ARTÍCULOS
Evolución tectónica andina entre las Sierras de Hualfín, capillitas y extremo sur de Aconquija, provincia de Catamarca
Raúl Seggiaro1, Pablo J. Caffe2, Raúl Becchio3, Claudia Galli4, Marcelo Arnosio5 y Gabriela Da Poián6
1 SEGEMAR - Salta, Facultad de Ciencias Naturales, UNSa. Email: ruliseggiaro@yahoo.com.ar
2 CIT JUJUY, CONICET y Universidad Nacional de Jujuy, e Instituto de Geología y Minería San Salvador de Jujuy.
Email: pabcaffe@idgym.unju.edu.ar
3 Facultad de Ciencias Naturales, UNSa. INENCO-CONICET. Email: tato@unsa.edu.ar
4 Facultad de Ingeniería, UNJu. Facultad de Ciencias Naturales, UNSa. Email: claudiagalli@fibertel.com.ar
5 Instituto Geonorte, Facultad de Ciencias Naturales, UNSa. Email: chinoarnosio@yahoo.com.ar
6 Universidad Nacional de Río Negro. Instituto de Investigación de Paleobiología y Geología. Email: gpoian@hotmail.com
RESUMEN
Las Sierras Pampeanas septentrionales están integradas por bloques de basamento cristalino basculados por fallas de rumbo NE-SO, que forman parte del lineamiento de Aconquija o de Tucumán. Las unidades cenozoicas, dispuestas en los valles intramontanos que separan las sierras de Capillitas, Hualfín y Aconquija, presentan relaciones de inconformidad sobre el basamento y registran cuatro sucesivos eventos deformacionales andinos. El primer evento deformacional presenta estratos de sincrecimiento asociados a fallas normales en la Formación Hualfín. Durante el segundo evento, la Formación Hualfín fue intensamente plegada y erosionada previamente a la depositación del Complejo Volcánico Farallón Negro. El tercer evento, de carácter transtensivo, se registra en el Compelo Volcánico Farallón Negro con fallas normales y discordancias progresivas. Este evento es coincidente con la irrupción del vulcanismo en la cuenca. A los fines de analizar la cinemática de la cuarta y última etapa de deformación se realizaron mediciones de indicadores cinemáticos a lo largo de fallas regionales y estructuras menores, con resultados que reflejan desplazamientos dextrales transpresivos. Los desplazamientos correspondientes a esta etapa estarían asociados a la elevación de las sierras y el emplazamiento de cuerpos subvolcánicos, algunos de los cuales como los de cerro Atajo, Capillitas y Agua Rica entre otros, son de interés económico. La tectónica transpresiva, aún vigente, se registra en fallas activas asociadas a avalanchas y flujos de detritos provenientes de las laderas de las sierras.
Palabras clave: Evolución estructural; Deformación andina; Volcanismo; Transtensión - transpresión.
ABSTRACT
Andean tectonism of the Hualfín, Capillitas and southern Aconquija Ranges, Catamarca Province
The northern Sierras Pampeanas in the Tucumán - Catamarca boundary are mainly composed of crystalline basement rocks,
tilted by NE-SW strike faults that form part of the Aconquija and Tucumán lineaments. The Capillitas, Hualfín and Aconquija
Ranges are separated by intermountain valleys filled with Tertiary volcanic and sedimentary rocks deposited unconformably
over the crystalline basement. These units were affected by four different deformation events during the Andean orogenic
cycle. The first one is associated to normal faults that controlled the deposition of the Hualfín Formation, evidenced by
development of growth strata. During the second event, the Hualfín Formation was intensively folded and eroded prior to the
deposition of the Farallón Negro Volcanic Complex (CVFN). The third event was transtensive and recorded by the Farallón
Negro volcanic complex, with the development of normal faults and intraformational progressive uncomformities. This event
is concordant with the initial stages of the volcanism in the region. In order to make a strain analysis of the fourth and last
deformation event, kynematic indicators were measured on regional and minors faults. Results suggest dextral movements of
faults and transpressive conditions. Mountain uplift and intrusion of subvolcanic rocks as well as ore deposition are related to
these movements, e.g., in Cerro Atajo, Capillitas and Agua Rica. Transpressive conditions are still active today, as shown by
recent debris avalanches and debris flow deposits associated to main faults.
Keywords: Structural evolution; Andean deformation; Volcanism; Transtension – transpression.
INTRODUCCIÓN
Las sierras de Capillitas, Hualfín y Aconquija,
constituyen bloques basculados de
basamento cristalino, que integran el extremo
septentrional de las sierras Pampeanas.
Las fallas principales separan el basamento
de las sierras, de unidades cenozoicas
dispuestas en valles intramontanos entre
los que se destaca la depresión del Campo
del Arenal por ser el de mayor extensión y donde la columna estratigráfica es
más completa.
La tectónica regional, con características
particulares dentro del contexto andino,
fue objeto de interpretaciones variadas y
muchas veces controvertidas entre diferentes
autores. La mayoría de los trabajos
coinciden en resaltar la presencia de
un conspicuo rasgo estructural de rumbo
NE-SO conocido como lineamiento
de Aconquija o del Tucumán (Mon 1976).
Acerca de este lineamiento existe coincidencia
entre los diferentes autores en que
su carácter transcurrente es dextral (Mon
1976, Jordan et al. 1983, Sasso 1995), con
rotación de bloques de basamento. Es
considerado por Urreiztieta et al. (1996)
como una zona de transferencia, término
que, enmarcado en el ámbito regional
andino, refiere a un dominio estructural
de movimientos laterales que ajustan desplazamientos
diferenciales entre cabalgamientos
con rumbos meridionales.
