ARTÍCULOS
Tectónica cuaternaria en el retroarco Andino a la latitud del volcán Tromen (37°s)
Guido Gianni1, Lucía Sagripanti1, Andrés Folguera1, Mauro Spagnuolo1 y Mario Giménez2
1 Laboratorio de Tectónica Andina del Instituto de Estudios Andinos Don Pablo Groeber (UBA-CONICET), Ciudad Autónoma de Buenos
Aires. Email: guidogianni22@gmail.com
2 Instituto Geofísico Sismológico Volponi, Universidad Nacional de San Juan, San Juan, Argentina.
Estudios recientes focalizados en las vecindades del volcán Tromen, en el norte de la provincia de Neuquén, indican la presencia de estructuras afectando rocas de edad cuaternaria. En particular, un análisis detallado del flanco occidental del volcán Tromen muestra amplias zonas de deformación neotectónica, de las cuales sólo habían sido reconocidos sus sectores frontales. Se detallan geometría y mecanismos asociados a las principales estructuras cuaternarias a través de los dos valles principales que afectan este flanco volcánico. La coexistencia de estructuras neotectónicas contraccionales y distensivas es descripta como un rasgo distintivo. Así, el campo de esfuerzos asociado a este conjunto de estructuras es discutido: Mientras algunos estudios previos puntualizan que la deformación sería de carácter contraccional, otros apuntan a un régimen predominantemente distensivo. Finalmente, se plantea una alternativa que reconcilia ambos modelos en base a los nuevos datos.
Palabras clave: Neotectónica; Volcanismo; Extensión; Compresión; Fases andinas.
ABSTRACT
Quaternary tectonics at the Andean backarc at the latitude of the Tromen volcano (37°S)
Recent studies focalized in the vicinity of the Tromen volcano, in the northern Neuquén province, indicate the presence of
Quaternary structures. In particular, a detailed analysis on its western volcanic flank shows broad neotectonic deformational
zones, whose only frontal sector had been previously recognized. Geometry and associated mechanisms are described for
these, through the two main incisions that are developed on the volcanic flank. The coexistence between contractional and
extensional neotectonic structures is described as a distinctive feature and consequently the related stress field is discussed.
While some studies had argued that young deformation in the area would be predominantly contractional, others indicated
that it would be mainly extensional. Finally, an alternative reconciling both models is put forward based on the new data.
Keywords: Neotectonics; Volcanism; Extension; Compression; Andean phases.
INTRODUCCIÓN
Mientras que la actividad neotectónica en los Andes Centrales se asocia predominantemente a sus sectores frontalesorientales, en los Andes Centrales Sur y Nord Patagónicos (38-46°S) se localiza en la zona del arco volcánico, asociada al sistema dextral de fallas Liquiñe-Ofqui (Fig. 1). Este sistema concentra actividad sísmica cortical, consistente con mecanismos focales que denotan un movimiento de tipo transcurrente dextral (Lavenu y Cembrano 1999, Quezada y Bataille 2008), lo que ha llevado a algunos autores a proponer la individualización de una microplaca desde la trinchera hasta la zona del arco actual respecto del retroarco argentino (Melnick et al. 2006). En este esquema, el retroarco se encuentra desacoplado de la zona del antearco y fósil, desde un punto de vista orogénico. Sin embargo, recientemente diversos autores han descripto actividad neotectónica en el retroarco andino entre los 36° S y los 38°S, en forma distal al mencionado sistema de fallas. Particularmente la zona del volcán Tromen, ubicada en el margen occidental de la Cuenca Neuquina (Fig. 1), se caracteriza por poseer una compleja y no del todo entendida actividad neotectónica que da origen a una serie de estructuras interpretadas bajo hipótesis contrastantes. Este volcán, se ubica espacialmente desvinculado del arco volcánico en una posición de retroarco, como parte del plateau volcánico del Tromen, cuya química corresponde mayormente a productos de intraplaca (Fig.1) (Kay et al. 2006).
Figura 1: Modelo de elevación
digital regional del
sector noroccidental de la
Cuenca Neuquina y Chile.
En trazo continuo se observan
los principales sistemas
neotectónicos de la
región. Hacia el occidente
se encuentra el sistema
de fallas transcurrente
dextral de Liquiñe-Ofqui
(LOF) asociado al frente
volcánico, y al oriente, de
norte a sur, se observan
los sistemas extensionales
de Las Loicas, Loncopué y
Bío Bío-Aluminé (basado
en Ramos 1977, Muñoz
y Stern 1988, Lavenu y
Cembrano 1999, Folguera et al. 2006). En trazo
discontinuo blanco se observan
las estructuras del
Mioceno tardío.
Las explicaciones acerca de la ocurrencia de estas deformaciones recientes, son tan diversas como mecanismos de deformación frágil existen. Branquet y Van Wyk de Vries (2001), Marques y Cobbold (2002), Galland et al. (2007) y Messager et al. (2010), proponen que el volcán Tromen coexistió con un régimen compresional. Las evidencias más concluyentes acerca de esta mecánica fueron aportadas por Galland et al. (2007). Basándose en datos geocronológicos y estructurales, estos autores interpretaron la estructura del volcán Tromen como un gran pop-up. Por otra parte, Messager et al. (2010) analizaron remanentes de terrazas y depósitos aluviales del río Neuquén y sus tributarios para estudiar el régimen tectónico plio-cuaternario al sur de la Cuenca Neuquina y al sur del área del Tromen. Dichos autores muestran evidencias de fallamiento que afecta a depósitos aluviales y anomalías de pendiente en las terrazas asociadas al desarrollo de plegamiento. Opuestamente, Folguera et al. (2008) basándose en análisis de líneas sísmicas, datos gravimétricos y estructurales, muestran evidencias de un origen de las estructuras dentro de un campo de esfuerzos extensional, asociadas a un sistema regional denominado Fosa de Las Loicas (Fig. 1). Por lo tanto los autores proponen al plateau volcánico del Tromen como una acumulación postacortamiento siguiendo otras propuestas similares (véase Kay et al. 2006). Modelos de densidad 3D, confeccionados a partir de datos gravimétricos, muestran una amplia anomalía gravimétrica positiva correspondiente al atenuamiento de la corteza inferior entre los 36 y 39°S (Folguera et al. 2012), lo que es compatible con las geometrías obtenidas por Yuan et al. (2006) a partir de datos telesísmicos y la geometría de una pluma impactando en la base de la litósfera obtenida por Burd et al. (2008) a partir de datos magnetotelúricos (Fig. 2). Como puede observarse en la figura 2, a partir de estos estudios se infiere una corteza altamente adelgazada bajo el plateau volcánico del Tromen. Folguera et al. (2012), interpretan estas observaciones como producto de una extensión actual asociada al empinamiento de la losa oceánica subducida, luego de un período de subducción horizontal que se extendió hasta el Mioceno tardío (Kay et al. 2006, Spagnuolo et al. 2012a). En otra línea Backé et al. (2006) discuten la aparente coexistencia de estructuras contraccionales y extensionales, proponiendo un mecanismo de strike-slip y un cierto grado de partición de la deformación, producto de la convergencia oblicua entre las placas de Nazca y Sudamericana. Recientemente, Sagripanti et al. (2012) proponen una reactivación transcurrente dextral de las estructuras asociadas a la faja plegada y corrida de Chos Malal para explicar la presencia de ambos tipos de estructuras.
