central

Esta unidad se encuentra comprendida entre lasierra de San Luis y las Serranías Occidentales. Tieneuna clara elongación con dirección NNO y el eje de

Figura 26: Esquema geomorfológico de la Hoja 3366-I San Francisco del Monte de Oro


la depresión está destacado por cauces colectoresque drenan hacia el norte los ocasionales caudales.Desde el punto de vista morfoestructural, esta de-presión se ubica en el suave flanco oriental de lasestructuras de inversión tectónica de las SerraníasOccidentales y está marginada por el frente de le-vantamiento de la sierra de San Luis. Los caucesefímeros que la surcan drenan sus aguas hacia dosniveles de base diferentes. Desde la latitud de Nogolíal norte, el drenaje es colectado por la cañada deVilance y derivado a la pampa de las Salinas o Sali-nas Grandes, cuyo extremo meridional se encuen-tra comprendido en esta Hoja. Al sur de dicha loca-lidad, ya en el extremo austral de la comarca, lasocasionales crecidas del río Nogolí y otros afluentesse encauzan por la cañada de Balde-San Gerónimoy desaguan en las salinas del Bebedero, al sur delárea de estudio. Estos sistemas colectores presen-tan una marcada linearidad, lo que sugiere un con-trol de las estructuras subyacentes. Tal como lo in-dicara González Díaz (1981), dichos niveles de basecorresponden a cuencas endorreicas cuyos afluen-tes tienen carácter efímero hasta intermitente. Ladivisoria de aguas entre ambas cuencas ha sido atri-buida a la denominada Dorsal de San Pedro (Flores,1969), aunque debe destacarse que dicha divisoriase encuentra ubicada unos 25 kilómetros más al surde la posición supuesta de la dorsal.

Dentro de la depresión se reconocen diferentesunidades geomorfológicas tales como:

Piedemonte y planicie aluvial pedemontana

Su superficie muestra abundante aporteloessoide, con diverso grado de mezcla con mate-riales fluviales y con los aportados por el redepósitode unidades previas.

La asociación pedemontana vinculada con la sie-rra de San Luis presenta características diferentesen su sector proximal a lo largo del frente serrano.En el ámbito de la sierra de Socoscora al sur, esteambiente está caracterizado por abanicos aluvialesde aspecto homogéneo y escasa pendiente (menosde 3%). La disección de estos cuerpos es baja y ge-neralmente están cubiertos por vegetación.

Entre los ríos Amieva y Nogolí los planospedemontanos tienen una pendiente mayor. Estopuede reconocerse al sur de la quebrada Monigote,pero es mucho más evidente en las mesillas expues-tas en la desembocadura del río Nogolí. Dichasgeoformas están constituidas por sedimentosaluviales de cinco metros de espesor en promedio,

separados mediante una discordancia erosiva de lasrocas rojizas miocenas a pliocenas infrayacentes(Ojeda, 1991; Sozzi, 1991; Sozzi et al., 1995). Estosplanos pueden caracterizarse como pedimentos cu-biertos (concealed pediments), reconociéndose porlo menos tres niveles con diferentes alturas y pen-dientes. Los planos más antiguos tienen mayor pen-diente y exponen más claramente la superficie depedimentación. Al sur del puesto Lorenzillo, la pen-diente anómala de los niveles de pedimentación hasido adjudicada a la acción de la tectónicacompresiva cuaternaria (Costa, 1992).

Las diferencias altimétricas entre los distintosplanos aluviales desaparecen hacia el oeste, por loque es muy difícil la diferenciación cartográfica alalejarse del frente serrano. Por esta razón, una delas características que destaca al relieve mesetiformede la desembocadura del río Nogolí, es que la pen-diente de los planos es mucho menor que el resto(0º-1ºO), lo cual genera un relieve relativo que al-canza a la centena de metros en el extremo occi-dental. Se considera que estas características estánvinculadas con un control estructural.

Debe destacarse que no se han observado ex-posiciones de los planos de pedimentos labradossobre las rocas terciarias al sur de la desembocadu-ra del río Nogolí. Ello se supone asociado a la activi-dad del sistema de fracturas vinculados con la fallaVilla General Roca.

La pendiente de la planicie pedemontana de estesector está interrumpida por los asomos de lacerrillada de Villa General Roca. Esta topografía esconsecuencia de la acción de estructuras andinascon idéntico estilo estructural que el bloque mayor(véase Capítulo 3) y constituye un tenue escalóntopográfico entre la sierra de San Luis y la cota mí-nima de la depresión en esta latitud, constituída porla cañada de Vilance. En estas cerrilladas estánexpuestos fundamentalmente conglomerados quesepultan un núcleo de basamento cristalino, que aflorapuntualmente en los sectores en los que la erosiónfluvial es más activa. La cerrillada es atravesadapor varios cursos, cuyas cabeceras se encuentranen cercanías de la ruta provincial Nº3. Aunque esterelieve desaparece gradualmente hacia el norte, laexpresión sutil de un resalto topográfico acompa-ñando a la falla de Villa General Roca puede reco-nocerse por lo menos hasta las cercanías de LaBotija. Dicho lineamiento coincide con un cambionotorio en el patrón del drenaje, que varía de este aoeste de un patrón subdendrítico-radial convergen-te a cauces unitarios bien impuestos (coincidentes


con la zona de topografía más elevada) y abanicosaluviales con patrones dicotómicos en el oeste.

Al sur del río Nogolí el aspecto de la planiciealuvial pedemontana es similar al descripto para elborde de la sierra de Socoscora, teniendo en comúncon respecto al segmento antes mencionado unmenor relieve relativo, cuencas serranas de menortamaño y ausencia de deformaciones cuaternarias.

En la planicie pedemontana vinculada con lasSerranías Occidentales, González Díaz (1981) re-conoció geoformas típicas de estos ambientes talescomo abanicos aluviales, además de dos niveles depedimentos desarrollados sobre sedimentitascretácicas y terciarias en las cercanías de LaChañarienta. Las acumulaciones pedemontanas vin-culadas con la degradación de estos cordones se-rranos se encuentran disectadas por la red de dre-naje actual, cuyo colector regional es la cañada deVilance.

Debe destacarse que desde la sierra de las Qui-jadas hacia el sur, la divisoria de aguas entre la De-presión Central y la Depresión del Bermejo-Des-aguadero se halla ubicada al este de las SerraníasOccidentales.

El nivel de base regional de esta depresión loconstituye el ambiente de playa denominada pampade las Salinas (véase figura 25). Este cuerpo salinosuele presentar efímeras lagunas, cuya magnitud estásujeta a las crecidas ocasionales de los caucesafluentes. Su piso está compuesto por una capa desales (principalmente cloruro de sodio) junto conproporciones variables de limo y arcilla. La playatiene una orla limosa, constituida por sedimentos fi-nos mezclados en ocasiones con material loessoide,aportes de arenas eólicas y eflorescencias salinas.La pendiente occidental es suave y continua, mien-tras que la oriental muestra cambios topográficosanómalos en el extremo de la Hoja. A la latitud deSanto Domingo y El Quebracho es evidente un ala-beo topográfico impropio para las cercanías de unaplaya. A expensas de esta situación la erosiónretrocedente ha desarrollado, ya en el ámbito de lavecina Hoja Chepes, barrancas de hasta 30 m dealtura. Es probable que esta reactivación de la ero-sión esté vinculada con la acción de movimientosneotectónicos. La linearidad de los márgenes de estecuerpo salino parece expresar un control estructu-ral consistente con las principales directrices de laestructura regional. Según González Díaz (1981) estaplaya corresponde a un tipo húmedo ó wet-pan de-bido a la cercanía del nivel freático. Esta razón ex-plicaría la existencia ocasional de vertientes ubica-

das en sus márgenes, que suelen ser aptas para be-ber.

Planicie medanosa

El desarrollo de planicies medanosas o camposde médanos longitudinales se destaca al norte de lasierra de Socoscora (Puerta Negra) y en el margenoccidental de la pampa de las Salinas (Balde deAzcurra). Según Ramonell et al. (1993), la superfi-cie dominada por dunas ocupaba un área mayor, sien-do muchas de estas morfologías degradadas a ex-pensas de la acción de los derrames del río San Fran-cisco y otros en el sector de Puerta Negra y deprocesos asociados a la evolución de una playa sa-lina en el sector de Balde de Azcurra.

Ramonell et al. (1992) indicaron que los vientosque formaron el campo de arena de Puerta Negracircularon con dirección general N-S, sufriendodeflecciones provocadas por las influencia de lasserranías del área. Las direcciones dominantes delas crestas son de NNE-SSO y NE-SO, excepto enel extremo sur del campo, donde describen curvasmuy regulares hacia el oeste bordeando las sierras.Los médanos tienen alturas características de 1 a 2metros, anchos uniformes del orden de 100 m y lon-gitudes variables.

En el área circundante a Balde de Azcurra seobservan médanos longitudinales en una faja de al-gunos centenares de metros de ancho alrededor deldepósito interno o central, con alturas de hasta 5 my longitudes de onda uniformes. Las crestas de lasdunas están orientadas casi E-O. Inmediatamenteal noroeste de esa localidad, la disposición es NE-SO a NNE-SSO, debido a la progresiva deflecciónde los vientos generadores de la Formación PuertaNegra. Los citados autores describieron en el pri-mer sector, dunas de anchos uniformes (100 m) ydirecciones predominantes NNE-SSO, lo cual esbastante visible en imágenes aéreas. Mencionarontambién que las geoformas medanosas están bas-tante disipadas en el sector de Balde de Azcurra yla orientación de las crestas varía allí entre direccio-nes E-O y NE-SO.

Depresión Occidental o de Bermejo-Des-aguadero

Esta zona está caracterizada por los barrealesy lagunas asociados al ambiente de playa corres-pondiente al río Bermejo y al cauce del río Des-aguadero.


Planicie aluvial de las Serranías Occidenta-les

La planicie aluvial pedemontana vinculada conlas Serranías Occidentales es de corta extensióncomparada con las descriptas para la DepresiónLongitudinal Central. Al occidente del área de se-rranías se reconoce un cinturón de abanicos aluvialescoalescentes, cuya transición al ámbito de barrealeses bastante neto en la sierra de Cantantal ytransicional a la latitud de la sierra de El Gigante. Eneste ámbito se reconocen tres abanicos de muchomayor tamaño que el resto, bien individualizables enlas imágenes satelitarias. Ellos están constituídos porel cauce de la quebrada innominada en el extremosur de la sierra de Cantantal, la quebrada La Higue-ra en la sierra de Las Quijadas y el arroyo El Talaen la sierra de El Gigante. El área de aporte de es-tos abanicos aluviales no está confinada solamentea la ladera occidental de las serranías. Presentanuna textura suave producto de una menor disecciónrelativa y de la funcionalidad de estas geoformasdurante crecidas esporádicas.

Barreales del río Bermejo

En el extremo noroeste de la Hoja el centro dela depresión está caracterizado por un ámbito deplayas de piso duro y composición limosa con oca-sionales eflorescencias salinas, también conocidascomo barreales, vinculadas al río Bermejo. Éste seencuentra actualmente desconectado del río Des-aguadero, probablemente a causa de los aportes dematerial aluvial del río Mendoza (Rodríguez, 1966,en González Díaz, 1981). Predominan en estosbarreales limos sueltos con eflorescencias salinas einvasiones locales de médanos. Rara vez se formanlagunas en este ambiente, pero puede tornarse in-transitable a causa de las lluvias.