Asociada al lineamiento de Aconquija,
Sasso (1995) propone la formación de
una cuenca extensional de tras arco, donde
las fallas alcanzarían niveles profundos
de la corteza permitiendo el ascenso
de magmas básicos e intermedios hasta la
superficie.
También Bossi (1992), Bossi et al. (1994)
y Muruaga (1998), postulan la conformación
de cuencas locales extensionales
pre miocenas y miocenas, parcialmente
invertidas durante el Plioceno. En este
marco, las sedimentitas pre-miocenas
relacionadas con una cuenca sinextensional
(Muruaga 1998), son tratadas como
depósitos de pre-rift para la extensión
miocena, sin dilucidar el significado tectónico
de la discordancia angular y erosiva
existente entre ambas cuencas.
La alineación de pórfiros y diques mineralizados
como los de Agua Rica, Capillitas,
Atajo y Bajo de la Alumbrera (Fig. 1) y
la relativa coetaneidad de los mismos (entre
9 y 6 Ma aproximadamente), indujo a
Koukharsky y Mirré (1976), entre otros,
a interpretar un control estructural de la
mineralización y el magmatismo, relacionados
con una megafractura cortical de
rumbo aproximado E - O (N80°O).
Esta megaestructura estaría relacionada
con el emplazamiento de la cadena volcánica
transversal Carachipampa-Farallón
Negro (Viramonte et al. 1984). En el mismo
sentido, Ramos (1977) y Jones (1997),
sugieren que el emplazamiento de los
centros magmáticos mineralizados estuvo
controlado por fracturas tensionales,
pero asociadas a movimientos dextrales
a lo largo de los lineamientos Tucumán y
Hualfín (Fig. 1).
Figura 1: Mapa regional del extremo norte de las Sierras Pampeanas Noroccidentales, contrafuertes de la depresión de Campo el Arenal. Sierras de Ovejería -
Capillitas, Aconquija, Hualfín y el Cajón. (Al: La Alumbrera; At: Cerro Atajo; Ca: Capillitas; AR: Agua Rica).
Otros autores como Cristallini et al. (2004) y Mortimer et al. (2007) proponen para la región una tectónica compresiva que habría generado un sistema de cabalgamientos con vergencia oriental. En el marco de este modelo, Mortimer et al. (2007) concluyen que, con posterioridad a la elevación de la sierra de Aconquija se produjo, fuera de secuencia, el cabalgamiento de la sierra de Quilmes, fragmentando una cuenca de antepaís. Recientemente Dávila et al. (2012) sugieren una subsidencia regional de aproximadamente 2 km, desarrollada durante el Mioceno - Plioceno (cuencas de Pipanaco - Campo del Arenal). La etapa de subsidencia fue seguida por cabalgamientos que involucraron bloques de basamento y por un fuerte relleno de las cuencas durante el Plioceno - Pleistoceno, generando cuencas aisladas y endorreicas. Las relaciones de contactos estructurales y estratigráficos que muestran las unidades que configuran la columna estratigráfica cenozoica, integrada mayoritariamente por depósitos fluviales con aporte predominantemente volcánico, permiten interpretar a priori una sucesión de ciclos deformacionales diferentes y contrastados durante el desarrollo de los Andes. En base a esta hipótesis, el presente trabajo analiza integralmente las relaciones estructurales, sedimentarias y volcánicas de la extensa cuenca ubicada al oeste de la sierra de Aconquija, con el objeto de caracterizar los eventos tectónicos cenozoicos más destacados durante la evolución de los Andes en la región.
METODOLOGÍA
A los fines de realizar un análisis tectónico
evolutivo, los trabajos de campo fueron
enfocados a obtener información
descriptiva e integrada de los depósitos
sedimentarios, la caracterización del volcanismo
asociado y de las estructuras que
los afectan.
El análisis cinemático de fallas principales
y menores se realizó mediante mediciones
de indicadores procesadas con el
programa FaultKinWin® (Allmendinger
2001) para obtener la orientación de los
ejes principales de deformación en cada
estación.
Se destaca que los últimos desplazamientos
de fallas borran los indicadores cinemáticos
de los anteriores, razón por la
cual los registros utilizados en este método,
sólo son representativos de la última
etapa de deformación. Los eventos deformacionales
previos fueron analizados en
base a la interrelación de las estructuras
con las series estratigráficas y el magmatismo
cenozoicos.
Los valles de Capillitas y Cerro Atajo, conectados
con el Campo el Arenal, presentan
buenas exposiciones de afloramientos
y claras relaciones de contactos estructurales
y estratigráficos, motivo por el cual
las actividades de campo se desarrollaron
en ellos con mayor detenimiento.
GEOLOGÍA
El área analizada abarca porciones de las sierras de Capillitas, Aconquija y Hualfín, ubicadas en el extremo norte de las Sierras Pampeanas Noroccidentales (Ramos 1999) en territorio provincial de Catamarca, entre los paralelos 27º y 28ºde latitud Sur y entre los meridianos 67º30' y 66º00´ de longitud Oeste (Fig. 1)
Estratigrafía de la zona
El basamento de la región está conformado
por rocas metamórficas y plutónicas
del Paleozoico inferior, sobre las que
se apoyan secuencias volcanosedimentarias
y sedimentarias cenozoicas. La inconformidad
entre el basamento y las
unidades cenozoicas está representada
por una superficie de erosión peneplanizada
durante un largo periodo de exhumación
ocurrido entre el Paleozoico superior
y el Cretácico (Löbens et al. 2013).