Figura 2: Anomalía gravimétrica positiva coincidente con la provincia volcánica de retroarco de la Payenia
que es interpretada como producto de la inyección de astenósfera asociada al atenuamiento de la
corteza inferior tal como es revelado por estudios telesísmicos a los 39°S (Yuan et al. 2006, modificado de
Folguera et al. 2012). Perfil A-A´ muestra el atenuamiento cortical bajo la zona del volcán Tromen.
El objetivo de este trabajo se enfoca en el mapeo de nuevas estructuras neotectónicas sobre el flanco occidental del volcán Tromen (Fig. 3), en localidades ya reconocidas en los estudios previos y aledañas, como así también plantear las posibles alternativas que expliquen el campo tensional que da origen a este sistema estructural.
Figura 3: Mapa geológico del flanco occidental del volcán Tromen (basado en Kay et al. 2006, Galland et al. 2007, Sagripanti et al. 2012 y datos de este trabajo).
MARCO GEOLÓGICO
En el área de estudio, el basamento del
plateau volcánico del Tromen aflora en las
quebradas del río Blanco y arroyo Chapúa
(Fig. 3) y corresponde a la sección superior
de un espeso prisma de sedimentos
marinos y continentales mesozoicos
pertenecientes a la Cuenca Neuquina que
fueron depositados en un ambiente de retroarco.
La historia de esta cuenca comenzó
con un estadío de rift en el Triásico-Jurásico
Temprano, asociado a un campo de
esfuerzos extensionales de orientación sudoeste-
noreste generado durante la ruptura
del Pangea (Vergani et al. 1995). De
esta forma la cuenca comenzó como una
serie de depocentros desconectados en el
Triásico Tardío-Jurásico Temprano, para
posteriormente amalgamarse a través de
un proceso de subsidencia generalizada
durante por lo menos 120 Ma, desde el Jurásico
Temprano al Cretácico Tardío, correspondiente
a las secciones de los Grupos
Cuyo, Mendoza y Rayoso (Vergani et al. 1995). En el Aptiano-Campaniano la
cuenca sufre el primero de varios pulsos
deformacionales que llevaron a la inversión
tectónica de los depocentros extensionales
previos y a la estructuración de
este sector andino. Los mecanismos de
deformación que caracterizan a este sector
de los Andes en los últimos 100 Ma,
alternaron entre episodios contraccionales,
que causaron el avance del frente orogénico
hacia el antepaís y extensionales,
asociados al desarrollo de cuencas tafrogénicas
y erupción de materiales de procedencia
mantélica en el retorarco (Zapata et al. 1999, Charrier et al. 2002, Ramos
y Folguera 2005, Kay et al. 2006). Estos
eventos deformacionales fueron acompañados
por expansiones hacia el antepaís
y posteriores retrocesos del frente
volcánico (Kay et al. 2006) desde el Cretácico
tardío, probablemente asociados
a somerizaciones y empinamientos de la
losa subducida (Kay et al. 2006, Folguera et al. 2006). Específicamente entre los
36°30'S y 37°S el sector oriental está formado
por un sistema conocido como faja
plegada y corrida de Chos Malal (Fig. 1).
Dicho sistema es el resultado de la inversión
tectónica de estructuras extensionales
del Pérmico tardío, Triásico Tardío y
Jurásico Temprano y del desarrollo de sistemas
de corrimientos epidérmicos con
despegues en unidades del Jurásico Superior
y Cretácico Inferior (Zollner y Amos
1973, Manceda y Figueroa 1995, Zapata et al. 1999, Cobbold y Rossello 2003, Zapata
y Folguera 2005). En el Cretácico Tardío-
Eoceno tardío se registra el primer evento
deformacional contraccional evidenciado
por la discordancia entre las secuencias
marinas mesozoicas y rocas de edad
cretácica tardía a paleocena. Los principales
rasgos definidos para este tiempo habrían
sido dos estructuras de basamento,
la paleo-Cordillera del Viento, coincidente
con el rasgo homónimo actual y el alto
paleo-Palao al este (Burns et al. 2006, Folguera et al. 2006).
Durante el Mioceno tardío se registra un
segundo evento contraccional donde la
faja plegada y corrida de Chos Malal, incluyendo
la Cordillera del Viento y la región
del Tromen, fue sometida a una reestructuración. Este evento se encuentra
evidenciado por una angularidad que
separa los depósitos miocenos de las capas
pliocenas (Llambías et al. 1978, Zapata et al. 1999, Folguera et al. 2006).
Ambas
etapas de deformación contraccional
son contemporáneas a expansiones orientales
del arco volcánico (Ramos y Folguera
2005, Kay et al. 2006, Folguera y Ramos
2011). En particular, la primera corresponde
a la expansión del arco de 70 Ma
que se emplaza en la vertiente andina argentina
y cuya composición ha sido estudiada
extensivamente por numerosos autores
(Llambías y Rapela 1989, Francini et al. 2003, Spagnuolo et al. 2012b). La segunda
migración ha sido más marcada y
corresponde a una serie de centros mesosilíceos
emplazados en el antepaís entre
13 y 4 Ma, en particular el cerro Chachahuén
al este del plateau volcánico del Tromen
(Fig. 1) (Kay et al. 2006). Después de
ambas migraciones, los frentes volcánicos
respectivos se retrajeron hacia el oeste. En
particular, con posterioridad al período
de somerización del Mioceno tardío, la región
del antepaís se vio afectada por un
período extensivo asociado a importantes
volúmenes de magmas de intraplaca que
ascendieron a través de una corteza delgada
alimentando la provincia volcánica de
retroarco de la Payenia (Fig. 2) (Bermúdez et al. 1993, Ramos y Folguera 2005).