Bañados y lagunas del río Desaguadero

Los ríos Mendoza y San Juan drenan sus cau-ces hacia las lagunas de Guanacache o Huanacachey del Rosario, a partir de donde el sistema fluvialtoma el nombre de río Desaguadero. Pascual yBondesio (1981) destacaron que este sistema lagu-nar debió alcanzar su máxima extensión durante elperíodo glacial y post-glacial. Según González Díaz(1981), es el río San Juan el principal aporte actualde este sistema, ya que el caudal del río Mendozarara vez ha alcanzado a la citada laguna en los últi-

mos cincuenta años. No se trata de un ambiente deplaya propiamente dicho, dado que existe un siste-ma de evacuación, con escasa pendiente. A las la-gunas de Guanacache también llegan durante oca-sionales crecidas los caudales de la quebrada LaHiguera.

Si bien el cauce actual del río Desaguadero estápor lo general bien definido, se reconocen abundan-tes paleocauces y lagunas menores, muchas de ellasestacionales, las que entre el sur de la sierra de lasQuijadas y la sierra de El Gigante tienen un diseño«en rosario» elongado según el cauce principal delrío. En el extremo suroeste del área de estudio seubica la laguna Silverio, cuerpo de agua permanen-te que según los lugareños tiene una profundidad de5 metros.

La disposición de los bañados y lagunas sueleocupar una zona marginal al curso principal, cuyoancho varía entre 10 y 15 kilómetros. En su interiorla ubicación de los cuerpos lacustres suele ser bas-tante variable, a juzgar por su disposición en imáge-nes satelitarias con diferentes fechas de obtención.

Guadales

En todo este sector coexisten los guadales aso-ciados a las depresiones anegadas, con invasionesmedanosas de magnitud variable. González Díaz yFauqué (1993) indicaron que en territorio mendocinola principal característica de las zonas de guadaleses la ausencia de formas definidas, reconociéndoseprincipalmente montículos de arena amorfos reteni-dos por la escasa vegetación existente. Por su par-te, Rodríguez y Barton (1993) identificaron en oca-siones pequeñas acumulaciones marginales a cuen-cas de deflación en el área lacustre y en la planiciealuvial distal.

4.2. AMBIENTE DE SERRANÍAS

Sierra de San Luis

El área de esta Hoja Geológica contiene sólo unsector del occidente de la sierra. Las característi-cas morfoestructurales de la sierra de San Luis sontípicas de las Sierras Pampeanas; esto es, una pen-diente occidental corta y abrupta y una pendienteoriental tendida y de mayor desarrollo, que en estetipo de morfoestructuras se conoce como «pendientede inclinación del bloque basculado». Este esquemapuede observarse dentro del área de la Hoja, tantoen el bloque principal de la sierra como en las serra-


nías menores (sierra de Socoscora y cerrillada deVilla General Roca).

Bloque principal

Las dos unidades morfológicas recién mencio-nadas pueden distinguirse en este bloque. La lade-ra oriental está caracterizada por un suave relievedeterminado por la buena preservación de una anti-gua superficie de erosión, la Peneplanicie de SanLuis (González Díaz, 1981), labrada sobre las rocasdel basamento cristalino. Esta peneplanicie tiene unasuave pendiente general al ESE que rara vez supe-ra los 4º, como se muestra en la figura 27. El escasorelieve relativo primario que presenta ha sido a suvez suavizado por la depositación de sedimentosloessoides que determinaron el desarrollo de varias«pampas» en altura, como las denominadas pampade La Invernada, pampa de Gasparillo y valle dePancanta. Estos depósitos suelen alcanzar en algu-nos casos hasta 4 m de potencia, con buen desarro-llo edáfico favorecido por las condiciones de mayorhumedad imperantes en estos sectores. Es opinióngeneralizada que en las Sierras Pampeanas el desa-rrollo de esta peneplanicie tuvo lugar luego de ladepositación del Grupo Paganzo (Paleozoico Supe-rior-Triásico) y antes de los episodios vinculados conla orogenia andina (Methol, 1971; González Díaz,1981; Jordan et al., 1989; Costa et al., 1998). Paralos últimos autores, la actual Peneplanicie de SanLuis ya era una zona considerablemente denudadaen el Cretácico.

El otro elemento morfológico sobresaliente enesta ladera son los aparatos volcánicos neógenosemplazados sobre la peneplanicie, que configurandestacadas siluetas en el paisaje (véase figura 20).Las principales elevaciones están representadas,entre otros, por los cerros Tomolasta, Porongo, LaVirgen, Los Mellizos y Canutal. Estos aparatos pre-sentan por lo general una morfología dómica y mu-chos de ellos han sido erodados, exhibiendo sus nú-cleos magmáticos (Llambías y Brogioni, 1981). ParaGonzález Díaz (1981) estos aparatos se asemejan anecks, aunque no se tienen las formas propias deun relieve volcánico primario debido a la degrada-ción que presentan.

Ladera occidental

Está representada por la escarpa de falla delfrente de levantamiento andino del bloque principal.Esta vertiente no es una ladera simple, sino que en-tre las cumbres serranas principales y el sectorpedemontano se interponen algunas subdivisoriasasociadas a bloques tectónicos secundarios. La cuen-ca arealmente más importante corresponde al ríoNogolí, que discurre a través de los diferentes blo-ques tectónicos a la manera de un río antecedente.A lo largo de esta ladera occidental se reconocenvigorosos entallamientos del sistema fluvial. El rum-bo general de la escarpa de falla es NNE, aunquese reconoce una inflexión en el sector donde el tra-zo principal de la falla de San Luis presenta unadivergencia que constituye el frente de fallamiento

Figura 27: Vista de la denominada «peneplanicie de San Luis» en el sector de la pampa de Gasparillo, tomada hacia el nortedesde las nacientes de un afluente del río Nogolí. En el extremo izquierdo (oeste) de la foto alcanza se reconoce parcialmente laescarpa de la sierra de San Luis, mientras que la ladera oriental desciende suavemente hasta las inmediaciones del distrito vol-

cánico de La Carolina, cuyos picos agudos pueden distinguirse en el extremo derecho de la fotografía.


de la sierra de Socoscora. Desde allí hacia el norteel trazo de la falla de San Luis y su escarpa tienenuna dirección NE, mientras que el trazo sur mantie-ne casi la misma dirección que la escarpa de la sie-rra de Socoscora (20º aproximadamente). Asimis-mo, las características morfométricas son distintasy en función de ello pueden distinguirse varios seg-mentos a lo largo del frente serrano (Costa, 1987;Caviedes Vidal, 1990).

Entre el río La Majada y la sierra de Socoscorase observan profundos cortes en «v» del sistemafluvial, correspondientes al río Juan Gómez y losafluentes del río San Francisco. Los interfluvios sonpor lo general agudos, excepto en algunos lugaresdonde aún se reconocen pequeños remanentes deun paisaje más denudado. La presencia delineamientos y morfologías asociadas a fracturas sonabundantes. En la mayoría de los casos su expre-sión está vinculada a fenómenos gravitacionales yno indican directamente el sentido de movimientode la fractura, si lo hubiera. Asociado a esto se re-conocen valles lineares longitudinales, subsecuentesy discontinuidades altimétricas de crestas.

Entre la sierra de Socoscora y la quebrada Mo-nigote, el frente es bastante rectilíneo y sus carac-terísticas morfométricas son asimilables a las reciéndescriptas.

Desde la quebrada Monigote hasta el río Nogolíalgunos aspectos morfométricos del frente cambian,debido a que este sector de la ladera corresponde aun bloque menor. En consecuencia, la longitud delos cauces es menor, lo cual influencia su podererosivo y el grado de entallamiento. Las cuencasfluviales son también más pequeñas y consecuente-mente los engolfamientos de la silueta serrana sonmenos importantes. Los interfluvios son rectos yangulosos, aunque el relieve relativo de los valles esgeneralmente menor que en el segmento anterior.El tramo río Nogolí-quebrada Guascara (este últimopunto ya fuera del área de estudio) corresponde tam-bién a otro bloque menor desde el punto de vistamorfoestructural. Este bloque es de menor alturaque el que caracteriza al segmento anterior (sus cotassuperan en pocas ocasiones los 1300 m s.n.m.) ycorresponde también a una divisoria secundaria deldrenaje en la ladera occidental. El sistema fluvialtiene un desarrollo y organización menor que en lostramos anteriores y no se reconocen morfologíasdirectamente asociables a fallas. Los interfluvios sonredondeados y la sinuosidad del segmento es com-parativamente baja, vinculada probablemente al es-caso poder erosivo de los cauces.

Sierra de Socoscora

Presenta a otra escala el mismo aspectomorfológico que la sierra de San Luis, en lo referen-te a la asimetría de sus laderas. Esta morfoestructurapuede considerarse como un desprendimiento delbloque principal de la sierra de San Luis. Sus alturasapenas sobrepasan los 1.200 m s.n.m., descendien-do las cotas gradualmente hacia el norte hasta des-aparecer al norte de la localidad de San Franciscodel Monte de Oro. Las características de su laderaoccidental cambian según disminuye el relieve rela-tivo serrano, pero en ningún caso el sistema fluvialmuestra un desajuste importante con el nivel de basecontrolante actual, siendo el entallamiento fluvial mo-derado o bajo. Muchos cauces tienen incluso vallesde fondo plano, evidenciando las dificultades paraevacuar sus depósitos.

El drenaje más importante es el río Socoscora,cuyas cabeceras se ubican en el escalón estructuralformado por esta serranía y el bloque principal de lasierra de San Luis. A pesar de estar localizadas enla ladera oriental, este drenaje escurre hacia el NNO,desaguando en la vertiente occidental de la sierra.Este río se aloja en un valle con meandros encaja-dos y discurre sobre el paisaje denudado que carac-teriza a la ladera con pendiente general hacia el norte.El río Socoscora atraviesa la serranía de SSE a NNOen una dirección algo contrapuesta a su sentido debasculamiento.

Cerrillada de Villa General Roca

Está caracterizada por unos pequeños cerrosque sobresalen de la planicie aluvial pedemontanade la sierra de San Luis. Este relieve mantienelas mismas características morfoestructurales delbloque serrano mayor. La cerrillada está asocia-da a la falla de Villa General Roca y se asumeque este relieve tiene el mismo tipo de vincula-ción tectónica que el descripto para las sierras deSan Luis y Socoscora.

Serranías Occidentales

Se trata de un cordón de serranías bajas que seextiende en forma casi contínua con dirección NNOdesde la sierra de La Huerta (32º 40') en la provin-cia de San Juan hasta la latitud de 34º. Dentro delárea de estudio el relieve de las sierras de Cantantaly Las Quijadas está vinculado a geoformas asocia-das a plegamientos, mientras que las características


geomorfológicas de la sierra de El Gigante respon-den al modelado de un núcleo de rocas de basa-mento.

En la sierra de Cantantal las características es-tructurales determinan un relieve de cuestas en suladera oriental, acentuado por el diferente comporta-miento frente a la erosión fluvial de las formacionessedimentarias. En el limbo oriental de la estructuraanticlinal que caracteriza a dichos depósitos se reco-noce una zona deprimida correspondiente a los aflo-ramientos de la Formación Lagarcito. Algo parecidoocurre con las areniscas de la Formación El Jume enel núcleo de la estructura. El mencionado relieve decuestas no se reconoce en la ladera occidental, do-minada por conglomerados de inclinación suave amoderada hacia el oeste y estratificación grosera.