La unidad cenozoica más antigua está integrada
por de psamitas, psefitas y pelitas
fluviales rojas dispuestas en ciclos estratodecrecientes,
asignados a la Formación
Hualfín (Muruaga 1998, 2001a,b, Bossi et
al. 1999). En esta formación no se hallaron
restos fósiles como para determinar
su edad, no obstante en base a sus características
litológicas, Muruaga (1998) y Bossi
et al. (2001) la equiparan a la Formación
Saladillo aflorante en el valle de Santa María,
asignada al Paleógeno por Bossi et al.
(1997).
Las rocas de la Formación Hualfín corresponden
a arenitas cuarzosas resultantes de la erosión de rocas graníticas y gnéisicas que registran buenos índices
de madurez (Galli et al. 2012). Su espesor
máximo varía desde 130 metros en
la localidad de Villavil (Muruaga, 1998)
a ~55 m en cerro Atajo y Mina Capillitas.
Una característica muy importante de esta
unidad, que se verifica a nivel regional,
es la de su variación abrupta de espesores
por erosión en cortas distancias, incluso
hasta desaparecer en muchos sectores.
Los depósitos que yacen en discordancia
angular sobre la Formación Hualfín
y que en algunos sectores se apoyan en
inconformidad sobre el basamento son
aquí asignados al Complejo Volcánico
Farallón Negro (Llambías 1970, Sasso
1997, Sasso y Clark 1998).
La secuencia del Complejo Volcánico Farallón
Negro se inicia con facies fluviales
de areniscas y pelitas rojas dispuestas
en estratos finos continuos con cientos
de metros de extensión lateral, que reflejan
una superficie de depositación más o
menos plana. Las diferentes facies asociadas
representan eventos de flujos individuales
y de decantación en barreales con
largos períodos de desecación (Galli et al
2012). Los estratos basales del Complejo
Volcánico Farallón Negro son equivalentes
a la Formación Morterito (Turner
1973) en la sierra de Capillita y no registran
aportes volcánicos. En la parte media
de la columna aparecen los primeros
aportes de fragmentos volcánicos máficos
(basálticos y andesíticos) inmersos
en matriz pelítica que marcan el inicio de
la actividad volcánica en la región. La secuencia
basal pasa transicionalmente a facies
donde predominan asociaciones volcaniclásticas
gruesas, areniscas, brechas,
conglomerados y, en menor proporción,
intercalaciones de depósitos volcánicos
primarios e intrusivos subvolcánicos de
composiciones máficas e intermedias
(Fig. 2).
Figura 2: Pasaje transicional
en el Complejo Volcánico Farallón
Negro de las facies inferiores
(fi), sin participación
volcánica, a facies intermedias
(fm) volcaniclásticas en las
proximidades del cerro Atajo.
Galli et al. (2012) interpretan el ambiente de depositación de esta unidad como fluvial, que evoluciona de río entrelazado distal a entrelazado, asociado a flujos de gravedad y culmina con un sistema entrelazado gravoso somero. En la sierra de Hualfín, la secuencia basal del Complejo Volcánico Farallón Negro es equivalente a facies condensadas dentro de la Formación Las Arcas (Galván y Ruiz Huidobro1965, Bossi et al. 1987) y las secuencias volcaniclásticas media y superior del Complejo Volcánico Farallón Negro se correlacionan con el Miembro El Aspero (Turner 1973, Bossi et al. 1987), de la Formacion Chiquimil (Bossi y Palma 1982). Las Formaciones Andalhuala (Bossi et al. 1987, Bossi et al. 1993) y Corral Quemado (Riggs y Paterson 1939, Bossi et al. 1987, Bossi et al. 1993) están conformadas por potentes acumulaciones psefiticas y psamíticas granocrecientes, con escasa participación volcánica, que integran la parte superior de la secuencia cenozoica.
Magmatismo
El magmatismo cenozoico de la región
está restringido al Complejo Volcánico
Farallón Negro con varias unidades volcánicas
y volcaniclásticas de un espectro
composicional que va desde basaltos a riolitas.
Los datos geocronológicos de estas
unidades (Sasso 1997, Sasso y Clark 1998,
Halter et al. 2004, Harris et al. 2004) arrojan
una edad Miocena superior (~9,5 a 6,8
Ma). En base a observaciones propias realizadas
en Cerro Atajo y Mina Capillitas
e integrándolas con el esquema elaborado
por Harris et al. (2006) para el Bajo de
la Alumbrera, en este trabajo se definen
para el Complejo Volcánico Farallón Negro
tres asociaciones de facies volcánicas
principales: rocas volcánicas primarias,
volcaniclásticas reelaboradas e intrusivas
hipabisales. Tanto las unidades volcánicas
primarias como las hipabisales presentan
facies coherentes como fragmentadas.
Rocas volcánicas primarias: Entre éstas se reconocen
coladas de lavas basálticas hasta
riolíticas. Las lavas basálticas y andesítico
basálticas son porfíricas, con una asociación
modal compuesta por pl - cpx -ol ±
hbl (símbolos según Krtez 1983), donde
es muy conspicua la presencia de grandes
fenocristales de clinopiroxeno (2 mm a 1
cm). Las lavas presentan diaclasamiento
columnar y tienen, por porciones, aspecto
brechoso causado por fenómenos de
autobrechamiento (en Mina Capillitas y
Bajo de la Alumbrera) o bien por fenómenos
de tipo hialoclásticos y peperíticos.