Los productos de la Payenia son más jóvenes
que 5 Ma, con un aumento en la actividad
volcánica en los últimos 2 Ma, y
un volumen volcánico eruptado estimado
de 8,387 km3, a través de más de 800
centros volcánicos (Fig. 3) (Bermúdez et al. 1993, Folguera et al. 2009, Llambías et al. 2010). Esta provincia volcánica ha sido
interpretada como producto de la inyección
de astenósfera asociada al empinamiento
de la losa oceánica desde el Plioceno
temprano (Folguera y Ramos 2011).
Este proceso se asociaría a una gran anomalía
gravimétrica positiva producto del
emplazamiento de materiales del manto
litosférico en niveles previamente corticales
concomitantemente al atenuamiento
de la litósfera (Fig. 2) (Folguera et al. 2012). Esta hipótesis ha sido cuestionada
debido a que tal proceso no generaría una
anomalía térmica prolongada, por lo tanto,
no explica la dilatada actividad volcánica
observada en el volcán Payún Matrú
(Quidelleur et al. 2009, Germa et al. 2010,
Gudnason et al. 2012). En esta línea, Burd et al. (2008) basados en estudios magnetotelúricos,
muestran evidencias de un
origen profundo para la fuente de la Payenia
con un conductor casi vertical bajo la
zona del volcán Payún Matrú que se alza
desde los 400 km. De acuerdo a los autores
este conductor representa una pluma
que conecta el manto superior profundo
con la zona más superficial del mismo.
Esto justifica la signatura geoquímica tipo
OIB del volcán Payún Matru, característica
de fuentes mantélicas enriquecidas
comunes en los hot spots (Burd et al. 2008).
El volcán Tromen ocupa el sector suroccidental
de la Payenia y es parte de un
grupo de aparatos volcánicos sostenidos
por una plataforma basáltica pleistocena,
que en conjunto forman una gran acumulación
de productos de retroarco conocida
como plateau volcánico del Tromen
(Kay et al. 2006, Llambías et al. 2010). Este plateau basáltico yace de manera discordante
sobre la faja plegada y corrida de
Chos Malal. Existen fuertes evidencias
de que la actividad del volcán Tromen ha
continuado hasta tiempos recientes, incluso
históricos (Havestadt 1752).
ESTRATIGRAFÍA DE FLANCO OCCIDENTAL DEL VOLCÁN TROMEN
El plateau volcánico del Tromen se apoya discordantemente sobre el basamento mesozoico perteneciente a los depósitos marinos y continentales de la Cuenca Neuquina. Dicho plateau consta de una estratigrafía relativamente precisa establecida en base a edades Ar-Ar y K-Ar aportada por trabajos recientes de Kay et al. (2006), Galland et al. (2007) y en menor proporción Folguera et al. (2008). La misma ha tratado de vincular estas edades al armazón estratigráfico previo aportado en trabajos ya clásicos del área tales como Groeber (1929), Zollner y Amos (1973) y Holmberg (1975). De esta manera, como puede observarse en la figura 4 las unidades formacionales muestran ser relativamente sincrónicas, constituyendo así una asociación bimodal donde productos máficos y félsicos han coexistido desde el Plioceno (Galland et al. 2007). Es por esto que en la medida de lo posible se referirá a edades obtenidas en los trabajos previos cuando se revise la deformación del área en los apartados siguientes. De todas formas la figura 4 muestra las principales relaciones entre unidades a través de tres sectores diferentes del área de estudio que se consideran representativos.
Figura 4: Discusión
acerca de la
estratigrafía volcánica
del plateau del
Tromen a partir de
datos de Galland et al. (2007) y Kay et al. (2006).
Un área oriental, correspondiente a la zona
axial del volcán Tromen y Cerro Tilhué
está caracterizada por productos basales
de composición andesítica, dacítica
y riolítica pertenecientes a ignimbritas y
domos expuestos en las cabeceras del río
Blanco y en el cerro Tilhué (Figs. 3 y 4).
Las edades radimétricas de este conjunto,
que previamente había sido denominado
Formación Tilhué (Fig. 4), van desde 4 a
0,75 Ma. Sobre el mismo se apoya la denominada
Formación Tromen datada en
175 Ka (Kay et al. 2006) y que está formada
por basaltos y andesitas basálticas, que
constituyen las coladas más jóvenes sobre
el faldeo norte (Fig. 3) y el cono apical del
volcán Tromen, al que Havestadt (1752)
presumiblemente vincula con una erupción
histórica.
Al oeste, la sección ubicada al pie del volcán
Tromen, en el tramo intermedio del
río Blanco hacia la laguna del Tromen
(Fig. 3) está caracterizada por ignimbritas
más distales que la sección previa, que
se encuentran rellenando un paleovalle.
En el área de estudio las ignimbritas son
cubiertas en el río Blanco por lavas datadas
por Galland et al. (2007) en 2,02 ±
0,06 Ma. Por lo tanto, las ignimbritas de
la Formación Tilhué en este sector serían
más antiguas que 2,02 ± 0,06 Ma. Sobre
los depósitos piroclásticos descriptos anteriormente
se apoya una extensa cobertura
de flujos de lava basáltico-andesíticos
con edades que van desde los 2,02 ±
0,06 Ma hasta 1 ± 0,15 Ma (Figs. 3 y 4).
Estos flujos basálticos a andesíticos corresponderían
a lo que previamente se
denominó como Formación El Puente.
En el área al sur del río Blanco, los flujos
de lavas anteriores son cubiertos por
rocas pertenecientes a los términos más
jóvenes de la Formación Tilhué. Finalmente,
las lavas anteriores son cubiertas
por una serie de flujos basálticos relativamente
jóvenes (175 Ka), conos monogénicos
aislados y un campo monogénico
que aflora al sur del río Blanco (Fig. 3).