Todos los cursos de estas serranías son de régi-men efímero, concentrándose la mayor densidad dedrenaje en los conglomerados de la Formación LaCruz, caracterizada principalmente por diseñossubdendríticos. La franja topográficamente depri-mida correspondiente a la Formación Lagarcitomuestra una menor densidad de drenaje, probable-mente debido a la mayor permeabilidad relativa dela persistente cubierta aluvial cuaternaria que pre-senta. Esta zona deprimida condiciona el caráctersubsecuente de los principales cursos colectores. Lagran mayoría de ellos desaguan hacia el este, ex-cepto los cursos correspondientes a las cabecerasde las quebradas La Luisa y Los Manantiales.

Las rocas terciarias tienen un relieve bastantesimilar a los conglomerados cretácicos y la expre-sión de la inclinación de los estratos está remarcadapor los cauces subsecuentes. En el extremo sur dela sierra de Cantantal, ya en cercanías de la rutanacional 147, se reconocen sutiles evidencias de unaculminación periclinal de la estructura anticlinal, aso-ciada a la pérdida de expresión en superficie de laFormación La Cruz. Como consecuencia de ello, elrelieve serrano se reduce a suaves lomadas.

La sierra de las Quijadas constituye un claroejemplo de un paisaje aportillado (González Díaz,1981) asociado a un braquianticlinal, cuyo diseñodómico elongado en dirección NNO está remarcadopor el diferente comportamiento ante la erosión delas formaciones La Cruz y El Jume, constituyendoesta última el núcleo de la estructura. Si bien lasrelaciones morfoestructurales del flanco norte de estasierra son las mismas que las descriptas para la sie-rra de Cantantal, la expresión del relieve de cuestases aquí más sutil debido al menor relieve relativoentre las formaciones cretácicas y terciarias.

Esta morfoestructura exhibe una relación de 2ºorden entre paisaje y plegamiento, en donde el sec-tor de charnela en la culminación de su eje ha sidoerodado. Esto ha dado lugar a una morfología deanticlinal aportillado coincidente con el afloramientode la Formación El Jume y conocida como Potrerode la Aguada. Las diferencias en el comportamien-to ante la erosión de las areniscas del núcleo (For-mación El Jume) y los conglomerados (FormaciónLa Cruz), asociado al bajo ángulo de inclinación deestas rocas, ha dado lugar al desarrollo de promi-nentes riscos, lo que configura un pintoresco paisa-je. Este rasgo, además de las diferentes expresio-nes fotogeológicas de ambas formaciones, favore-ce la clara expresión de esta estructura en fotogra-fías aéreas.

El Potrero de la Aguada es drenado sólo por uncauce colector en el flanco occidental del pliegueque conecta esta cuenca con la bajada abierta al ríoDesaguadero. A la salida de la quebrada, dicho cau-ce presenta un patrón radial divergente con bruscasdesviaciones del cauce principal hacia el sur concodos de 90º, lo que sugiere un importante controlestructural de lineamientos asociados al sistema defallas Valle Fértil-Desaguadero.

El drenaje de la ladera occidental se presentapoco jerarquizado con cuencas de reducido tama-ño. En el ángulo noroeste de la sierra se destaca unsutil relieve de cuestas con buzamiento noroccidental,presumiblemente controlado por las coladasbasálticas intercaladas en el techo de la FormaciónLa Cruz.

El núcleo de basamento cristalino que consti-tuye la sierra de El Gigante tiene característicasmorfoestructurales diferentes a las de la sierrade San Luis, ya que su silueta no se asemeja a lade un bloque asimétrico basculado al este sinoque sugiere un aspecto dómico. Este rasgo, asícomo sus aspectos geológicos, guardan más se-mejanza con la sierra de Pie de Palo (Costa yGardini, 1985; Gardini y Costa, 1987; Gardini,1992). Esto revelaría que quizás la geometría delfallamiento andino en esta sierra sea diferente ala de la sierra de San Luis.

El relieve de la sierra muestra una importantedependencia de la diferente resistencia a la erosiónde las unidades del complejo metamórfico. Esto esmás evidente en la mitad norte, donde son más abun-dantes los bancos de mármoles. En algunos secto-res, como en el cerro Redondo, se reconocen relictosde paisajes más denudados, predominando losinterfluvios redondeados.


La ladera occidental de la sierra tiene mayorpendiente que la oriental. En el sector del puesto ElPajarito se reconoce un plano de erosión labradosobre el basamento, que podría corresponder a unpedimento, que fue preservado de la erosión por unacubierta aluvial consolidada con abundante materialcarbonático y depósitos travertínicos.

En el norte de la sierra se destaca el cauce secodel arroyo El Tala, cuya cuenca de alimentación seencuentra al este de esta sierra, siguiendo aproxi-madamente sus cabeceras el trazo de la ruta nacio-nal 147. Dicho cauce se unifica en un ramal colec-tor que atraviesa el extremo norte de la sierra, a lamanera de un cauce antecedente.

La expresión en superficie de las sedimentitascretácicas ubicadas en el extremo sur de la sierra,en el sector conocido como Punta de Sierra, estálimitada a la exposición de los conglomerados. Sereconoce una morfología de cuestas no siempre biendefinida. Cuando las litologías gradan a areniscas,pelitas o evaporitas el relieve relativo es insignifi-cante y los rasgos morfológicos muy poco defini-dos, ya que los afloramientos se encuentran en granparte cubiertos por depósitos cuaternarios y porabundante vegetación arbustiva y arbórea.

5. HISTORIA GEOLÓGICA

La escasa información cronológica de las rocasdel basamento cristalino torna difuso el conocimien-to de los procesos geológicos que caracterizaron laevolución de estas unidades. Si bien las relacionesentre las sierras de San Luis y El Gigante no sonadecuadamente conocidas, en los distintos esque-mas regionales propuestos se considera que las ro-cas de esta última son más antiguas y forman partede las Sierras Pampeanas Occidentales (Dalla Sal-da et al., 1993).

La edad de las secuencias originales de lasmetamorfitas de la sierra de El Gigante tampoco esconocida, pero su composición sugiere un protolitointegrante de una sucesión marina poco profunda,con componentes carbonáticos e intercalaciones derocas básicas (Gardini, 1992; Gardini y Dalla Salda,1997). La signatura estructural del basamento de lasierra de El Gigante indica que su evolución comoterreno difiere bastante de aquellos procesos quecaracterizaron la evolución hasta el Paleozoico in-ferior de la sierra de San Luis, reconociéndose ma-yores analogías con la sierra de Pie de Palo (Gardini,1992, 1993), donde se han determinado edades de1027 ± 59 Ma (Varela y Dalla Salda, 1992) y 1066

Ma (Mc Donough et al., 1993). Gardini y Dalla Sal-da (1997) interpretaron que las rocas del ComplejoSierra de El Gigante se originaron a partir de unmetamorfismo progresivo tipo Barroviano, que al-canzó localmente la facies anfibolita, con tempera-turas y presiones variables entre 350ºC-500ºC y 2-5kb respectivamente. En la evolución estructural deeste complejo pueden reconocerse por lo menos tresepisodios de deformación dúctil y semifrágil (Gardini,1992, 1993; Gardini et al., 1996; Schetselaar et al.,1996).

En la sierras de San Luis, Socoscora y VillaGeneral Roca, Sims et al. (1997) interpretaron quelos gneises y migmatitas del Complejo metamórficoNogolí derivan de una secuencia sedimentariacámbrica. Los sedimentos se habrían depositado enun margen pasivo desarrollado durante un riftingintracontinental y la consecuente apertura deLaurentia y Gondwana en tiempos eocámbricos.Llambías et al. (1996) sugirieron que esa regiónpodría representar un terreno prefamatiniano. Sinembargo, no existen argumentos sólidos para pen-sar que los gneises occidentales sean más antiguosque los que se encuentran en la parte oriental de lafaja filítica. Por otra parte, dentro de los gneises sehan reconocido anfibolitas que han sido interpreta-das como derivadas de rocas ígneas básicas(Merodio et al., 1978) y que Ramos (1991) ha con-siderado como pertenecientes a un arco islándicodesarrollado durante el ciclo Pampeano. Tambiénen los gneises del Complejo metamórfico Pringlesse encuentra un conjunto de cuerpos máficos yultramáficos (Kilmurray y Villar, 1981) que presen-tan características de tholeitas de retroarco (Brogioniy Ribot, 1994). Estas rocas han sido atribuidas a unsistema de rift postcolisional, posterior a la orogeniaPampeana (Ramos, 1991) o durante el cicloFamatiniano (Sims et al., 1997), esto último sugeri-do por una edad obtenida de 478 ± 6 Ma U/Pb,(Camacho e Ireland, 1997). La primera fasedeformacional que se observa en los gneises ha sidogeneralmente atribuida al ciclo Pampeano (CriadoRoque et al., 1981b; Sims et al., 1997) y se encuen-tra asociada a un metamorfismo de facies anfibolitas.

El protolito sedimentario de las metamorfitas delComplejo metamórfico Pringles serían probablessecuencias turbidíticas depositadas en elEopaleozoico en una cuenca de retroarco en el mar-gen pampeano del continente de Gondwana (Simset al., 1997).

Las filitas y esquistos del Complejo La Floridacorresponderían a una secuencia sedimentaria pos-


terior al desarrollo de los gneises (Kilmurray y Da-lla Salda, 1977; Prozzi, 1990; Ortiz Suárez y Ramos,1990; Llambías et al., 1996; Sims et al., 1997, entreotros). La edad de esta unidad no es claramenteconocida, aunque algunos autores la han asignadoal Ordovícico (Sims et al., 1997). Sin embargo, lasedades cámbricas (529 Ma) obtenidas por Söllneret al. (1998) en las rocas metavolcánicas de estaunidad indican que ese sería el techo cronológico dela Formación San Luis en caso de tratarse de facieslávicas.

Toda la región sufrió a posteriori una importantefase de metamorfismo y deformación que normal-mente ha sido atribuida al ciclo Famatiniano en elOrdovícico. Durante este ciclo se registró la intru-sión de numerosos cuerpos ígneos, de composiciónvariable desde gabros y tonalitas hasta granodioritasy granitos, con características de arco magmático,agrupados como Granitoides Famatinianos. El régi-men de subducción asociado al citado arcomagmático culminó en el Ordovícico con la faseOclóyica, que dio lugar al orógeno Famatiniano porla colisión entre Laurentia y Sudamérica.

Las edades de las plutonitas están comprendi-das entre 513 Ma Rb/Sr (errorcrona con un errorgrande, Sato et al., 1996) y 468 ± 6 Ma U/Pb(Camacho e Ireland, 1997).

La ubicación del Granito La Escalerilla con res-pecto a esta fase es controversial, ya que algunosautores conjeturaron que la intrusión es previa (OrtizSuárez et al., 1992; Sato et al., 1996; von Gosen yProzzi, 1996), mientras que Sims et al. (1997) aso-ciaron el intrusivo con los granitoides devónicos enbase a la datación U/Pb de 404 ± 5 Ma (Camacho eIreland, 1997).

El último evento registrado en la estructura delbasamento de la región lo representa el desarrollode zonas de cizalla asociadas al ciclo Achaliano (Simset al., 1997). Esta deformación tiene característi-cas de menor temperatura, que indicarían un ascen-so regional. Luego de la consolidación estructuraldel basamento cristalino, la región debe haber ex-perimentado importantes movimientos verticalespositivos, ya que a finales del Carbonífero el sectorde Bajo de Véliz (NE de la sierra de San Luis) esta-ba expuesto en superficie y constituía una cubetareceptora de sedimentos fluvio-lacustresgondwánicos. Según Jordan et al. (1989) dicha zonaera un área montañosa en esa época y aún no sehabría desarrollado la extensa superficie de erosiónregional que caracteriza actualmente el paisaje se-rrano. Si bien no se han registrado sedimentos

carbonífero-pérmicos en el ámbito de la Hoja SanFrancisco, tampoco se descarta su presencia en lostérminos estratigráficos más inferiores de la cuencade San Luis.