Los dos últimos tipos de estructuras aparecen
tanto al norte de Bajo de la Alumbrera
(Harris et al. 2006) como al sureste,
en las regiones de Mina Capillitas y Cerro
Atajo (Fig. 1). Mientras las autobrechas
forman una acumulación caótica
de bloques de la lava rotados en la base,
que gradualmente pasa a una brecha con
matriz lávica y a la misma lava, las hialoclastitas
y peperitas exhiben clastos curviplanos
formados in situ, con típicas estructuras
en rompecabeza que afectan al
cuerpo completo de la brecha (Fig. 3a),
o bien con rasgos de mingling entre sedimentos
húmedos y lava en la base del flujo,
respectivamente.
Las coladas de composición andesítica (pl
- hbl - cpx ± opx ± bt) alternan estratigráficamente
en la sección inferior de la secuencia
del Complejo Volcánico Farallón Negro, pero parecen predominar junto
a rocas más silíceas (dacíticas a riolíticas)
en el registro de las secciones más altas
del Complejo Volcánico Farallón Negro
(Llambías 1972, Proffett 2003), particularmente
abundantes en la región noroeste
del complejo (Agua de Dionisio y Bajo
Agua Tapada; Harris et al. 2006). Las andesitas
forman cuerpos tabulares con brechas
monomícticas basales y/o cuspidales,
interpretadas como autobrechas (e.g.,
Mina Capillitas, Atajo). Las lavas más silíceas
abarcan desde dacitas a riolitas porfíricas
y pobres en cristales (pl - bt ± qtz),
que además de observarse en los afloramientos
noroccidentales del Complejo
Volcánico Farallón Negro, aparecen ~3
km al este de Mina Capillitas como domos
en el pie occidental de la sierra de
Aconquija. Estos domos pueden presentar
facies autobrechadas e incluso freatomagmáticas
al noroeste, en Bajo de Agua
Tapada (Harris et al. 2006). Otras brechas
monomícticas (0-5 % de clastos accidentales)
están asociadas lateral o verticalmente
a lavas andesíticas y dacíticas con pl
- hbl - cpx ± bt, alternando con depósitos
volcaniclásticos reelaborados en conjuntos
de 3-4 unidades de flujo o en bancos
aislados. Los depósitos, petrográficamente
indistinguibles de las lavas, tienen escasa
organización interna y disposición
aproximadamente tabular (de entre 20 y 5
m de potencia). Los litoclastos varían ampliamente
de tamaños (2 cm - 3 m de diámetro)
y formas (Fig. 3b), pero todos exhiben
texturas y petrografía semejantes,
así como diaclasamiento prismático que
afecta parcial o totalmente los clastos mayores.
La proporción de matriz es variable
(20-50 %). El material en general carece
totalmente de vesiculación o ésta es muy
pobre. En la base y localmente pueden
aparecer delgadas capas (hasta 50 cm) con
estructuras tractivas que tienen la misma
composición y aspecto que los niveles masivos
más gruesos, pero una selección mayor
y menor granulometría promedio. Las
características mencionadas son compatibles
con las de depósitos de flujos de bloques
y ceniza, que a veces pudieron ser
precedidos por depósitos de oleadas piroclásticas
asociadas. Estos depósitos piroclásticos
derivaron probablemente del colapso
de domos o coladas mesosilíceas y
ácidas cercanos que en ocasiones pudieron
interactuar con agua durante erupciones
freatomagmáticas.
Figura 3: Unidades magmáticas primarias del Complejo Volcánico Farallón Negro. a) Lava brechosa andesítico basáltica en la secuencia del valle de Capillitas.
Notar la forma curviplana de los clastos con bordes vítreos (resaltados por alteración) y el arreglo en forma de rompecabezas, todos rasgos típicos de hialoclastitas
formadas por sobreenfriamiento de una lava en contacto con un cuerpo de agua. b) Brechas monomícticas andesíticas al oeste del cerro Atajo, interpretadas
como depósitos de flujos de bloques y ceniza. c) Tobas y lapillitas dispuestas en la base de las brechas monomícticas referidas en la figura 3b, interpretadas
como depósitos de oleadas piroclásticas. d) Base peperítica de un sill basáltico en la secuencia al oeste del cerro Atajo, en la cual destacan la forma ondulada del
contacto, los bordes crenulados del basalto, las interpenetraciones con una sedimentita fina rojiza (flecha blanca) basal y la dispersión de fragmentos basálticos
en la sedimentita (flechas negras). Estas características sugieren que la intrusión de magma en la caja sedimentaria se produjo cuando estos últimos estaban aún
inconsolidados y húmedos. e) Peperitas globulares en el techo del mismo sill de la figura 3 d. f ) Dique basáltico subvertical emplazado en brechas oligomícticas
basálticas en el extremo oeste del valle de Capillitas. Notar el aspecto brechoso del dique, la textura en rompecabezas de los clastos y las proyecciones en forma
de bloque del dique dentro de la brecha hospedante (flechas blancas), rasgos que permiten interpretarlo como una hialoclastita formada por intrusión de magma
en depósitos volcaniclásticos gruesos cargados en agua.