El sector más occidental, se caracteriza
por la estratigrafía del arroyo Chapúa
(Figs. 3 y 4). En esta área afloran ignimbritas
que rellenan parcialmente el cañón
del arroyo. Estos depósitos son cubiertos
por un extenso manto basáltico-andesítico
con edades entre los 1,4 y los 1,3 Ma
(Figs. 3 y 4) (Kay et al. 2006, Galland et
al. 2007). Estos flujos basálticos fueron
agrupados por distintos autores dentro
de la Formación Chapúa. Como se puede
apreciar en la figura 4 esta unidad abarca
parte del rango de edades correspondientes
a la Formación El Puente. Finalmente,
sobre las rocas anteriores se apoya un
campo monogénico que aflora al sur de la
laguna Los Barros, y una serie de centros
monogénicos aislados en el área de estudio
(Figs. 3 y 4). La edad de estas rocas no
ha sido constreñida en este sector hasta el
momento, sin embargo, debido a que el
campo monogénico se apoya sobre rocas de 1,3 Ma, se le puede atribuir una edad
más joven. Esta enumeración demuestra
que las unidades estratigráficas definidas
no pueden ser directamente correlacionadas
con episodios discretos. Sin embargo
su utilidad radica en que describen fundamentalmente
tipos litológicos más o
menos homogéneos y respetan ciertas relaciones
de campo. La única unidad que
se ha decidido omitir respecto de los ordenamientos
previos es la Formación
Coyocho. Esta se expondría en el flanco
occidental del volcán Tromen, sobre la
quebrada del río Blanco y se le atribuye
una edad pliocena. Sin embargo, depósitos
ignimbríticos de la Formación Tilhué
en esta localidad afloran en su base lo que
implica una edad más joven, por lo que se
la ha correlacionado con el rango de lavas
de 2,02 a 1 Ma, que en las clasificaciones
originales corresponderían a la Formación
El Puente.
Análisis geoquímicos de los productos
del volcán Tromen indicarían un cambio
en la fuente de los magmas, donde las secciones
más antiguas (2,5-1 Ma) se caracterizarían
por una mayor afinidad de arco
mientras que las más jóvenes (menores a
1 Ma) por una creciente afinidad de intraplaca
(Fig. 5) (Kay et al. 2006).
Figura 5: Diagramas
Ba/La vs. La/Ta y La/
Ta vs. SiO2 tomados y
modificados de Kay et al. (2006). Nótese que
las rocas de 2,5-1 Ma
poseen una afinidad de
arco mientras que las
más jóvenes que 1 Ma
poseen una signatura
de intraplaca.
ESTRUCTURA NEOTECTÓNICA
El flanco occidental del volcán Tromen muestra una notoria concentración de estructuras neotectónicas que ya fueran parcialmente reconocidas por Galland et al. (2007). Estas estructuras comprenden anticlinales de relativa corta longitud de onda (1,3-1,9 km). Al sur de este área Folguera et al. (2008), reconoció una serie de fallas directas asociadas a magmatismo monogénico. Se describirán las principales estructuras reconocidas en diferentes sectores, mostrando la gran complejidad de arreglos y relaciones existentes entre ambos tipos de estructuras.
Sector centro-occidental
Este sector se caracteriza por la presencia
de plegamientos de longitud de onda decimétrica
a hectométrica de rumbo Norte
asociados a corrimientos que afectan a
lavas de 2,02 Ma (Fig. 6). El anticlinal Laguna
del Tromen es la estructura principal
desarrollada sobre el flanco del volcán
Tromen. Este posee una extensión superior
a los 10 km a lo largo de su eje y controla
el principal quiebre topográfico del
flanco occidental del volcán. Las lagunas
del Tromen y Los Barros se encuentran
separadas por una divisoria de aguas producida
por este alto estructural (Fig. 3).
Se asocia a dos fallas con vergencia occidental
que afectan a lavas del Cuaternario
inferior (Fig. 6a). Una de ellas aflora al pié
del anticlinal Tromen donde puede medirse
una inclinación del plano de 30°E,
mientras que la otra afecta el sector axial
del mismo (Fig. 6b). Hacia el oeste, dos
escalones topográficos labrados sobre la
ladera del volcán Tromen corresponden
al anticlinal El Salto y el anticlinal El Camino
que afectan lavas del mismo plateau
(Fig. 6a y c).
Figura 6: Plegamiento neotectónico asociado a fallamiento en el flanco occidental del volcán Tromen en
lavas del Cuaternario (véase ubicación en Fig. 3). a) Anticlinales de Laguna del Tromen, El Salto y El Camino
que conforman una topografía en escalones que caracteriza el faldeo del volcán. Estos pliegues poseen
una vergencia occidental. b) Corrimiento asociado al pié del anticlinal Laguna del Tromen. c) Detalle del
anticlinal El Salto.
Sector norte
Este área se caracteriza por el pliegue B3
descripto por Galland et al. (2007), que
correspondería a la continuación septentrional
del anticlinal Laguna del Tromen
(Figs. 3 y 7). A diferencia de las estructuras
anteriores, aquí lavas de 1 Ma (Galland
et al. 2007) son deformadas (Fig. 7).
El anticlinal se asocia a una falla inversa
que corta su limbo frontal (Fig. 7).
Figura 7: Imagen del anticlinal Laguna del Tromen y otras estructuras que afectan a lavas datadas en 1 Ma
(véase ubicación en Fig. 3).
Al norte del sector anterior se encuentra la terminación septentrional del anticlinal Laguna del Tromen (B3 en Galland et al. 2007) que separa al este la laguna del Tromen y al oeste la laguna Los Barros (Figs. 3 y 8a). En este sector, el anticlinal se encuentra afectado por tres fallas directas que cortan su nariz de manera transversal al rumbo de su eje en sentido noreste (Fig. 8b). Un poco más al sur el anticlinal se caracteriza por su leve vergencia occidental y por la presencia de otra falla directa perteneciente a la familia de estructuras extensionales de rumbo noreste y que genera un brusco quiebre en la topografía del anticlinal (Fig. 8c). Hacia el este del anticlinal Tromen se encuentra el sinclinal Los Barros y el anticlinal Wayle (pliegue B1 descripto por Galland et al. (2007) que pliegan lavas de 1,31 Ma, (Fig. 9a). El rumbo de dichas estructuras es norte. Inmediatamente al sur del anticlinal Wayle se encuentra una estructura de primer orden denominada anticlinorio Los Barros de rumbo norte el cual está afectado por plegamientos de segundo orden de rumbo noroeste (Fig. 9b). Esta estructura se caracteriza por encontrarse parcialmente cubierta por un campo de lavas monogénicas asociadas a magmatismo fisural de orientación N. Este campo es parte de un conjunto mayor constituido aproximadamente por 80 centros volcánicos monogénicos emplazados al sur de laguna Los Barros (Figs. 2 y 9b).