Durante el Triásico se verificó un proceso deextensión continental, principalmente al oeste de laregión. Ello tuvo su correlato en la extrusión devolcanitas ácidas (Grupo Choiyoi) y en ladepositación de sedimentos continentales (GrupoUspallata), típicos representantes de la estratigrafíade la cuenca Cuyana, en el sector norte de la pro-vincia de Mendoza. Dichas rocas han sido recono-cidas en perforaciones ejecutadas por YPF más alsur de la Hoja (Flores y Criado Roque, 1972; Flores,1979; Manoni, 1985), aflorando asimismo términosvolcaniclásticos asignables al Grupo Choiyoi en lasierra de Varela, a los 34º de latitud (Costa et al.,1998). Es muy probable que tanto los fenómenosefusivos como la sedimentación continental triásicaestén presentes en el subsuelo del ámbito de lasSerranías Occidentales. Por lo tanto, no es arries-gado suponer que los procesos de rifting convolcanismo asociado también alcanzaron esta región,desarrollándose cuencas tipo hemigraben en la quese depositaron sedimentos fluviales conintercalaciones lacustres. Las citadas perforacionesindican que, suprayaciendo a los depósitos triásicos,se apoyan los términos basales del Grupo El Gigan-te, representados por la Formación Los Riscos. Estenuevo ciclo de sedimentación también ocurrió den-tro de un marco tectónico extensional que afectóamplias zonas de nuestro país y del continente sud-americano, coincidente con la apertura atlántica(Uliana et al., 1989). Se interpreta que en esta Hoja,el margen activo de la cuenca hemigraben desarro-llada en este período estaba ubicado inmediatamen-te al oeste del actual margen occidental de las Se-rranías Occidentales (Schmidt et al., 1993; Costaet al., 1995; Rivarola, 1995a; Gardini et al., 1996).El carácter proximal de los conglomerados de lasformaciones Los Riscos y La Cruz en esos secto-res y la proveniencia occidental de sus materiales,permiten inferir la existencia de una morfoestructurapositiva al oeste de las actuales serranías durante elCretácico. Este frente montañoso no era rectilíneo,sino que parece haber tenido bruscas inflexiones,según lo atestiguan la dirección del borde de cuencasugerido por las fallas de El Gigante y QuebradaGrande (Gardini et al., 1996). Las sedimentitasaflorantes expresan fundamentalmente unpaleoambiente pedemontano desarrollado durante unclima árido-semiárido, en el que se generaron par-


cialmente lagunas con abundante biota, bajoconcidiones tectosedimentarias propicias, como esel caso de la Formación La Cantera. En los secto-res más alejados de las áreas positivas imperabanambientes de playa, con mayor participación de de-pósitos evaporíticos. El volcanismo básico alcalinointercalado en el techo de la Formación La Cruz yen algunos sectores aislados de la sierra de San Luistestifica respecto a la importancia de los procesosde extensión cortical que caracterizaron esta región.Desde el punto de vista de la evolucióntectosedimentaria de esta cuenca, puede conside-rarse que los cortejos conglomerádicos de las for-maciones Los Riscos y La Cruz y sus términos late-rales corresponden a la etapa de sinrift propiamen-te dicha, mientras que los términos fluviales yevaporíticos de la Formación Lagarcito son compa-tibles con una etapa de relleno final o sagging.

Se desconoce cual fue el límite oriental de lasedimentación cretácica a la latitud de la Hoja, enrelación con el actual emplazamiento de la sierra deSan Luis. Se interpreta que esta morfoestructurapodría haber tenido un comportamiento subpositivoen dicha época, considerando que el volcanismocretácico se emplazó directamente sobre un basa-mento casi con seguridad ya peneplanizado (Costaet al., 1998). Sin embargo, es posible que la expre-sión areal y/o el relieve de la antigua serranía hayasido mucho menor que el actual (Rivarola et al.,1997). Los procesos extensionales que dominaronel estilo tectónico de la región durante buena partedel Mesozoico parecen haber culminado con ladepositación de la Formación Lagarcito.

La evolución en la comarca durante el Terciarioestuvo caracterizada por la reversión del anteriorrégimen tectónico que condujo a un acortamientogeneralizado de toda la región, en consonancia conlos episodios tectónicos en progreso en el OrógenoAndino. Los depósitos asignados al Terciario atesti-guan sobre el desarrollo de ambientes fluviales (aba-nicos y planicies aluviales) en climas áridos-semiáridos, con sedimentos provenientes de lassedimentitas cretácicas en el sector occidental y delbasamento cristalino en el sector oriental. Esto esconsistente con una paulatina generación y/o incre-mento del relieve disponible en el área. En las Se-rranías Occidentales, los efectos compresivos estu-vieron principalmente localizados en las antiguasfallas normales del margen activo de las cuencashemigraben. Ello generó fenómenos de inversióntectónica, expresados en las estructuras andinascomo pliegues por propagación de falla (Yrigoyen

et al., 1989; Schmidt et al., 1993; Costa et al., 1995;Gardini et al., 1996). En el basamento de la sierrade El Gigante, dichos efectos resultaron en el desa-rrollo de fallas inversas que sobrecorrieron a las ro-cas metamórficas sobre materiales meso-cenozoicos,además de una importante reactivación de estruc-turas penetrativas de su fábrica interna. En la sierrade San Luis, la compresión andina determinó el de-sarrollo del corrimiento (falla de San Luis) que cons-tituye el frente de levantamiento andino de la mis-ma. Si bien no es clara la evolución tectónica neógenade esta estructura, los cortejos de fanglomeradosque componen los abanicos coalescentes adyacen-tes sugieren que el levantamiento principal (o almenos el último episodio importante) ocurrió duran-te el lapso Plioceno superior-Pleistoceno inferior(Criado Roque et al., 1981b, Costa, 1992).

Se interpreta que los procesos orogénicos quecaracterizaron este sector de las Sierras Pampeanasson consistentes con la evolución tectónica de losAndes a estas latitudes durante el Neógeno (Ra-mos y Cortés, 1993; Ramos, 1996), episodios queestuvieron relacionados con el incremento de la ve-locidad de convergencia entre las placas de Nazcay Sudamericana, luego de la ruptura de la placa deFarellones (circa 25 Ma) (Pilger, 1984; Ramos,1988).

La migración del arco volcánico andino hacia eloriente parece haber sido inducida por lasubhorizontalización de la zona de Benioff luego dela ruptura de la placa de Farellones (Barazangi eIsacks, 1976; Jordan et al., 1983; Kay et al., 1988;Ramos et al., 1991). Ello determinó el emplazamien-to de un volcanismo mesosilíceo en la sierra de SanLuis. Los cuerpos volcánicos del sector de La Ca-rolina corresponden a episodios del Mioceno supe-rior (Sruoga et al., 1996; Urbina et al., 1997), mien-tras que los productos póstumos de esta actividadse localizan en la sierra de El Morro (al este delárea de estudio) y alcanzan el límite Plioceno-Pleistoceno (Ramos et al., 1991).

Con el último episodio de levantamiento de la sie-rra de San Luis, asignado al Plioceno-Pleistoceno, que-dan configuradas las características de las unidadesmorfoestructurales positivas que determinan el paisajeactual. Los procesos exógenos modernos determina-ron la destrucción parcial de la antigua superficie deerosión preservada. Asociado a ello se desarrolló unaorla de sedimentos en las sierras de San Luis ySocoscora, dominantemente psefíticos, periféricos a loscordones serranos, con sus consecuentes ambientesde planicies aluviales y playas o barreales. Dichos se-


dimentos, sumados a un importante aporte eólico enun ambiente árido-semiárido, explican las característi-cas de los depósitos que rellenan las depresiones ubi-cadas en el ámbito de esta hoja.

Ramonell et al. (1992) indicaron que durante elPleistoceno superior se verificó el paso transicionalde un período húmedo a uno más seco (Edad Ma-mífero Lujanense), en coincidencia con el ÚltimoMáximo Glacial (9.000 AC). El Holoceno se inició,según estos autores, con un prolongado período hú-medo (piso Platense), a partir del cual sobrevieneun nuevo desmejoramiento climático, implantándo-se un ciclo de características semiáridas, solo inte-rrumpido por un período cálido y húmedo previo a laPequeña Edad del Hielo.

6. RECURSOS MINERALES

INTRODUCCIÓN

Los recursos minerales de la Hoja Geológica SanFrancisco del Monte de Oro se concentran en el áreasudeste, que corresponde al sector occidental de lasierra de San Luis. En este capítulo se incluyen losdepósitos de minerales metalíferos con oro, plata, plo-mo, cinc, wolframio, estaño y cobre, y las manifesta-ciones de minerales industriales como pegmatitas conberilio, litio, niobio y tantalio, y de mármoles.

Los depósitos más numerosos son los de wol-framio, seguidos por los de oro y las pegmatitas. Enel Cuadro 3 se resumen las principales característi-cas de las manifestaciones minerales.

En relación con los antecedentes bibliográficos,fue tomada como base de información principal ellibro Recursos Minerales de la República Argenti-na, editado por E. Zappettini (1999).

Para completar la información de producción mine-ra se consultaron los datos del relevamiento del CensoNacional Económico 2004/2005 del INDEC. En las fe-chas del relevamiento sólo estaban en actividad yaci-mientos productores de mármol y yeso en La Calera(sierra de El Gigante) y canteras de áridos en cercaníasde la localidad de Nogolí. También existía un productorde oro aluvional en un yacimiento en La Carolina.

6.1. DEPÓSITOS DE MINERALESMETALÍFEROS

HISTORIA METALOGENÉTICA

La evolución metalogenética de la región estárelacionada con diferentes eventos magmáticos y

de deformación. Sosa et al. (2001) y Urbina et al.(2001) establecieron cinco fases metalogenéticas:

1) Proterozoico auperior a Cámbrico superior:depósitos de wolframio deformados.

2) Ordovícico inferior a Silúrico inferior: depósi-tos de Cu, Ni y platinoides (EGP), además depegmatitas graníticas enriquecidas en berilio, litio,niobio, tantalio y estaño.

3) Silúrico medio a Devónico superior: depósi-tos de oro-cuarzo, antimonio-cuarzo y wolframio.

4) Carbonífero inferior a Pérmico inferior: de-pósitos de tungsteno, venas de plomo – zinc – cobre- plata, de tierras raras – uranio - torio y de fluorita.

5) Mioceno superior a Plioceno inferior: pórfidosde oro y cobre, depósitos de oro y carbonatosepitermales.

COBRE, NIQUEL Y PLATINOIDES

En la parte sur de la sierra de San Luis se iden-tificaron depósitos de sulfuros de níquel, cobre-co-balto y metales del grupo del platino asociados arocas máficas y ultramáficas. Los cuerpos sondiscontinuos y se encuentran alineados en delgadaszonas de cizalla de rumbo NE. Se los ha relaciona-do con la fase de deformación de edad ordovícicaInferior a silúrica Inferior (Sosa et al., 2001).

Algunos de los investigadores que estudiaronestos cuerpos fueron González Bonorino (1952),Pastore y Ruiz Huidobro (1952), Brodtkorb et al.(1976), Sabalúa et al., (1981) y Gervilla et al. (1995),citados en Sims et al. (1997).