Rocas volcaniclásticas: Este grupo de rocas es el mejor representado en la región en cuanto a extensión areal y volumen. Se presentan formando mantos de hasta 8-10 m de potencia individual, difíciles de seguir individualmente en sentido lateral, caracterizados por estar compuestos por material esencialmente volcánico de granulometría muy gruesa. Las litofacies más abundantes son brechas poli- a oligomícticas matriz a clasto sostenidas, con nula a escasa presencia de material volcánico vesiculado o rasgos de fragmentación volcánica primaria (Fig. 4a y b). Los clastos predominantes (aunque no exclusivos) son basálticos y de andesitas basálticas en la parte inferior de la columna (Fig. 4a), mientras que en la superior hay una mayor participación de fragmentos de rocas más silíceas (Fig. 4b). Intrusivos hipabisales: En la base del Complejo Volcánico Farallón Negro, intercalados con areniscas inmaduras y conglomerados con creciente participación volcánica, afloran diques (0,20-1,50 m) y sills (4-8 m) basálticos y andesítico-basálticos (pl - cpx -ol ± hbl) semejantes en composición a las coladas de esta misma porción de la secuencia. En la columna ubicada inmediatamente al norte de cerro Atajo (Fig. 8) también intercala concordantemente un cuerpo lensoidal de 17 m de espesor y composición andesítica, con pl - hbl ± cpx ± bt. El rasgo de campo que permite distinguir los intrusivos concordantes de las coladas contemporáneas son las estructuras de mezcla de magma y sedimentos blandos (peperitas globulares y en bloques) que aparecen no sólo en la base (Fig. 3 d) sino también en el techo del intrusivo (Fig. 3e) o bien la extensa fragmentación por quenching (hialoclastitas) formada durante el momento de su intrusión. Este fenómeno también acontece en los márgenes de algunos diques (Fig. 3f) que intruyen cuerpos de sedimentos inconsolidados húmedos. Ejemplos de relaciones peperíticas en sills y diques fueron observados en cerro Atajo, mientras que los mejores ejemplos de intrusivos concordantes y diques hialoclastizados pueden verse ~500 m al este del puesto Los Colorados (27º 22,5' S - 66º 23,8' O) y en una quebrada ubicada ~2 km al sur de la localidad de Capillitas (27º 21,7' S - 66º 22,5' O), donde afloran sendos complejos andesítico basálticos de 30-50 m de potencia afectados por este tipo de fenómenos.
Figura 4: Depósitos volcaniclásticos reelaborados del Complejo Volcánico Farallón Negro. a) Brecha
volcaniclástica polimíctica (depósito de flujo de detritos) de la sección inferior del complejo. Los clastos
son de andesitas,
andesitas basálticas y basaltos alterados. La fábrica dominante es clasto sostén, aunque
interdigita con dominios matriz soportados. La matriz volcaniclástica tiene tamaño arena a arcilla, y
eventualmente presenta fragmentos del basamento. b) Brecha volcaniclástica oligomíctica (depósito de
flujo de detritos) de la sección superior. Los clastos predominantes son claros, densos y de composición
dacítico-andesítica con biotita y hornblenda. La matriz volcaniclástica tiene tamaño arena fina.
Figura 8: Mapa geológico y cinemática de las fallas principales (cuadrantes grises: campos extensionales;
cuadrantes blancos: campos compresivos) de la región Capillitas - Cerro Atajo.
En la sección superior existen relaciones semejantes de cuerpos intrusivos más ácidos (dacíticos y andesíticos con pl - hbl - bt ± qtz), sobre todo en Bajo Agua Tapada (Harris et al. 2006). En Alto de la Blenda, los pórfidos mineralizados de Bajo de la Alumbrera y los sills, plutones y diques riolíticos y riodacíticos con pl - qtz - kfsp - bt ± hbl (e.g., cerro Atajo, Capillitas, cerro Blanco, Agua de Dionisio, Farallón Negro, etc), tienen en cambio relaciones discordantes y netas con las rocas sedimentarias y volcaniclásticas encajonantes, a las cuales generalmente alteran hidrotermalmente.
TECTÓNICA
La presencia de rocas del basamento en contacto directo con los depósitos cenozoicos, constituye un rasgo regional que ejerció una marcada influencia en la evolución tectono sedimentaria de las cuencas andinas. La fábrica heterogénea del basamento conferida por la foliación metamórfica, ejerció un fuerte control en la generación de fallas andinas y en la orientación de los bloques que delimitan las cuencas. Esta relación es visible a lo largo de la quebrada de Humanao (Fig. 1) donde una falla de rumbo norte-sur de aproximadamente 20 km de largo, se sobreimpone a una faja milonítica paleozoica provocando la separación de grandes bloques de basamento (Fig. 1). La tectónica cenozoica registra en la región evidencias estructurales y estratigráficas que indican la existencia de al menos cuatro etapas deformacionales sucesivas cuyos rasgos más salientes se detallan a continuación.
Primera etapa de deformación
Un lugar clave para observar la incidencia
de las anisotropías del basamento sobre
estructuras andinas se encuentra en la
ladera oriental de la sierra de Hualfín, al
oeste de la localidad de Los Nacimientos.
En este lugar las diaclasas y pequeñas fajas
de deformación dúctil presentes en el
granito Chango Real (Turner 1962) (Fig.
5) fueron reactivadas como fallas normales
(Ramos 2009) (Fig.6a).
Por su lado, Muruaga (1998), Bossi et al.
(2009) y Ramos (2009), interpretan que
los desplazamientos de estas fallas normales
fueron sincrónicos con la sedimentación
de la Formación Hualfín en base a
la presencia de discordancias progresivas.
Estas relaciones son evidentes en la sierra
de Hualfín donde se reconocen pliegues
drapes con estratos de crecimiento (Fig.
6b).
Las discordancias internas de la Formación
Hualfín asociadas a los desplazamientos
de las fallas normales, sincrónicas con la sedimentación, constituyen evidencias de que la cuenca cenozoica
más antigua de la región se originó bajo
un dominio de esfuerzos extensionales.
Al ser coetánea con la depositación de
la Formación Hualfín, asignada al Paleógeno
sólo en base a correlaciones estratigráficas
(Bossi et al. 2001) y que no cuenta
con dataciones radimétricas ni registros
fósiles, la edad de esta etapa deformacional
presenta el mismo grado de incertidumbre
que la de dicha Formación.