Figura 8: a) Fotografía que muestra las principales estructuras al norte del área de estudio (véase ubicación
en figura 3). Vista oblicua de las fallas directas que cortan de manera transversal la nariz del anticlinal Laguna
del Tromen. b) Acercamiento al anticlinal Laguna del Tromen mostrando escarpas de rumbo noreste. c) Falla
normal de rumbo noreste que corta el anticlinal más al sur, su escarpa está indicada con flechas grises.
Figura 9: a) Fotografía mirando al norte que muestra un campo de centros monogénicos cubriendo parcialmente
los anticlinales El Wayle, que pliega lavas de 1, 31 Ma y Laguna del Tromen, que afecta lavas de
1 Ma. b) Fotografía del anticlinorio Los Barros, de rumbo N que pliega lavas de 1,31 Ma correspondiente
a la Formación Chapúa. Esta estructura se encuentra compuesta por pliegues de segundo orden de rumbo
nornoroeste. Sobre el anticlinorio se emplaza un campo monogénico alimentado por magmatismo fisural.
Arroyo Chapúa
La estructura más oriental expuesta es el
anticlinal El Corral que se encuentra sobre
el arroyo Chapúa (Fig. 3) y afecta a lavas
de la formación homónima datadas en
1,31 Ma (Fig. 10a). La zona interna del anticlinal
El Corral se caracteriza por la presencia
de estructuras menores divergentes
respecto de su eje. De oeste a este se observa
un pliegue de flexión de falla, asociado
al limbo frontal del anticlinal El Corral
(Fig. 10b) y una estructura de flexión
rampa-plano-rampa (Fig. 10c), ambas paralelas
al eje del pliegue y asociadas a un
despegue superficial en las ignimbritas de
la Formación Tilhué. El limbo dorsal del
anticlinal El Corral se encuentra asociado a un pliegue de flexión de falla vergente hacia el oriente (Fig. 10d). Inmediatamente
al oeste se encuentra el anticlinal
El Llano, también de vergencia occidental
(Fig. 3). Sobre la zona occidental del
arroyo Chapúa afloran otra serie de corrimientos
con vergencia este y despegue superficial
en las ignimbritas de la Formación
Tilhué (Fig. 11a). Estrías encontradas
sobre el plano de falla de la estructura más
occidental sugieren una componente de
rumbo sinestral (Figs. 11b y c). La estructura
más importante en términos de amplitud
y de profundidad de su despegue
de este sector es el anticlinal Chapúa (Fig.
3) descripto por Galland et al. (2007), que
corresponde a un pliegue de vergencia occidental
asociado a una falla inversa con
componente de rumbo sinestral, tal como
lo indican estrías en su plano de falla descriptas
por dichos autores.
Figura 10: a) Imagen ikonos tomada de Google Earth que muestra el anticlinal El Corral que afecta superficialmente
a lavas de la Formación Chapúa (véase ubicación en figura 3). b) Pliegue por flexión de falla de
vergencia occidental. c) Estructura de flexión rampa-plano-rampa de vergencia occidental. d) Pliegue de
flexión de falla de vergencia oriental.
Figura 11: a) Imagen que muestra una serie de corrimientos vergentes hacia el oriente con despegue en
la Formación Tilhué al este del anticlinal Chapúa. b-c) Detalle de plano de falla y estrías (véase ubicación
en Fig. 3).
Tal como puede observarse en la figura 12, la estructura general descripta aflorante sobre el arroyo Chapúa en el flanco occidental del Tromen, se caracteriza por una vergencia occidental que posee mecanismos mixtos que van desde fallas con despegues relativamente más profundos (localizados en sedimentitas mesozoicas), hasta corrimientos con despegues muy superficiales en ignimbritas de la Formación Tilhué. Estas últimas conforman abanicos con vergencias opuestas asociadas a la inserción de las estructuras de mayor longitud de onda en niveles superficiales donde existe un contraste reológico entre lavas de la Formación Chapúa y las ignimbritas de la Formación Tilhué.
Figura 12: Esquema estructural realizado sobre el arroyo Chapúa. La estructura general se caracteriza
por poseer una vergencia occidental y dos niveles de despegue, siendo el más superficial localizado en la
Formación Tilhué. La ubicación del perfil (X-X´) se encuentra en la figura 3.
Río Blanco
La primer estructura sobre esta transecta
corresponde al anticlinal Río Blanco (estructura
EI descripta por Galland et al.
2007), que pliega a lavas de 1,4-1,31 Ma
(Fig. 3) y es vergente hacia el occidente.
En este sector estas lavas yacen discordantemente
sobre un pliegue contraccional
en la Formación Huitrín (Galland et al.
2007), también de vergencia occidental.
Por lo tanto es probable que el plegamiento
más reciente se asocie a una reactivación
de esa estructura previa. De acuerdo
a Galland et al. (2007) este anticlinal se conecta al norte con el anticlinal Chapúa
y continúa hacia el sur del río Blanco. Hacia
el oriente y separado por un sinclinal
afloran ignimbritas más antiguas que 2,02
Ma formando parte de un pliegue relativamente
simétrico denominado anticlinal
El Arbol (Fig. 3). Inmediatamente al este
se observa un sinclinal de rumbo norte
que pliega ignimbritas de la Formación
Tilhué y se caracteriza por poseer gran
continuidad al sur del río Blanco (Figs.
3 y 13a) y otro anticlinal que pliegua a la
Formación Mulichinco del Cretácico Inferior,
y es cubierto discordantemente por
lavas de 2,02 Ma (estructura EII descripta
por Galland et al. 2007) (Fig. 13a y b).
El limbo frontal del anticlinal se encuentra
afectado por dos estructuras normales
que buzan hacia el este (Fig. 13b). Hacia
oriente de la estructura anterior se observa
un paleovalle labrado sobre depósitos
pelíticos de la Formación Vaca Muerta
(Fig. 13a) que había sido descripto por
Zollner y Amos (1973), y que se encuentra
relleno por conglomerados con clastos
de andesita y basalto de origen fluvio-glacial
asignados al Pleistoceno. Sin embargo,
sobre estos conglomerados se apoyan
depósitos de la Formación El Puente
datados en este sector en 2,02 ± 0,06 Ma
(muestra ABL03-01, Galland et al. 2007).
Por lo tanto los depósitos conglomerádicos
debieran ser aún más antiguos que lo
propuesto anteriormente.