Se han reconocido dos sectores de rocasmáficas-ultramáficas. El de mayor extensión se en-cuentra a 14 km al sudeste de San Francisco delMonte de Oro, con una longitud de 10 km aproxi-madamente y un ancho de 300 metros. El otro sec-tor tiene menos de 1 km de longitud y está ubicado a7 km al este de Pancanta. Los afloramientos con-forman el denominado Complejo máfico-ultramáficoLas Águilas - Peñón Colorado. Se trata de una aso-ciación de gabros y piroxenitas, hornfels y milonitas.La mineralización es de sulfuros de hierro, níquel,cobre y cobalto, principalmente pirrotina, pentlanditay calcopirita y varía de diseminada a masiva. Deacuerdo con los relevamientos gravi-magnetométricos de detalle, los cuerpos máficos yultramáficos económicamente más importantes sonVirorco y Las Águilas, situados en la zona del arro-yo Las Águilas, fuera del ámbito de esta Hoja (Bjergy Sabalúa, 1999). Según Malvicini y Brogioni (1996),los yacimientos serían de origen hidrotermal vincu-


lados con un metamorfismo de bajo grado que si-guió al episodio principal de cizallamiento ordovícico(Citado en Sosa et al., 2001).

ESTAÑO

En la sierra de San Luis se encuentran escasasmanifestaciones de estaño. Son concentraciones decasiterita asociadas a pegmatitas (Fernández Lima,1981) que se disponen a lo largo de una faja de rum-bo NNE, emplazadas en la Formación San Luis. Lasinvestigaciones relacionadas con los depósitos deestaño en la región fueron realizadas por Catalano(1929), Pagés (1947), Frutos (1963), Frutos y Moni(1964), Ortiz Suárez y Sosa (1991) y Sosa (1992),trabajos citados en Ortiz Suárez y Sosa (1991). Lamina 29 de Mayo se ubica a 12 km al sur de LaCarolina (Indicio N° 90). A pocos km al norte de LaCarolina, de sur a norte, se encuentran las siguien-tes minas: Altos de la Chacra (Indicio N°9), El Cón-dor, Yolanda (Indico N°1) e Irene. Todas las minasmencionadas son concentraciones de reducido vo-lumen con intentos desfavorables de explotación(Angelelli, 1984).

Las pegmatitas portadoras de estaño están em-plazadas concordantemente en esquistos cuarzo -micáceos con foliación de rumbo general norte-sury buzamiento vertical a subvertical. Se presentancomo cuerpos discontinuos, paralelos, de formalenticular y sin estructura interna. Los minerales queconstituyen las pegmatitas son principalmente cuar-zo, plagioclasa y muscovita, con menor porcentajede microclino y biotita. Como minerales accesoriosse presentan turmalina, granate, berilo, apatito, cir-cón y esfena. Los minerales de mena son casiterita,rara columbita-tantalita, pirita y óxidos de uranio.Las pegmatitas fueron vinculadas genéticamente conel evento granítico ordovícico (Ortiz Suárez y Sosa,1991).

En la mina Yolanda, ubicada a 12 km al sudestede San Francisco del Monte de Oro (32°40’03"S y66°01’33"O), las pegmatitas están compuestas porcuarzo, turmalina y muscovita; pero las corridas nosobrepasan los 50 m y en los sitios con mineralizaciónde casiterita los espesores no superan los 0,80 me-tros. La casiterita está distribuida irregularmente concristales que varían de tamaño desde pocos milíme-tros hasta más de 4 centímetros. El contenido deestaño es muy irregular, con tenores entre vestigiosy 2 a 3% y más. En esta mina se realizaron diferen-tes labores, incluyendo pozos de hasta 10 m de pro-fundidad (Angelelli, 1984).

ORO

La historia de la explotación de oro en las sie-rras de San Luis registra laboreos en placeres reali-zados por los incas en la época precolombina. Pos-teriormente, durante el siglo XIX, la explotación fuerealizada por los colonizadores españoles y por mi-neros chilenos e ingleses. El oro se obtenía princi-palmente por el lavado de los aluviones auríferos.Los dos centros productores principales en la pro-vincia de San Luis fueron La Carolina y CañadaHonda. La producción tuvo continuidad entre losaños 1935 y 1952; en este último año se produjeron3500 kg de oro. Posteriormente, la producción fueesporádica y sin mayor importancia (FernándezLima, 1981). A la fecha existen una decena de per-tenencias mineras no explotadas de oro aluvional enel distrito de Cañada Honda.

En el distrito minero La Carolina los yacimien-tos de oro son depósitos epitermales de bajasulfuración, diseminados y vetiformes, asociados alComplejo volcánico El Morro, andesítico –traquiandesítico, de edad terciaria, y son considera-dos las fuentes primarias para los placeresaluvionales auríferos.

.Distrito La Carolina

En el área del distrito La Carolina se reconocendos tipos principales de depósitos de oro: yacimien-tos de oro-plata de tipo epitermal diseminado ovetiforme, asociado con rocas volcánicas delMioceno-Plioceno (Complejo volcánico El Morro),y oro aluvional. Las rocas volcánicas de la regióntienen edades entre 9,5 y 6,55 Ma (Lurgo Mayón,1999).

El distrito minero se encuentra en la sierras deSan Luis, a 80 km al noreste de la ciudad capital dela provincia. Se accede por la ruta provincial 9 y seextiende en un área de 100 km2. Las investigacio-nes y estudios en esta región son numerosos e in-cluyen los trabajos de Pastore y González, 1954;Kilmurray y Villar, 1981; Ortiz Suárez et al., 1992;Bassi, 1992 y von Gosen y Prozzi, 1996, todos cita-dos en Lurgo Mayón (1999). Los yacimientos fue-ron explotados intermitentemente desde 1880.

La mineralización de oro-plata (plomo-cinc)epitermal se formó contemporáneamente con elvolcanismo mio - plioceno. Según Sims et al. (1997),en una fase temprana se produjo una alteraciónepitermal profunda, de alta temperatura, altasulfuración y mineralización de oro y plata. Poste-


riormente se desarrolló una alteración de baja tem-peratura y baja sulfuración, con mineralización deplomo-cinc, oro y antimonio en una ubicaciónepitermal somera.

Depósitos diseminados de oro

La exploración y prospección por oro disemina-do fue realizada en la década del 80 por la Direc-ción de Fabricaciones Militares. En virtud de su éxi-to inicial, la prospección continuó en asociación concapitales privados. Entre 1987 y 1999 se realizaron15.000 metros de perforaciones de exploración quepermitieron identificar 12 cuerpos mineralizados,principalmente en el sector noreste de La Carolina.Las muestras de las perforaciones arrojaron leyesde oro de hasta 4 g/t (Cuadro 4), según Lurgo Mayón(1999)

Sector El Camino

Está conformado por un cuerpo vertical de bre-chas hidrotermales de 30 m de diámetro en contac-to con un intrusivo traquiandesítico. En el subsuelose identificaron dos pórfidos, uno posterior al otro.La brecha diatrémica cortó e incorporó los pórfidos,adquiriendo una textura finamente granular.

Sector Cerro del Corte

Este sector tiene una dimensión de 500 m por150 metros. Está formado por un domotraquiandesítico con una brecha hidrotermal en sucentro.

Diatrema Puesto La Estancia-El MogoteSus dimensiones son 1500 m en sentido norte-

sur y 700 m en el este-oeste. En el centro y en elsudeste es un área deprimida, con un espesor im-portante de suelo. Incluye el cuerpo mineralizadoGuillermina.

Depósitos vetiformes de oro

Las vetas principales conocidas como La Caro-lina (Esperanza), La Estancia, La Luisa y La Ricafueron explotadas en su zona de oxidación con le-yes de hasta 10 g/t de oro. La explotación comenzóen la época colonial por medio de labores a cieloabierto y subterráneas. La empresa West Argenti-na Mining Co. realizó labores mineras sobre veta yuna planta de cianuración en 1910 (Lurgo Mayón,1999).

Grupo de minas La Carolina (Indicio minero 27),Romualdo, Extensión y Buena Esperanza (Indiciominero 42).

Cuadro 4. Síntesis de la exploración con perforaciones de los cuerpos mineralizados de oro en La Carolina (Tomado de LurgoMayón, 1999).


Los yacimientos se ubican al oeste del cerroTomolasta, en una zona adyacente a la localidad deLa Carolina ubicada a 1640 m s.n.mar. Las minasfueron estudiadas por Barrie (1916), Gerth (1914) yGerez (1934) (citados en Angelelli, 1984). Desde elpunto de vista genético, los yacimientos se relacio-nan con las andesitas del cerro Tomolasta y repre-sentan el relleno de fracturas concordantes con losesquistos de la Formación San Luis.

La mineralización consiste en pirita aurífera, oronativo y, en menor proporción, blenda y galena. Lasvetas tienen un espesor variable entre 1 y 1,50 m ysu longitud llega a varios centenares de metros. Enla mina La Carolina el enriquecimiento secundarioes importante. La ley de oro tiene en promedio 4 g/t. Las labores incluyen socavones, galerías, piquesy una planta de beneficio (Angelelli, 1984). La Ca-rolina fue una de las minas más trabajadas, con 900m de galerías y un pique de 85 metros. Existía ade-más una planta de concentración por amalgamación(Fernández Lima, 1981).

Mina La Rica (Indicio minero N°107)

Se ubica a 12 km al noreste de la localidad deLa Carolina, en el faldeo occidental del cerro Fede-rico, donde afloran el basamento metamórfico y fi-lones de rocas efusivas traquiandesíticas. Las vetasmineralizadas de cuarzo y pirita tienen rumbo este-oeste y potencias de hasta 0,40 metros. El laboreose realizó con galerías, pero también existen laboresque desarrollaron posteriormente los pirquineros.

Minas del grupo San Francisco del Monte deOro (Indicio minero N°33)

El grupo está formado por varias vetas alojadasen el Complejo metamórfico Nogolí (Sims et al.,1997), conocidas como minas El Pilón, Descubrido-ra, Verde y San Antonio. Se ubican 7 km al NNO dela localidad de San Francisco del Monte de Oro yfueron estudiadas por Barrie (1910) (citado enAngelelli, 1984).

En la mina El Pilón las vetas tienen rumbo 30°/70° y espesores que varían entre 0,10 y 1,50 m; lamineralización consiste en limonita, pirita, calcopirita,malaquita, calcosina y oro nativo en ganga de cuar-zo. En la mina Verde la mineralización es de cuarzoaurífero con pátinas de malaquita. En la mina Des-cubridora hay un filón de cuarzo de rumbo 20º, conuna potencia media de 0,50 metros. La veta de cuar-zo de la mina San Antonio contiene hematita y oro

nativo, su rumbo es NO y tiene una potencia de unmetro; el laboreo totaliza unos 200 metros.

La ley media de la veta N°1 de la mina El Pilónfue de 15 g/t Au en un espesor que variaba de 0,10a 0,20 metros. Dicha mina poseía una planta de con-centración ubicada a 1 km al sur de la localidad deSan Francisco del Monte de Oro (Angelelli, 1984).

Las minas mencionadas se encuentran abando-nadas en la actualidad y son parte de un circuito deturismo minero de la zona.

Mina La Estancia o Nueva Carolina (Indiciominero N°25)

La mina La Estancia está ubicada a 60 km alNE de la ciudad de San Luis, próxima al cerro LaEstancia. Se accede por la ruta provincial 9. La des-cripción de esta mina se basa principalmente enMárquez Zavalía y Galliski (1994). Fue inicialmenteexplotada en el año 1890 por la Cía. Central Argen-tina Goldfield Ltd., y en el año 1934 la Cía. MineraTomolasta instaló una planta de tratamiento, perosólo se explotaron 1000 t debido a la baja ley de oroconstatada, de 4 g/tonelada.