Figura 5: Anisotropías de fajas de cizalla dúctil en el basamento granítico, activadas en fallas normales durante la
depositación de la Formación Hualfín. Baños termales de Los Nacimientos.
Figura 6: a) Escarpas de fallas normales, y b) pliegue drape con estratos de crecimiento en la Formación Hualfín. Ladera oriental de la sierra de Hualfín.
Segunda etapa de deformación
Al final de su depositación, la Formación
Hualfín muestra indicios de un importante
proceso de erosión, con el registro
de marcados cambios de espesores
en diferentes sectores de la cuenca. Estas
variaciones son notables en la sierras
de Capillitas y de Hualfín, donde en pocos
kilómetros a lo largo del rumbo, la
Formación Hualfín desaparece completamente
dando lugar a que los depósitos
volcaniclásticos del Complejo Volcánico
Farallón Negro se depositaran directamente
sobre el basamento.
En forma complementaria a la erosión, se
registran también evidencias de una etapa
de deformación compresiva acotada entre
la Formación Hualfín y el Complejo Volcánico
Farallón Negro. La más clara de
estas evidencias fue observada al norte del
cerro Atajo, donde la Formación Hualfín
se encuentra intensamente plegada y en
relación de discordancia con el Complejo
Volcánico Farallón Negro (Fig.7a). Los
pliegues que afectan a la Formación Hualfín
son de corto radio de curvatura, con
longitudes de onda que no superan los 10
m y ejes buzantes entre 50º y 60º en dirección
NO - SE.
La edad de esta etapa contraccional es incierta
debido al hiato comprendido entre
la Formación Hualfín y el Complejo Volcánico
Farallón Negro. No obstante, el
sustancial aumento en el grado de diagénesis,
la fuerte deformación y la erosión
que presenta la Formación Hualfín en relación
con las unidades suprayacentes, indican
un tiempo de no depositación prolongado,
comprendido entre este evento
tectónico y el Mioceno superior.
Figura 7: a) Discordancia angular entre la Formación Hualfin (FH) y el Complejo Volcánico Farallón Negro. Norte del cerro Atajo. b) Fallas normales sincrónicas
con la sedimentación en el Complejo Volcánico Farallón Negro. c) Estratos de crecimiento del Complejo Volcánico Farallón Negro y relación discordante
con la Formación Hualfín. d) Falla normal con inversión tectónica positiva entre la Formación Hualfín (FH) y el Complejo Volcánico Farallón Negro. La parte
inferior presenta relación de falla normal y la parte superior inversa.
Tercera etapa de deformación
La existencia de fallas normales sinsedimentarias
(Fig. 7b) y de discordancias
progresivas en los depósitos conglomerádicos
volcaniclásticos del Complejo Volcánico
Farallón Negro (Fig. 7d), indican
sincronicidad de la depositación con un
nuevo ciclo tectónico extensional, coincidente
con la irrupción del volcanismo
en la cuenca.
Para este tiempo, Bossi et al. (1997) y
Muruaga (1998), proponen el desarrollo
de un rift intracratónico cuyo climax
se correspondería con el magmatismo del
Complejo Volcánico Farallón Negro.
Las evidencias de la tectónica extensional
correspondiente a esta etapa fueron observadas
al suroeste del cerro Atajo donde
cuerpos intrusivos andesíticos del Complejo
Volcánico Farallón Negro, fueron
controlados en su emplazamiento por fallas
normales de alto ángulo.
Al norte del cerro Atajo se registró una
falla de rumbo este oeste e inclinación
75 S, que presenta una relación de inversión
tectónica positiva. Esta falla muestra
un desplazamiento inverso con rechazo
vertical de pocos metros de una colada
de lava basáltica en el techo del Complejo
Volcánico Farallón Negro (Fig. 7d). Al
restaurar el desplazamiento al piso de la
colada, se observa que, debajo de su punto
nulo, subyace una falla normal que inclina
con alto ángulo al noroeste y pone
en contacto a la Formación Hualfín con el
Complejo Volcánico Farallón Negro.
Cuarta etapa de deformación
Teniendo en cuenta que los indicadores
cinemáticos medidos sobre los planos
de fallas, en la mayoría de los casos sólo
muestran sus últimos desplazamientos y
borran los anteriores, se asume que los resultados
obtenidos reflejan exclusivamente
la etapa final de levantamiento de las
sierras, concomitante con la finalización
del magmatismo, el cierre de la cuenca del
Complejo Volcánico Farallón Negro y su
plegamiento. A lo largo de las fallas Potreros,
Aconquija, Capillitas y Cerro Atajo,
se obtuvieron datos cinemáticos de movimientos
transcurrentes dextrales con los
vectores de esfuerzos principales máximos
y mínimos en posiciones cercanas a
la horizontal (Fig. 8). La quebrada Potreros
que tiene sus nacientes en el prospecto
minero Agua Rica es coincidente por
tramos con la traza de una falla de rumbo
N-S, la falla Potreros, que desplaza rocas
del basamento. En la figura 9 se muestra
el aspecto de un corte transversal de
la falla hacia donde convergen planos de
fallas menores de alto ángulo integrando
una geometría de estructura en flor positiva
del tipo hojas de palmera.
La traza de la falla Agua Rica tiene geometría
curva hacia el oeste, rasgo que,
asociado a su movimiento lateral derecho,
resulta favorable para la generación
de una zona transtensiva localizada en el
área de emplazamiento del sistema porfírico
y epitermal de Agua Rica (Fig. 8)
donde se registran vetas y fallas menores
de orientación NE-SO (Llambías 1972).