Figura 13: a) Imagen ikonos tomada de Google Earth mostrando estructuras neotectónicas extensionales
sobre el río Blanco que afectan a la Formación El Puente, a conglomerados fluvio-glaciales y unidades
mesozoicas (véase ubicación en figura 3). b) Fallas directas sobre el limbo frontal del anticlinal EII que
buzan al este y dislocan las Formaciones El Puente y Mulichinco. Nótese en la imagen el detalle de los
pliegues de arrastre que indican la cinemática de la falla. c) Fallas directas que buzan al oeste y dislocan
lavas de la Formación El Puente.
Hacia el sector oriental de la transecta, los depósitos conglomerádicos desaparecen observándose un contacto directo entre lavas de 2,02 Ma e ignimbritas de la Formación Tilhué (Fig. 13a). Sobre el flanco occidental del anticlinal el Camino dicho contacto es dislocado por tres fallas directas que buzan hacia el oeste (Fig. 13c). La figura 14 muestra el esquema estructural general perteneciente a la zona del río Blanco. La estructura se caracteriza por una vergencia hacia el occidente al igual que las estructuras sobre el arroyo Chapúa. A diferencia del sector norte del flanco occidental del Tromen, los plegamientos más recientes se encuentran afectados por estructuras extensionales de rumbo norte. Una posibilidad sobre el origen de estas estructuras extensionales es que estén asociadas a la flexión en la charnela de los plegamientos (tipo bending moment). Sin embargo, un análisis de su continuación al sur permite plantear otra posibilidad. Tal como se observa en el modelo de elevación digital de la figura 15a la continuidad hacia el sur de los anticlinales El Arbol y EII, sufre una paulatina disminución en la topografía hasta finalmente constituir dos depresiones topográficas. Estas depresiones cruzan una línea sísmica estudiada por Folguera et al. (2008). Dichos autores reconocieron dos fosas extensionales que se asociarían a campos monogénicos hacia el sur (Fig. 15a). En superficie los límites de estas fosas coinciden con una serie de escarpas de rumbo norte. La figura 15b muestra una escarpa que afecta a lavas de Formación El Puente cerca de la línea sísmica. Este rasgo superficial coincide en subsuelo con la falla normal occidental de la fosa laguna Amarga (Fig. 15a y b). La fosa Laguna Amarga se caracteriza por curvarse hacia el sureste rodeando el flanco del Tromen en este sector (Fig. 3). Esta inversión de la topografía puede ser explicada por un aumento hacia el sur del río Blanco del rechazo de las fallas extensionales que afectan a los plegamientos EII y El Camino sobre el río Blanco.
Figura 14: Esquema estructural idealizado sobre el río Blanco. La estructura general se caracteriza por
corrimientos con una vergencia occidental y fallas directas de rechazo métrico que afectan principalmente
los plegamientos. Ubicación del perfil A-A' en la figura 3.
Figura 15: a) Modelo de elevación digital en perspectiva con imagen Aster superpuesta que muestra la
distribución de las principales estructuras en la zona del río Blanco y su correlación con la línea sísmica de
Folguera et al. (2008) (véase ubicación en figura 3). Nótese como los pliegues El Arbol y EII a lo largo de
su rumbo convergen hacia el sur con dos fosas extensionales neotectónicas (fosa La Salada y fosa Laguna
Amarga). b) Imagen de la escarpa de falla asociada a la fosa Laguna Amarga.
DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES
Los sectores norte y sur del flanco occidental
del volcán Tromen poseen estructuras
compresivas de rumbo general
norte, que son afectadas solo en algunos
casos por fallas extensionales que cortan
transversalmente los ejes de los pliegues
en dirección noreste y otras a lo largo de
su rumbo, que posiblemente provocarían
el colapso parcial de pliegues al sur del río
Blanco (Figs. 7, 13 y 14).
De acuerdo a lo dicho anteriormente, la
evolución cuaternaria del área de influencia
del volcán Tromen habría coexistido
con un campo de esfuerzos compresivo.
Sin embargo, algunas estructuras parecen
ser afectadas localmente por fallamiento
normal.
Estudios paramétricos y de laboratorio
(Jarrard, 1986, Lallemand et al. 2005,
Heuret y Lallemand, 2005, Heuret et al.
2007, Schellart et al. 2007, Schellart, 2008)
indican que el contexto geodinámico de
los Andes Centrales sur sería compatible
con un régimen compresivo este-oeste ó
por lo menos del tipo neutro. Estos datos
son apoyados por datos de break out, que
indican un régimen compresivo en el retroarco
oriental (Guzmán et al. 2007). Los
estudios de Galland et al. (2007) y Messager
et al. (2010) describieron estructuras
compresivas recientes en el retroarco
que serían testimonio del campo de esfuerzo
actual. Por otro lado, Folguera et
al. (2008) postulan un régimen extensional
actual en este y otros sectores aledaños
al volcán Tromen, basándose en la
descripción de estructuras extensionales
recientes. Así, en base a los trabajos anteriores
solo se plantea una relación excluyente
entre ambas hipótesis en relación al
campo de esfuerzo actual. Debido al carácter
localizado de las estructuras extensionales
aquí descriptas se les atribuye un
posible origen asociado al relajamiento local
de estructuras compresivas recientes
que representarían el campo de esfuerzo
dominante. Tanto los estudios previos
como los resultados de este trabajo revelan
la complejidad de la neotectónica del
área. Por lo tanto, se plantea la necesidad de estudios adicionales que profundicen
este aspecto para lograr un entendimiento
mas acabado del estado tensional en el retroarco
Neuquino.
TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO
1. Backé, G., Hervouët, Y. y Dhont, D. 2006. Cenozoic extension vs. Compression in the central Neuquén basin (S 37º-S 36º, Argentina). En Kay, S., Ramos, V. y Dickinson, W. (eds.) Backbone of the Americas: Ridge collision, shallow subduction and plateau uplift. Geological Society of America, Memoir: 111-112, Boulder.
2. Bermúdez, A., Delpino, D., Frey, F. y Saal, A. 1993. Los basaltos de retroarco extraandinos. En Ramos, V.A. (ed.) Geología y Recursos Naturales de Mendoza. Geología y recursos naturales de Mendoza: 161-172, Buenos Aires.
3. Branquet, Y. y Van Wyk de Vries, B. 2001. Effects of volcanic loading on regional compressive structures: new insights from natural examples and analogue modelling. Comptes Rendus de l'Académie des Sciences - Series IIA - Earth and Planetary Science 333: 455-461.