La geología regional en la mina La Estanciacomprende domos de andesitas y lacitas brechadasy diatremas. Las diatremas tienen algunos cientosde metros de diámetro e incluyen relleno de bre-chas volcánicas y esporádicos bloques del basamen-to (figs. 28 y 29). La estructura mineralizada tienerumbo 285º/80°S y una longitud expuesta de 1500metros. La potencia varía entre 0,15 a 1,10 metros.Consiste en una brecha que contiene clastos de gneis(sericitizados y silicificados) en una mátrix de sericita,con guías angostas de cuarzo-pirita o de galena-esfalerita. También se observó pirita diseminada oen venillas de hasta 0,01 m de potencia. Lasericitización es la alteración primaria más impor-tante. Se extiende a unos 20-30 m en la caja y re-emplaza cristales de feldespato y mafitos. Lasilicificación y la piritización son difusas en la caja ymás concentradas en la estructura mineralizada. Lalimonitización es la alteración supergénica más de-sarrollada.

Los metales de interés económico se encuen-tran en zonas de reemplazo masivo, bandeadas ybrechadas, formando agregados de cuarzo-pirita.También se encuentran en cavidades alveolarescomo cuarzo euhedral y sulfuros. El oro fue obser-vado en un 20% de los cortes pulidos realizados; sepresenta frecuentemente como inclusiones en piri-ta, con un tamaño promedio de 3 a 10 µm; y menos


frecuentemente como chispas de 1 µm en limonita.También como inclusiones en pirita se observaelectrum con un tamaño promedio de 30-50 µm. Laplata aparece como inclusiones menores a 1 µm engalena. Los minerales más abundantes son cuarzo,pirita (diseminada o en venillas), galena (masiva oen cristales), esfalerita y calcopirita.

Sobre la base de la mineralogía se trata de unyacimiento de baja sulfuración y es posible que suorigen esté vinculado con un sistema geotérmicodesarrollado por cuerpos subvolcánicos. Se consi-dera que la mineralización que originó el depósitofue polipulsatoria, con cuatro estadios hipogénicos,en ganga de cuarzo, separados por episodios defracturación. En el primer estadio se depositaronminerales de hierro seguidos por los de plomo, cincy cobre en ganga de cuarzo; en el segundo se preci-pitaron minerales de oro, plata, antimonio y wolfra-mio; en el tercer estadio pirita y marcasita; y en elcuarto predominaron grafito, cuarzo y moscovita.

Según Lapidus (1952), la ley media, determinadamediante un muestreo sistemático realizado cada 10

m, es de 4,6 g/t Au, 199g/t Ag, 9,85% Pb, 12,41% Zn y3,92% As (citado en Márquez Zavalía y Galliski, 1994).

Las labores se desarrollaron en el extremo estede la veta, entre el cauce del arroyo La Estancia yel camino, con 258 m de largo y 60 m de profundi-dad. Hacia el oeste solo hay destapes superficiales.

Mina La Rubia - Los Quirquinchos (ex mina LaJuana) (Indicio minero N°55)

Esta mina se describe pormedio del trabajo deOggier y Urbina (2001). En el área de Cañada Hondase encuentran también los yacimientos auríferos yde metales base La Reynela, La Rica (Indicio mi-nero N°109), y Diente Verde. Las investigacionesmineras en esta área son escasas. Rosello y García(1983) y Rosello y Castro (1995) estudiaron la alte-ración hidrotermal de las rocas volcánicas y men-cionaron las mineralizaciones adyacentes en el ce-rro del Valle (citados en Oggier y Urbina, 2001).

El yacimiento está ubicado en la ladera nortedel mencionado cerro, a 10 km al NNE de la locali-

Figura 28. Croquis de ubicación y geología de la diatrema de puesto La Estancia en el Distrito La Carolina. Tomado de MárquezZavalía y Galliski (1994).


dad de La Carolina, al que se accede por la rutaprovincial 9.

El depósito está hospedado en las rocas volcáni-cas que constituyen el cerro del Valle. Se trata de ve-tas producto de relleno múltiple en fractura y reempla-zo restringido. Las texturas dominantes son relleno,bandeado y brechas. La veta es tabular con espesorpromedio de 0,25 m y se aloja en el contacto entre laandesita y una brecha. La andesita es de color grisclaro y muestra variaciones texturales locales. La bre-cha es de tipo clasto sostén con litoclastos angulosos,de material juvenil muy alterado y de tamaño variableentre 0,01 y 0,30 metros. Calcita y sulfuros constitu-yen principalmente la mátrix. Las alteraciones presen-tes son propilítica, sericítica y de illita-esmectita.

La mena está constituida principalmente por pi-rita, galena, esfalerita y calcopirita; en menor pro-porción se observa magnetita, pirrotina, bornita,marcasita y melnickovita. La ganga es fundamen-talmente de calcita. La oxidación es poco significa-tiva. El mineral más común es la pirita asociada acalcopirita y a calcita. Aparece también masivamen-te en la roca de caja, en forma de venillas y disemi-nada. En zonas adyacentes a la veta la alteraciónhidrotermal es sericítica y de illita / esmectita, mien-tras que la alteración propilítica prevalece en lasáreas más distantes.

El yacimiento es considerado de tipo epitermalde baja sulfuración rico en sulfuros de metales base,subclase carbonatos-metales base. De acuerdo alanálisis de las asociaciones minerales, la tempera-tura de formación estaría entre 190° y 230°C y elnivel con mayor potencial para encontrar metalespreciosos habría sido erodado.

Existen pequeños destapes aislados en una co-rrida de aproximadamente 90 m, a lo largo del rum-bo de la veta. Se destaca un pique donde la vetatiene rumbo 10°/70° NO.

Depósitos aluvionales de oro

En la provincia de San Luis los yacimientosaluvionales de oro están ubicados principalmente enel distrito La Carolina, a 80 km al NE de la capitalprovincial. La descripción de estos depósitos se rea-lizó mediante los datos aportados por Castro (1999).Están ubicados en ríos y arroyos que bajan delfaldeo oriental de la sierra de San Luis, como el ríoGrande y los arroyos La Carolina, Cañada Honda yLa Carpa.

Los placeres de oro son conocidos desde tiem-pos precolombinos y fueron explorados y explota-dos intermitentemente desde el siglo XVIII. El go-bierno español organizó la explotación a gran escala

Figura 29. Modelo de domo y diatrema en el Distrito La Carolina. Tomado de Lurgo Mayón (1999).


de los aluviones de Cerritos Blancos y Cañada Hondaya en 1792. En los años 30 del siglo pasado, la com-pañía Lavaderos Puntanos explotó el área de Caña-da Honda por medio de dragas.

Entre los numerosos investigadores que estu-diaron los depósitos aluvionales auríferos se desta-can Burmeister (1934), Bassi (1948 y 1992), Rosselloy Castro (1995) y Guillou y Cardó (1995) (citadosen Castro, 1999).

En el distrito La Carolina la cubierta detríticacuaternaria, portadora de mineralización exógena,está compuesta por sedimentos coluvio-aluvionalesque rellenan cauces formados en el basamento. Ladepositación del aluvión está condicionada por

· el rumbo de la esquistosidad del basamento(bed rock)

· la dirección de la corriente· el grado de alteración· el tipo de mineralización primaria (vetillas o

diseminada).Cubriendo la cubierta anterior se encuentra un

manto loéssico con potencias de hasta 15 m quedificulta la explotación. El perfil tipo de los aluvio-nes se muestra en el Cuadro 5.

Las rocas volcánicas terciarias constituyen lasmayores alturas topográficas del área, y desde allíel drenaje adopta una disposición radial. Se identifi-caron dos tipos de mineralizaciones en el distrito:aluvial y eluvial in situ. Estos últimos depósitos soncomunes en toda la región y pasan transicionalmentea aluviales, son irregulares, con extensión limitada yestán formados por clastos gruesos y mal seleccio-nados. La morfología de los depósitos muestra an-chos variables entre 5 y 30 m y largos entre 10 y100 metros. La foliación y el clivaje del bed rock,cuando el cauce es perpendicular, actúan retenien-do el material pesado. La granulometría de los de-pósitos aluviales muestra una distribución típica con

60 a 75 % de bloques y gravas y 40% de una matrizarenosa. Son aluviones con alta permeabilidad y enlos que la morfología de los clastos depende de lacercanía de la fuente y del transporte que los afec-tó. Los bloques y gravas están principalmente com-puestos por rocas metamórficas, graníticas y volcá-nicas. Existen aluviones cementados por óxidos dehierro hidratados de alta coherencia. El contenidoaurífero en estas psefitas disminuye con la distanciaa la fuente de dispersión.

Las mineralizaciones aluvionales principales sonLa Carolina, Cañada Honda, Barranquitos Negros,Río La Carpa, arroyos Piedra Bola y La Estancia.Este último aluvión tiene un ancho promedio entre 4y 5 m y su llampo promedio entre 0,5 y 0,6 metros.El aluvión del río La Carpa tiene un espesor prome-dio de 6 a 7 m y su llampo es de un metro. En coin-cidencia con el río Grande, un kilómetro al oeste dela mina La Carolina se encuentra la mineralizaciónaluvional del mismo nombre.

En los aluviones de Cañada Honda se recono-cen placeres auríferos de primera y de segundageneración. Los primeros son coluvio-aluviales delPleistoceno superior-Holoceno, con cubierta loéssicamás joven y con espesores de hasta 15 m y 200 mde ancho. Los placeres auríferos de segunda gene-ración son producidos por el reciclaje de los anterio-res y aunque tienen leyes más pobres son más cons-tantes que aquellos. Algunas de las pertenencias son,de sur a norte: Don Fernando, Lavaderos AuríferosPuntanos, My Way, Monigote, Roxolana, El Doradoy La Horqueta. Estos dos últimos se encuentran enlos aluviones del río de Juan Gómez con rumbo NO.Los aluviones de Cañada Honda, según Angelelli(1984), tuvieron una ley media de 2 a 4 g/m3 de oroen el horizonte mineralizado (llampo) de hasta 2 a 4m de espesor. Entre los años 1945 y 1953 la produc-ción total fue de 21 kg de oro. Se encontraron «pe-pas» de 100 g pero comúnmente se presentan ho-juelas, pepitas y hojitas de escasos miligramos apocos gramos. Los aluviones del río La Carpa fue-ron explotados mediante sluices obteniendo una leymedia de 6 g/m3. En Cerritos Blancos los aluvionesfueron explotados en forma subterránea, por debajodel estéril. Las reservas calculadas para CerritosBlancos y Mundo Nuevo fueron de 1,2 millones dem3 con una ley media de 0,2 g/m3, con sectores de300.000 m3 con ley media mayor a 0,3 g/m3. En es-tos aluviones el oro es el mineral de mayor impor-tancia económica pero también contienen minera-les detríticos pesados que mejoran la perspectivaeconómica de los placeres; los pesados más comu-Cuadro 5. Perfil tipo de los aluviones auríferos de La Carolina.


nes son monacita, tantalita y columbo-tantalita contamaños menores a 1,4 mm, y están asociados agranate, biotita, turmalina, sillimanita, epidoto,andalucita, circón, xenotima, pirita, apatita, ilmenitay magnetita. Estos minerales se encuentran en ma-yor concentración en las facies de mayor energíadentro del paleocauce. Los minerales livianos pre-sentes son cuarzo, feldespato potásico, plagioclasas,moscovita, grafito, illita, caolín y esmectita.

Los aluviones Manantiales, Zabala y Lavade-ros Grandes se encuentran al este de la localidad deCañada Honda. Según Bassi (1992) son del tipoeluvial «in situ»; algunas de las pertenencias son, desur a norte, El Onceavo, Raimundo, Roxolana yMonigote II. Los aluviones auríferos denominadosCerritos Blancos, Los Descarpes y Mundo Nuevose ubican en el arroyo Lavaderos Grandes y consti-tuirían un mismo depósito del tipo paleocauce de unvalle aluvial maduro.