La falla Agua Rica intercepta a la falla
Aconquija en ángulo casi perpendicular
delimitando un bloque de basamento con
rotación dextrógira.
Figura 9: Estructura en flor del tipo hojas de
palmera, en la falla Agua Rica, relacionada con el
desarrollo de depósitos epitermales. Quebrada de
Potreros.
Los valles de cerro Atajo y Capillitas ubicados al sudoeste de la sierra de Aconquija están alineados en dirección NE-SO, siguiendo el rumbo de fallas que conforman el lineamiento de Aconquija. La falla Cerro Atajo, controló el emplazamiento de diques dacíticos tardíos asociados a un cuerpo subvolcánico, intensamente alterado y que registra contenidos anómalos de Au. A su vez, el cerro Atajo está afectado por fallas extensionales menores, con orientación NO-SE que forman sigmoides asociados al sistema dextral principal (Fig. 8). El valle de Capillitas está limitado al sudeste por una falla a partir de la cual se eleva el basamento del extremo sur de la sierra de Aconquija y al noroeste por la sierra de Capillitas, cuyo basamento es el sustrato de las sedimentitas de la Formación Hualfín. La inclinación de la superficie de erosión labrada sobre el basamento, con un ángulo de 40° al sudeste, en su ladera oriental, indica que la sierra de Capillitas basculó hacia el noroeste de la sierra Aconquija. En la parte central del valle de Capillitas, se registra una falla transcurrente que pone en contacto sedimentos cenozoicos rojos de la Formación Hualfín con el Complejo Volcánico Farallón Negro. La presencia de coladas de emisiones fisurales encontradas a lo largo de esta falla, sugiere que estaría conectada con niveles corticales profundos. La actividad tectónica transpresiva registrada a fines del Neógeno continuó en el cuaternario, tal como lo indica la presencia de fallas menores dispuestas sobre abanicos aluviales, en el extremo norte del valle de Capillitas (Fig.10). Otros registros de neotectónica fueron reconocidos por Casas (2008), en el piedemonte de la sierra de Hualfín. En ambas sierras, la tectónica moderna está asociada a avalanchas y flujos de detritos desprendidos de sus laderas.
Figura 10: Sistema de fallas inversas
en abanicos aluviales cuaternarios
al noreste de la sierra de
Capillitas.
DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES
Las asociaciones estructurales de la región,
discriminadas temporalmente en
base a las unidades estratigráficas involucradas
en la deformación, registran durante
el Cenozoico al menos cuatro eventos
de deformación contrastantes.
El primero de ellos, de carácter extensional,
se produjo desde los inicios de la depositación
de la Formación Hualfín. La
composición de sus sedimentos a partir
de la erosión de rocas del basamento
(principalmente granítico) en facies distales
(Galli et al. 2012), es compatible con
aportes provenientes desde un cratón o
frente orogénico alejado, por lo que se la
puede interpretar como una cuenca extensional
intracratónica o de trasarco.
Durante el segundo evento tectónico la
cuenca de la Formación Hualfín, fracturada
inicialmente por la extensión, se plegó
y erosionó por esfuerzos compresivos
antes de la depositación del Complejo
Volcánico Farallón Negro. La disposición de las fallas en algunos casos inducidas
por anisotropías del basamento habría influido
en la orientación oblicua al rumbo
andino de pliegues acotados a la Formación
Hualfín, sobre los cuales se apoya en
discordancia el Complejo Volcánico Farallón
Negro.
A la etapa compresiva, que provocó la deformación
y el cierre de la cuenca de la
Formación Hualfín, le sucedió la depositación
del Complejo Volcánico Farallón
Negro en una cuenca expansiva caracterizada
por Bossi y Muruaga (2009) como
extensional, pero que en este trabajo interpretamos
como de carácter transtensivo.
La diferencia temporal de depositación
entre ambos conjuntos pudo haber
sido considerable, en función de que la
Formación Hualfín está libre de aportes
volcánicos, a la vez que fue diagenizada
, deformada y completamente exhumada
antes del Mioceno superior, tiempo en el
que se inició la depositación del Complejo
Volcánico Farallón Negro.
La incorporación de la región al frente
orogénico andino durante el Mioceno,
habría reactivado parte de las fallas generadas
en la etapa anterior y provocado la
rotación diferencial de bloques de basamento,
originando una zona de transferencia
dominada por movimientos transcurrentes.
La cinemática transcurrente
generó la sucesión de esfuerzos transtensivos,
seguidos de esfuerzos transpresivos, que dieron origen al tercer y cuarto
evento tectónico respectivamente, en un
proceso de deformación continua desde el
Mioceno medio hasta el presente.
Durante la etapa transtensiva, se desarrolló
la cuenca del Complejo Volcánico Farallón
Negro, sintectónica y con intensa
actividad magmática. La actividad volcánica
se caracterizó, en un primer momento,
por el derrame e inyección de magmas
basálticos y andesíticos máficos en
una cuenca tectónicamente muy activa,
con emplazamiento volcánico subácueo
y abundante interacción con sedimentos
húmedos. Hacia la sección media a superior
de la secuencia del Complejo Volcánico
Farallón Negro, se registra la presencia
de material mayoritariamente volcánico
retrabajado y evidencias de interacción del
magma con agua y sedimentos húmedos,
según lo expresa la presencia de estructuras
peperíticas en los contactos con coladas
y cuerpos intrusivos.