4. Burd, A., Booker, J.R., Pomposiello, M.C., Favetto, A., Larsen, J., Giordanengo, G. y Bernal, L.O. 2008. Electrical conductivity beneath the Payún Matrú Volcanic Field in the Andean back-arc of Argentina near 36.5°S: Insights into the magma source. 7° International Symposium on Andean Geodynamics, Resúmenes extendidos: 90-93, Nice.
5. Burns, W. M., Jordan, T., Copeland, P. y Kelley, S. 2006. The case for extensional tectonics in the Oligocene-Miocene southern Andes as recorded in the Cura Mallín basin (36°-38°S). En Kay, S.M. y Ramos, V.A. (eds) Evolution of an Andean Margin: A Tectonic and Magmatic View From the Andes to the Neuquén Basin (35°-39°S latitude). Geological Society of America, Special Paper 407: 163-184, Boulder.
6. Charrier, R., Baeza, O., Elgueta, S., Flynn, J., Gans, P., Kay, S., Muñoz, N., Wyss, A. y Zurita, E. 2002. Evidence for Cenozoic extensional basin development and tectonic inversion south of the flat-slab segment, southern Central Andes, Chile (33º -36ºSL). Journal of South American Earth Sciences 15: 117-139.
7. Cobbold, P.R. y Rossello, E.A. 2003. Aptian to recent compressional deformation of the Neuquén Basin, Argentina. Marine and Petroleum Geology 20: 429-443.
8. Folguera, A. y Ramos, V.A. 2011. Repeated eastward shifts of arc magmatism in the Southern Andes: a revision to the long-term pattern of Andean uplift and magmatism. Journal of South American Earth Sciences 32: 531-546.
9. Folguera, A., Ramos, V.A., González Díaz, E.F. y Hermanns, R. 2006. Miocene to Quaternary deformation of the Guanacos fold-andthrust- belt in the Neuquén Andes between 37° and 37°30'S. En Kay, S. y Ramos, V. (eds.) Evolution of an Andean margin: A tectonic and magmatic view from the Andes to the Neuquén Basin (35°-39°S lat). Geological Society of America, Special Paper 407: 247-266, Boulder.
10. Folguera, A., Bottesi, G., Zapata, T.R. y Ramos, V.A. 2008. Crustal collapse in the Andean back-arc since 2 Ma: Tromen volcanic plateau, Southern Central Andes (36°40'-37°30'S). Tectonophysics 459: 140-160.
11. Folguera, A., Naranjo, J.A., Orihashi, Y., Sumino, H. y Nagao, K. 2009. Retroarc volcanism in the northern San Rafael Block (34°-35°30'S), southern Central Andes: Occurrence, age, and tectonic setting. Journal of Volcanology and Geothermal Research 186: 169-185.
12. Folguera, A., Alasonati Tašárová, Z., Götze, H.J., Rojas Vera, E., Giménez, M. y Ramos, V.A. 2012. Retroarc extension in the last 6 Ma in the South-Central Andes (36°S-40°S) evaluated through a 3-D gravity modeling. Journal of South American Earth Sciences 40: 23-27.
13. Franchini, M.B., López Escobar, L., Shalamuk, I.B.A. y Meinert, L.D. 2003. Paleocene calcalkaline subvolcanic rocks from Nevazón Hill area (NW Chos Malal fold belt), Neuquén, Argentina, and comparison with granitoids of the Neuquén- Mendoza volcanic province. Journal of South American Earth Sciences 16: 399-422.
14. Galland, O., Hallot, E., Cobbold, P., Ruffet G., y d'Ars, J. 2007. Volcanism in a compressional Andean setting: a structural and geochronological study of Tromen volcano (Neuquén province, Argentina). Tectonics 26: 1-24.
15. Germa, A., Quidelleur, X., Gillot, P.Y. y Tchilinguirian, P. 2010. Volcanic evolution of the back-arc Pleistocene Payun Matru volcanic field (Argentina). Journal of South American Earth Sciences 29: 717-730.
16. Groeber, P. 1929. Líneas fundamentales de la geología del Neuquén, sur de Mendoza y regiones adyacentes. Ministerio de Agricultura, Dirección General de Minas, Geología y Hidrología: 110 p., Buenos Aires.
17. Gudnason, J., Holm ,P.M., Søager, N. y Llambías, E. 2012. Geochronology of the late Pliocene to recent volcanic activity in the Payenia back-arc volcanic province, Mendoza Argentina. Journal of South American Earth Sciences 37: 191-20.
18. Guzmán, C., Cristallini, E. y Bottesi, G. 2007. Contemporary stress orientations in the Andean retroarc between 34°S and 39°S from borehole breakout analysis. Tectonics 26: 1-13.
19 Havestadt, B. 1752. Mapa geográfico y diario del Padre Bernardo Havestadt (itinerario). http://es.wikisource.org/wiki/Memorias_de_Bernardo_Havestadt
20. Heuret, A. y Lallemand, S. 2005. Plate motions, slab dynamics and back-arc deformation. Physics of the Earth and Planetary Interiors 149: 31-51.
21. Heuret, A., Funiciello, F., Faccenna, C. y Lallemand, S. 2007. Plate kinematics, slab shape and back-arc stress: A comparison between laboratory models and current subduction zones. Earth and Planetary Science Letters 256: 473-483.
22. Holmberg, E. 1975. Descripción geológica de la Hoja 32c, Buta Ranquil, Provincia de Mendoza- Neuquén. Servicio Geológico Minero Argentino, Boletín 152: 71 p., Buenos Aires.
23. Jarrard, R.D. 1986. Relations among subduction parameters. Reviews of Geophysics 24: 217- 284.
24. Kay, S.M., Burns, M. y Copeland, P. 2006. Upper Cretaceous to Holocene Magmatism over the Neuquén basin: Evidence for transient shallowing of the subduction zone under the Neuquén Andes (36ºS to 38ºS latitude). En Kay, S.M. y Ramos, V.A. (eds.) Evolution of an Andean Margin: A Tectonic and Magmatic View From the Andes to the Neuquén Basin (35°-39°S latitude). Geological Society of America, Special Paper, 407: 19-60, Boulder.
25. Lallemand, S., Heuret, A. y Boutelier, D. 2005. On the relationships between slab dip, backarc stress, upper plate absolute motion, and crustal nature in subduction zones. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 6: 1-18.