Los estudios geoquímicos realizados indican quelas partículas de oro poseen valores de fineza entre700 y 800. Dado el porcentaje de plata que contie-nen, se puede considerar que se trata de electrum.Según estudios de las partículas auríferas en micros-copio electrónico, la distribución de estos elementosno es homogénea. El oro se concentra mayormenteen los bordes y la plata preferentemente en el centro.

En el aluvión de Cañada Honda el 60% de lostamaños medidos están entre 1 y 4 milímetros. Laspartículas de oro presentan diferente morfología, quedepende del tamaño, el sector del aluvión y su gradode evolución genética. Cuando se presentan distin-tas morfologías juntas se interpreta que las pobla-ciones provienen de distintas fuentes de origen. Eneste aluvión las formas más comunes que presen-tan las partículas auríferas de primera generaciónson obladas, laminares, alambriformes,equidimensionales y espigadas, entre otras. Con elaumento de la distancia a la fuente aumenta laredondez y el aplastamiento, disminuye el tamaño ypredominan las láminas delgadas y las pajuelas. Enel aluvión de Cañada Honda los placeres de segun-da generación muestran algunas de las siguientesdeformaciones: estrías, aplastamientos, fisuras ycombamientos. La densidad promedio varía de 9,46a 12,22 g/cm3, en partículas de tamaño mayor a 5milímetros.

Un estudio detallado de los granos de oro deldistrito La Carolina realizado por Márquez-Zavalíaet al. (2004) en muestras de diferentes arroyos dioel siguiente promedio de composición (para el nú-cleo de dichos granos): de 58 a 74 % en peso de

oro, 25 a 40% de plata, más de 0,5% de mercurio(antropogénico) y menos de 0,4% de cobre. Los si-tios muestreados fueron: río Cañada Honda, río LaCarpa, río Grande (adyacente a la mina abandona-da La Carolina), arroyo en estancia La Primavera yal pie del cerro de Piedra.

La morfología varía entre granos redondeados ycon formas delicadas (arborescentes, hojas o alam-bres) pero no muestran diferencias composicionalesentre ellos. La masa de los granos de oro es irregular,el más pesado registrado fue de 700 gramos. Todaslas fuentes se restringen a depósitos relacionados conrocas volcánicas terciarias y muy probablemente aprocesos epitermales de baja sulfuración. En las men-cionadas muestras se observó precipitación de orosecundario. Se concluyó que la nitidez del contactonúcleo-borde puede ser el resultado de cualquiera delos procesos electroquímicos activos en la corriente ode flujo de los sedimentos o de los procesos de diso-lución del Au y Ag, seguido de la precipitación de Auen la superficie o cerca de ambientes superficiales.Se consideró que los granos de oro pueden crecer encondiciones geoquímicas de baja temperatura y quela composición se enriquece en oro a medida que elgrano se mueve corriente abajo o se encuentra ente-rrado en los sedimentos. Se propuso para el distritoLa Carolina un modelo genético mixto, en relacióncon los placeres de primera generación coluvio-aluvialdel Pleistoceno superior-Holoceno (Castro, 1999). Losaluviones auríferos tendrían sus fuentes principalesen los sulfuros primarios presentes en las vetas y enlos diseminados de este distrito. Primero se producela concentración mecánica de partículas auríferasen conjunto con el resto de los clastos del placer yse conforma un sedimento coluvio-aluvional. Luegoeste sedimento es sepultado por loess edafizado ysaturado por un nivel freático estabilizado. Enton-ces las partículas auríferas podrían tener un creci-miento secundario por enriquecimiento supergénico.Se sugiere que la disolución y recristalización, quepueden operar sobre los cristales octaédricos inicia-les de oro, generarían las morfologías irregulares quese observan, por ejemplo, en Cañada Honda. La al-teración de los sulfuros presentes en la menahipogénica, en una fase exógena oxidante, originalas soluciones responsables del enriquecimiento se-cundario.

En relación con los placeres aluviales de cau-ces actuales o de segunda generación, se consideraque fueron generados a partir del reciclaje fluvial delos anteriores. Estos aluviones tienen leyes más po-bres pero distribución más constante.


PLOMO

Los yacimientos de plomo son de reducidas di-mensiones y reservas. Entre los años 1937 y 1967,la producción de plomo fue de sólo 231 toneladas.Los distritos de plomo más importantes en las sie-rras de San Luis son Las Aguadas y La Toma, am-bos fuera del área de la Hoja (Fernández Lima, 1981)

Según Angelelli (1984), las manifestacionesplumbíferas en las sierras de San Luis consisten envetas de reducidas dimensiones portadoras de gale-na, blenda y pirita, en cajas de rocas metamórficas(gneises y esquistos). En el área de la Hoja se des-taca la mina La Estancia cuya mena es aurífera,por lo que fue descripta anteriormente y correspon-de al N° 25 en el cuadro de Indicios Minerales.

WOLFRAMIO

En la provincia de San Luis los yacimientos dewolframio son conocidos desde fines del siglo XIX.Las minas más importantes de este elemento seexploraron y explotaron durante las dos guerrasmundiales. En relación con la minería metalífera, elwolframio se destacó por la continuidad que regis-tró su explotación entre los años 1935 y 1977.

Los depósitos aparecen principalmente en laFormación San Luis. Son mineralizacionesvetiformes de scheelita-wolframita asociadas aprocesos post-cinemáticos con relación al cicloorogénico Famatiniano y corresponden a una fasemetalogénica desarrollada entre el Silúrico medioy el Devónico superior. Tienen ganga de cuarzo,zoicita y biotita y la mineralización se relacionaríacon fluidos hidrotermales derivados del Granito LaEscalerilla (Devónico). Los depósitos se ubican enla zona del valle de Pancanta (Sosa et al., 2001).La mina San Román fue una de las más importan-tes del área.

Distrito de Pancanta

Los yacimientos de wolframio del sector estánubicados en una delgada faja que se extiende aproxi-madamente 20 km hacia el SO desde la localidad deLa Carolina. Se accede a los depósitos desde la rutaprovincial 9. Los depósitos del sector sur están ubi-cados en las zonas de laderas serranas y son dedifícil acceso. La explotación del distrito comenzó aprincipios del siglo XX y las minas más importantesfueron San Román-La Puntana, La Media Luna, SanRamón, Don Manuel, Raquel y Pringles.

Entre las investigaciones mineras más destaca-das del distrito se encuentran los trabajos de Sims etal. (1997) y de Brodtkorb et al. (1999).

Se trata de vetas de cuarzo con rumbo NNOque contienen scheelita y wolframita, alojadas engranitoides y rocas metamórficas de bajo grado, alo largo de una zona de cizalla. La mena está com-puesta por wolframita, scheelita, pirrotina, magneti-ta y rutilo. La ganga es de cuarzo, zoicita y biotita.

Minas San Román - La Puntana (Indicio mine-ro N°106)

La mina San Román se ubica 2 km al sur deLa Carolina y es un yacimiento hipotermal dewolframita y scheelita en ganga de cuarzo. Lamineralización se aloja en esquistos cuarzo-biotíticos formando un sistema de tres fracturasparalelas, siendo San Román la estructura princi-pal. Dicha veta es la que proporcionó la mayorparte de la producción y consiste en un clavo mi-neralizado de 300 m de largo con un espesor me-dio de 0,80 m (Angelelli, 1984).

Durante la Primera Guerra Mundial fue una delas cuatro minas más importantes explotadas. Enlos años 70 la Dirección de Promoción Minera esti-mó una reserva de 30.000 t con una ley de 0,75%de WO3. Fue explotada por trincheras a cielo abier-to y luego en labores subterráneas por el método decorte y relleno (Brodtkorb et al., 1999).

La mina La Puntana se ubica inmediatamente alsur del yacimiento anteriormente nombrado y fueexplotada durante la primera mitad del siglo XX. Estáformada por un sistema de más de 10 vetas. La vetaprincipal tiene 1000 m de corrida. La estructura es enrosario con espesores menores a 0,20 metros. Lamineralización es de cuarzo, mica, wolframita y piritacomo relleno hipogénico, y hematita y scheelita comoespecies supergénicas. Fue explotada mediante po-zos, chiflones y rajos (Angelelli, 1984).

Mina 13 de Agosto (Indicio N° 75)

Está ubicada 14 km al sur de La Carolina y sealoja en el contacto entre el Granito La Escalerillade edad devónica y las rocas del Complejo meta-mórfico La Florida. La mineralización de cuarzo conscheelita es vetiforme, lenticular, con un espesor in-ferior a 0,60 m y una longitud de 600 metros. Fueexplotada por piques, rajos y trincheras hasta el año1955. Angelelli (1984) estimó que tenía una reservaposible de 12.000 toneladas.


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Minas Raquel - Pringles (Indicio N° 85)

La mina Raquel se encuentra al sur de la minaPringles y el ambiente geológico es el mismo que elmencionado para la mina 13 de Agosto. Son guíasde cuarzo con scheelita en una corrida de 600 m,con un rumbo 330°/65°SO. Tienen una potencia in-ferior a 0,30 m y fueron explotadas por socavón ygalería (Angelelli, 1984).

Minas Santa Teresa y San Isidro (Indicio N°39)

Este grupo de minas se ubica a 3 km al sur de lalocalidad de La Carolina. Las vetas se encajan en elcontacto entre las rocas de la Formación San Luis yel Granito La Escalerilla. El rumbo de la foliación delos esquistos es 350°/80° O. El grupo de minas estáformado por un conjunto de 12 vetas con una exten-sión de 600 m, con una corrida máxima individual de170 m y una potencia máxima de 0,40 metros. Lamineralización es de cuarzo con wolframita yscheelita, con biotita desferrizada. Se explotó conlaboreo subterráneo por rajos, piques y galerías(Angelelli, 1984).

6.2 DEPÓSITOS DE MINERALES INDUS-TRIALES Y ROCAS DE APLICACIÓN

PEGMATITAS con minerales de Be, Li, Ta yNb

La Argentina ha sido un importante productorde metales raros. Probablemente explotados ya enel siglo XIX, recién desde 1930 adquirieron impor-tancia económica. Las pegmatitas de las SierrasPampeanas han producido principalmente berilio yen menor proporción niobio, tantalio, litio, bismuto,uranio, mica, feldespato y cuarzo. La provincia deSan Luis produjo aproximadamente la mitad de laproducción nacional de berilo hasta los años 60(Angelelli, 1961). La producción de gemas (agua-marinas y heliodoro) fue escasa.

Las pegmatitas se destacan en la provincia deSan Luis porque son una importante fuente de mi-nerales industriales como el cuarzo, el feldespato yla mica. En este capítulo se consideran las pegmatitascon berilo, espodumeno, ambligonita, lepidolita,trifilina, litiofilita y niobita-tantalita, que están am-pliamente representadas en la región. Conformanconcentraciones muy pequeñas y dado su valor son

aprovechadas como subproducto en las explotacio-nes de feldespato y cuarzo principalmente.

En la sierra de San Luis estos depósitos fueronemplazados durante la evolución tectónica paleozoicade la región, conformando múltiples generacionesde pegmatitas. En el entorno de la Hoja se distribu-yen en una faja alargada con sentido N-S de aproxi-madamente 40 km de largo por 20 km de ancho,con la localidad de La Carolina en el centro.