El magmatismo fue contemporáneo con
procesos generalizados de remoción en
masa, lahares y flujos de detritos que mayoritariamente
integran el Complejo Volcánico
Farallón Negro. Muchos de estos
depósitos fueron confundidos previamente
con unidades volcánicas primarias
(e.g., Llambías 1970, Proffett 2003, Halter et al. 2004) y clasificados con nomenclaturas
muy variadas como brechas de
flujo, brechas extrusivas, brechas líticas
heterolitológicas y brechas oligo y polimícticas.
Si bien la presencia de depósitos
sedimentarios intercalados en el Complejo
Volcánico Farallón Negro fue reconocida
por la mayoría de los autores en la región,
sólo Harris et al. (2006) y Galli et al.
(2012) le atribuyeron carácter sedimentario
a las unidades brechosas de mayor
extensión areal que, por su composición
predominante o totalmente volcánica,
eran interpretadas como depósitos esencialmente
piroclásticos.
Las brechas más abundantes del Complejo
Volcánico Farallón Negro son en efecto
producto del retrabajo, erosión y sedimentación
de volcanitas de la misma
composición que aquellas con la que se
encuentran intercaladas, probablemente
aportadas desde sectores muy cercanos
y en un régimen tectónicamente muy activo.
Galli et al. (2012) destacan que las
áreas de aporte de los depósitos de base
y tope de la columna suelen ser las mismas,
donde los cambios composicionales
del volcanismo in situ, sugieren una activa
erosión de centros eruptivos a medida
que estos se iban edificando.
El volcanismo de la sección superior tampoco
se desarrolló con actividad explosiva
significativa, diferenciándose del
anterior sólo por la erupción de composiciones
más evolucionadas (andesitas, dacitas
y riolitas) a manera de domos o intrusivos
someros. Así, el estilo eruptivo
reconocido para las facies supuestamente
distales del Complejo Volcánico Farallón
Negro es idéntico al identificado por
Harris et al. (2006) en áreas anteriormente
propuestas como proximales y es compatible
con la existencia de varios centros
eruptivos de pequeñas dimensiones distribuidos
en una planicie aluvial relativamente
extensa y activa.
Las espesas y extensas secciones de brechas
volcanosedimentarias, sin que medie
el desarrollo de grandes aparatos
volcánicos, es explicable a partir de la generación
de relieves con fuerte inestabilidad
debido a la actividad tectónica transcurrente
(Busby-Spera y Basset 2007).
Este modelo volcánico coincide parciamente
con el propuesto por Harris et al.
(2006), aunque en nuestra interpretación
el magmatismo habría estado ligado a la
evolución de cuencas relativamente pequeñas,
asociadas estrechamente a tectónica
transcurrente. La información tectónica,
volcánica y estratigráfica exhibida
en este trabajo, así como por Galli et al.
(2012), sugiere que el escenario geológico
interpretado es más adecuado que el de
una cuenca de antepaís extensa que plantean
Harris et al. (2006).
La naturaleza geoquímica del magmatismo
máfico (basáltico a andesítico basáltico)
inicial del Complejo Volcánico Farallón
Negro, de carácter subalcalina, con
enriquecimiento en elementos traza de
gran radio iónico y en tierras raras livianas
y leves tendencias de intraplaca (Halter
et al. 2004), indican un origen por fusión
parcial de una fuente mantélica poco profunda (Sasso 1997). La presencia de
basaltos provenientes del manto desde las
primeras etapas del magmatismo es compatible
con los modelos extensionales inducidos
por debilitamiento termal de la
corteza (Gans et al. 1989). La inyección de
magma desde el manto en partes intermedias
de la corteza habría favorecido el
debilitamiento de su capa elástica y la generación
de fallas normales.
A la etapa transtensiva le sucedieron movimientos
transpresivos que iniciaron la
elevación del sistema serrano regional con
la exhumación de al menos 5 km de corteza
en los últimos 6 Ma, (Sobel y Strecker
2003) a 7,5 km desde el Mioceno tardío (<
8 Ma, Dávila et al. 2012).
En su fase final, el magmatismo de la región
estuvo signado por los emplazamientos
de cuerpos intrusivos, en su mayoría
mineralizados, entre los que se destacan
los de Bajo de la Alumbrera, Farallón Negro,
cerro Atajo, Capillitas, Agua Rica y
Filo Colorado. El complejo de intrusivos
que integran el prospecto Agua Rica registra
entre los 8,6 y 4 Ma la superposición
de eventos profundos, intermedios y
superficiales (sistemas porfíricos a epitermales)
en el mismo nivel de erosión, definiendo
un proceso de telescoping debido a la
rápida denudación de la sierra por ascenso
tectónico (Landtwig et al. 2002, Franchini
et al. 2011).
El tiempo de alzamiento de las sierras es
coincidente con la finalización de la actividad
magmática del Complejo Volcánico
Farallón Negro, acotada por Sasso et al.
(1995) entre los 12,5 y 5 Ma y con mayor
precisión entre los 9,5 a 6,8 Ma por Harris
et al. (2004) y Halter et al. (2004).
Finalmente, la existencia de fallas modernas
y de avalanchas relacionadas a las mismas
en las sierras de Aconquija y Hualfín,
indican que la etapa de tectónica transpresiva
iniciada en el Neógeno aún perdura
en la región, generando relieves positivos.
AGRADECIMIENTOS
El presente trabajo ha sido financiado a través del proyecto PICTO-UNSa, N°36641, ANPCyT. Los autores agradecen al SEGEMAR, al Instituto de Geología y Minería de la UNJu y a la familia Yampa del paraje Santa Rita, por el apoyo prestado durante los trabajos de campo y de gabinete.
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Recibido: 7 de junio, 2013
Aceptado: 14 de abril, 2014