26. Lavenu, A. y Cembrano, J. 1999. Compressionaland tranpressional- stress pattern for Pliocene and Quaternary brittle deformation in fo rearc and intra - arc zones (Andes of Central and Southern Chile). Journal of Structural Geology 21: 1669-1691.
27. Llambías, E.J. y Rapela, C.W. 1989. Las vulcanitas de Collipilli, Neuquén (37°S) y su relación con otras unidades paleógenas de la cordillera. Revista de la Asociación Geológica Argentina 44: 224-236.
28. Llambías, E.J., Danderfer, J.C., Palacios, M. y Brogioni, N. 1978. Las rocas ígneas Cenozoicas del Volcán Domuyo y áreas adyacentes. 7° Congreso Geológico Argentino, Actas 2: 569-584, Neuquén.
29. Llambías, E.J., Bertotto, G.W., Risso, C. y Hernando, I.R. 2010. El volcanismo cuaternario en el retroarco de Payenia: una revisión. Revista de la Asociación Geológica Argentina 67: 278-300.
30. Manceda, R. y Figueroa, D. 1995. Inversion of the Mesozoic Neuquén rift in the Malargüe fold and thrust belt, Mendoza, Argentina. En Tankard, A.J., Suárez, R.S. y Welsink, H.J., (eds.) Petroleum Basins of South. America. American Association of Petroleum Geologists, Memoria 62: 369-382, Tulsa.
31. Marques, F.O. y Cobbold, P.R. 2002. Topography as a major factor in the development of arcuate thrust belts: Insights from sandbox experiments. Tectonophysics 348: 247-268.
32. Melnick, D., Folguera, A. y Ramos, V.A. 2006. Structural control on arc volcanism: The Caviahue - Copahue complex, Central to Patagonian Andes transition (38ºS). Journal of South American Earth Sciences 22: 66-88.
33. Messager G., Nivière B., Martinod J., Lacan P. y Xavier J.P. 2010. Geomorphic evidence for Plio-Quaternary compression in the Andean foothills of the southern Neuquén Basin, Argentina. Tectonics 29, 1-18.
34. Muñoz, J. y Stern, C. 1988. The Quaternary volcanic belt of the southern continental margin of South America: Transverse structural and petrochemical variations across the segment between 38°S and 39°S. Journal of South American Earth Sciences 1: 147-161.
35. Quezada, J. y Bataille, K. 2008. Subduction partitioning evidenced by crustal earthquakes along the Chilean Andes. 7° International Symposium on Andean Geodynamics, Resúmenes extendidos: 413-416, Nice.
36. Quidelleur, X., Carlut, J., Tchilinguirian, P., Germa, A. y Gillot, P.Y. 2009. Paleomagnetic directions from mid-latitude sites in the southern hemisphere (Argentina): contributions to time averaged field models. Physics of the Earth and Planetary Interiors 172: 199- 220.
37. Ramos, V.A. 1977. Estructura de la Provincia de Neuquén. En Rolleri, E.O. (ed.) Geología y Recursos Naturales de la Provincia de Neuquén: 9-24, Buenos Aires.
38. Ramos, V.A. y Folguera, A. 2005. Tectonic evolution of the Andes of Neuquén: constraints derived from the magmatic arc and foreland deformation. En Veiga, G.D., Spalletti, L., Howell, J.A. y Schwarz, E. (eds.) The Neuquén Basin: A Case Study in Sequence Stratigraphy and Basin Dynamics. Geological Society, Special Publication: 15-35, London.
39. Sagripanti, L., Rojas Vera, E., Gianni, G., Rusconi, F., Ruiz, F., Folguera, A. y Ramos, V. 2012. Transtensive to transpressive neotectonic reactivation of a fold and thrust belt: The Tromen volcanic plateau in the southern Central Andes. 13° Congreso Geológico Chileno, Actas Electronicas, Antofagasta.
40. Schellart, W.P. 2008. Overriding plate shortening and extension above subduction zones: A parametric study to explain formation of the Andes Mountains. Geological Society of America, Bulletin 120: 1441-1454.
41. Schellart, W.P., Freeman, J., Stegman, D.R., Moresi, L. y May, D. 2007. Evolution and diversity of subduction zones controlled by slab width. Nature 446: 308-311.
42. Spagnuolo, M.G., Litvak, V., Folguera, A., Bottesi, G. y Ramos V.A. 2012a. Neogene magmatic expansion and mountain building processes at the southern Central Andes, 36º-37ºS. Argentina. Journal of Geodynamics 53: 81-94.
43. Spagnuolo, M. G., Folguera, A., Litvak, V., Rojas Vera, E. y Ramos, V.A. 2012b. Late Cretaceous arc Rocks in the Andean retroarc region at 36,5ºS: Evidence supporting a late Cretaceous slab shallowing. Journal of South American Earth Sciences 38: 44-56.
44. Vergani, G.D., Tankard, A.J., Belotti H.J. y H.J., Welsink 1995. Tectonic evolution and paleogeography of the Neuquén basin, Argentina. En Tankard, A.J., Suárez, R. y Welsink, H.J. (eds.) Petroleum Basins of South America, AAPG Memoria 62: 383-402, Tulsa.
45. Yuan, X., Asch, G., Bataillek, K., Bock, G., Bohm, M., Echtler, H., Kind, R., Oncken, O. y Wólbern, I. 2006. Deep seimic images of the Southern Andes. En Kay, S. y Ramos, V.A., (eds) Late Cretaceous to Recent Magmatism and Tectonism of the Southern Andean Margin at the Latitude of the Neuquén Basin (36°- 39° S) Geological Society of America, Special paper, 407: 61-72, Boulder.
46. Zapata, T.R. y Folguera, A. 2005. Tectonic evolution of the Andean fold and thrust belt, south of the Barrancas River, Neuquén Basin, Argentina. En Veiga, G.D., Spalletti, L.A., Howell, J.A. y Schwarz, E., (eds.) The Neuquén Basin: A Case Study in Sequence Stratigraphy and Basin Dynamics, Geological Society, Special Publications 252: 37-56, London.
47. Zapata, T., Brissón, I. y Dzelalija, F. 1999. The role of the basement in the Andean fold and thrust belt of the Neuquén Basin. Argentina: Thrust tectonics '99 Conference: 122-124, London.
48. Zollner, W. y Amos, A. 1973. Descripción Geológica de la Hoja 32b, Chos Malal (1:200,000). Carta Geológico Económica de la República Argentina 143: 91 p., Buenos Aires.Recibido: 8 de octubre, 2013
Aceptado: 30 de mayo, 2014