Numerosos autores investigaron las pegmatitasde la región, de los que mencionaremos a Rossi(1966), Herrera (1963), Angelelli y Rinaldi (1963),Balmaceda y Kaniefsky (1982) y López (1984) (ci-tados en Galliski, 1999a, b).

Las pegmatitas son de tipo 4, litíferas, y perte-necen a la clase de elementos raros, tipo complejo,de la familia petrogenética LCT (Li, Cs, Ta), subtipoespodumeno (Galliski, 1993a).

Los minerales esenciales son cuarzo, feldespatopotásico, plagioclasa y muscovita; como accesoriostienen espodumeno, berilo, casiterita y como mino-ritarios se encuentran elementos raros. La morfolo-gía más común es la tabular con relaciones axialesaltas a muy altas. También predominan las de for-ma lenticular, subtabular o tabular corta. La altera-ción más frecuente es la turmalinización. Son muyfrecuentes muscovita, berilo, ambligonita-montebrasita y minerales del grupo de la columbita.Menos comunmente aparecen apatita, trifilina-litiofilita, triplita y beusita. Los minerales secunda-rios más comunes, sin importancia económica, sonlimonitas, óxidos de manganeso, pátinas y guías deópalo. La ganga está formada principalmente pormuscovita en cuarzo o feldespatos, cuarzoferruginoso, feldespato potásico y espodumeno al-terado y con baja ley en Li2O.

En relación con la metalogénesis, las pegmatitasde elementos raros, según Galliski (1994), estánemplazadas en un cinturón metamórfico polifásicode baja presión y alta temperatura, asociadas al ci-clo orogénico Famatiniano.

Las siguientes pegmatitas económicas fueronidentificadas en el área de esta Hoja: Yolanda,Marilyn Monroe, Quito, La Amistad, La Chelita,Salsipuedes, 22 de Noviembre, San Maximino y Pie-dra Blanca. Se alojan en esquistos intruidos por va-rios stocks sincinemáticos descriptos comoleucogranodioritas, del Ordovícico. En el ComplejoNogolí (Sims et al., 1997) se encuentran depósitosde Be y Nb-Ta correspondientes a los siguientesindicios: El Diablo, La Pirucha, Kuky y LaCorrentina; y el de litio Géminis. Los yacimientos


de berilio y mica La Nueva Argentina, Los Dos yAño Santo se desarrollan en el Complejo metamór-fico Pringles, así como los yacimientos de berilio LaLuisita, Ilusión, Marta y el yacimiento de litioTeresida. Los yacimientos de litio Geber, San Luis ySan Remo se encuentran alojados en la GranodioritaPaso del Rey.

Minas San Luis I y II (Indicio N° 102)

Las pegmatitas San Luis I y II son dos unidadesindependientes, pero estrechamente asociadas, ubi-cadas a pocos kilómetros al este de la localidad dePaso del Rey. Pertenecen al distrito Totoral (Galliski,1993a). Están emplazadas en una caja de esquistosmicáceos de grado medio, con textura lepidoblásticay fenoblastos de granate, moscovita y estaurolita.La descripción de las minas se realizó en base altrabajo de Galliski (1999b).

La pegmatita San Luis I esta zonificada y en elárea de labor central llega a 12 m de espesor. Lazona interna tiene una mátriz de cuarzo, albita yespodumeno. Pertenece a la clase elementos raros,tipo albita-espodumeno y se considera que se em-plazó y cristalizó al inicio o durante una fase tectónicamuy activa.

La pegmatita San Luis II está emplazada en elnúcleo de un pliegue abierto de la pegmatita SanLuis I. Posee una estructura interna zonal y en elnúcleo incluye cristales de espodumeno de hasta 1,2cm de largo. Se la considera perteneciente al tipocomplejo, subtipo espodumeno, menos evoluciona-da geoquímicamente que la pegmatita San Luis I yque se emplazó con posterioridad.

Las pegmatitas mencionadas fueron explotadasa cielo abierto por rajos y socavones.

Mina Géminis (Indicio N° 108)

Se ubica a 6 km al sudeste de la localidad deSan Francisco del Monte de Oro y, según Galliski(1993a; 1999a), probablemente pertenezca al distri-to Conlara, al subtipo espodumeno.

Es una pegmatita con estructura zonada, conuna corrida mayor a 200 m y espesor variable dehasta 12 metros. Está emplazada en gneises con unrumbo 52°/19° SE. El núcleo, en la labor principal,tiene cristales de espodumeno de hasta 4 m de lon-gitud en una mátriz de cuarzo lechoso. La morfolo-gía de la pegmatita es tabular a lenticular. La altera-ción más frecuente, en la roca de caja, es laturmalinización. Los minerales esenciales son cuar-

zo, feldespato potásico, plagioclasa y moscovita.Entre los accesorios se reconocen espodumeno,ambligonita, berilio y litiofilita. En el espodumeno lostenores de Li2O alcanzan hasta el 5%. Se cubicaronreservas litíferas totales de 25.363 toneladas. La minaGéminis fue explotada a cielo abierto y en laboreosubterráneo de limitado desarrollo, con métodos deexplotación semimecanizada y selección artesanaldel concentrado.

MÁRMOLES

Dentro de la Hoja existen dos sectores impor-tantes con depósitos de mármol, uno en la sierra deEl Gigante y otro en el norte de la sierra deSocoscora.

Sierra de El Gigante

Los principales afloramientos de mármoles seubican en los sectores centro y norte de la sierra. Elacceso es por la ruta nacional 147 y la localidadmás cercana es La Calera (Indicio N°120). La ex-plotación fue iniciada en el siglo XVIII por los jesui-tas. Los mármoles son usados en la industria delcemento y la cal (Beninato, 1999).

Están formados por bancos de poca potenciacon intercalaciones de esquistos y asociados agneises calco-silicáticos pertenecientes al Comple-jo metamórfico Sierra de El Gigante (Gardini y Da-lla Salda, 1997). Genéticamente se los consideracomo metamórficos de bajo grado. Son rocasbandeadas o macizas de colores gris azulado, gris oblanco, con textura granoblástica. La calidad de losmármoles varía en contenidos de 80 a 96% enCO3Ca y 1 a 11% en CO3Mg. Los contenidos enSiO2 oscilan entre 0,50 hasta 12% y el Fe2O3 de0,10 hasta 3%.

El método de explotación es a gran escala y acielo abierto. Actualmente sólo operan una calera yuna fábrica de cemento.

Sierra de Socoscora

En el norte de la sierra de Socoscora tambiénexisten depósitos de mármol. Su acceso es desde laruta nacional 146 y la localidad más cercana es SanFrancisco del Monte de Oro. Aparecen como ban-cos de dolomías con serpentina incluidos en el Com-plejo metamórfico Nogolí (Sims et al., 1997), conuna potencia métrica y una corrida de cientos demetros. Son de color gris blanquecino y textura


masiva. Las canteras de mármol, actualmente aban-donadas, son Las Tosquitas (Indicio N° 121) y ElVallecito. El método de explotación fue a cielo abiertoy la roca dolomítica se usaba para obtener cal viva.

En la parte más potente del yacimiento unamuestra de Cannelle (1948) dio un contenido de CaOde 29,85% y de MgO de 17,00% (citado en Beninato,1999).

7. SITIOS DE INTERÉS GEOLÓGICO

Potrero de la Aguada

El denominado Potrero de la Aguada es unadepresión desarrollada a partir del aportillamientode una estructura braquianticlinal. Este sector estácomprendido dentro del Parque Nacional Sierra deLas Quijadas, accediéndose por la ruta nacional 147desde el paraje Hualtarán. La entrada al Potrero dela Aguada presenta una notable vista panorámicaen el paraje conocido como El Mirador, desde laque se observa la exposición de más de 300 m depotencia de rocas pertenecientes en su mayoría a laFormación El Jume (véase figura 11). Las arenis-cas de dicha unidad infrayacen a los conglomera-dos característicos de la Formación La Cruz, que sedistinguen fácilmente de la anterior unidad por suscolores morados y un típico patrón de erosiónalveolar. El descenso a las cotas más bajas de ladepresión puede efectuarse a pie y en su transcursoes factible observar interesantes estructuras de ori-gen eólico y fluvial en las areniscas de la FormaciónEl Jume, además de icnitas de dinosaurios (Rivarolaet al., 1993).

Accediendo desde Hualtarán, el camino conso-lidado pasa al lado de la denominada Loma delPterodaustro, un yacimiento paleontológico ubicadoen los afloramientos de la Formación Lagarcito enel que se han obtenido restos de peces y pterosaurios(véase figura 16).

Potrero de Leyes

Este sector está localizado en el piedemonteserrano, entre las localidades de Luján y San Fran-cisco del Monte de Oro, a la latitud del río La Maja-da. Allí es posible reconocer los depósitos de unaimportante avalancha de rocas, flanqueada en suextremo sur por el curso del mencionado río. Secalculó para esta avalancha un volumen de casi 600x 106 m3, siendo común el reconocimiento de blo-ques de 200 m3 (González Díaz et al., 1997). La

muesca de arranque se observa casi intacta, al igualque su típico e irregular relieve superficial(hummocky topography), en el que se destaca laestructura de bloques.

La Cantera

Esta cantera abandonada se encuentra en el piede sierra del sur de la sierra de El Gigante (coorde-nadas Gauss Kruger: 3417000, 6350000). Los des-tapes realizados muestran las mejores exposicionesde la Formación La Cantera, ubicándose su locali-dad tipo (véase figura 14). Este es quizás el únicositio donde pueden observarse las relacionesestratigráficas de las formaciones del Grupo El Gi-gante, tal como las indicaran Flores (1969) y Floresy Criado Roque (1972). Puede observarse la For-mación La Cantera suprayaciendo a conglomera-dos identificados como Formación Los Riscos, quese interdigitan hacia el sur con términos psamíticosde la Formación El Jume (véase figura 13). Por en-cima de la Formación La Cantera se apoya una nue-va sucesión conglomerádica (Formación La Cruz),que también pasa en transición lateral a sedimentitasarenosas rojizas (Formación El Toscal).

La potencia de la Formación La Cantera dismi-nuye gradualmente hacia el norte. En cercanías delbasamento cristalino sólo se reconoce un banco decolor gris claro de menos de un metro de potencia,intercalado entre las formaciones Los Riscos y LaCruz, a las que sólo es posible individualizar a partirde su posición respecto al citado banco psamo-pelítico.

La Carolina

La zona de La Carolina es un sector de fácilacceso que permite examinar los productos delvolcanismo neógeno y las mineralizaciones asocia-das.

Accediendo a la localidad de La Carolina a tra-vés del valle de Pancanta, por la ruta provincial 9,se pueden visitar antiguas explotaciones minerascomo las minas San Román y La Puntana, cuyaslabores superficiales se encuentran en las cerca-nías de este camino. Desde la localidad de La Ca-rolina hasta el sector de Cañada Honda, la ruta atra-viesa la zona de emplazamiento de los principalescuerpos volcánicos (véase figura 20), exponiendointeresantes cortes con diferentes tipos de rocasvolcánicas y sus relaciones con el basamento cris-talino (véase figura 21). Esto mismo también puede


ser observado a lo largo de la huella que sube a lasantenas de telecomunicaciones ubicadas en la cum-bre del cerro Tomolasta.

La ruta provincial 10, que conecta las localida-des de La Carolina y San Francisco del Monte deOro, atraviesa la pampa de Las Invernadas, ofre-

ciendo una vista panorámica de la ladera serranaoccidental. A lo largo de este camino se obtiene tam-bién una interesante perspectiva de la superficie deerosión regional, reconociéndose con visibilidad ade-cuada toda la cadena de las Serranías Occidentales(véase figura 26).


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