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Revista de la Asociación Geológica Argentina 65 (1): 140 - 153 (2009)140

INTRODUCCIÓN

La faja plegada y corrida Malargüe se en-cuentra dentro del ámbito de la Cordille-

ra Principal, entre los 34º y 36º S. Ha sidointerpretada tradicionalmente como unafaja de piel gruesa, cuyas fallas de basa-mento estarían relacionadas a la inversión

tectónica de fallas normales lístricas delrift triásico-jurásico (Kozlowski et al. 1993,Manceda y Figueroa 1995). La faja puededividirse en dos sectores, al norte y al sur

CARACTERÍSTICAS ESTRUCTURALES DEL SECTOR SUR DE LA FAJA PLEGADA Y CORRIDA DE MALARGÜE (35°-36°S): DISTRIBUCIÓN DEL ACORTAMIENTO E INFLUENCIA DE ESTRUCTURAS PREVIAS

Laura GIAMBIAGI1, Matías GHIGLIONE2, Ernesto CRISTALLINI3 y Germán BOTTESI4

1 CONICET-IANIGLA Centro Regional de Investigaciones Científicas y Tecnológicas, Mendoza. Email: [email protected] Laboratorio de Tectónica Andina, Universidad de Buenos Aires. Departamento de Ciencias Geológicas, Buenos Aires.Email: [email protected] Laboratorio de Modelado Geológico (LaMoGe), Universidad de Buenos Aires, Buenos Aires. Email: [email protected] REPSOL-YPF, Buenos Aires. Email: [email protected]

RESUMEN En el presente trabajo se analizan los mecanismos de deformación de estructuras de piel gruesa en el sector sur de la faja ple-gada y corrida Malargüe, entre los 35º y 36º S. A partir de la confección de 15 secciones estructurales balanceadas seriadas de75 km de longitud y su comparación, se pudo analizar la compleja interacción espacial entre la deformación de la coberturasedimentaria de edad triásica tardía a cenozoica y el basamento estructural, compuesto principalmente por rocas metamórfi-cas e ígneas paleozoicas. Dicho análisis permitió estudiar el grado de influencia de estructuras previas en la deformación, asícomo la relación entre las estructuras de basamento de bajo y alto ángulo, los mecanismos de deformación y el porcentaje deacortamiento. Dentro de los controles sobre los mecanismos de interacción entre estructuras de piel fina y de piel gruesa seconcluye que fueron tres los principales: (1) las variaciones reológicas y de espesores de la cobertura mesozoica, (2) la veloci-dad de deformación, y (3) la presencia de estructuras previas. Dentro del primer control se observó que las fuertes anisotro-pías mecánicas dentro de la estratigrafía de la cobertura mesozoica, junto al importante espesor de esta cobertura, favorecie-ron mecanismos de tipo pliegues por flexión de falla con muy alta relación p/s. Por el contrario, una baja velocidad de defor-mación favorecería un plegamiento con cizalla triangular y baja relación p/s. Dentro del control de estructuras previas, éstaspueden haber ejercido dos tipos contrapuestos de controles. La presencia de estructuras previas favorece altos valores de p/sy mecanismos de tipo plegamiento por flexión de falla; mientras que geometrías de fallas previas de tipo lístrico tienden a ejer-cer un control inverso, es decir bajos valores de p/s, debido a la dificultad de reactivar el sector superior de alto ángulo.

Palabras clave: Cuenca Neuquina, Deformación ándica, Estructuras de basamento, Geología estructural, Interacción basamento-cobertura.

ABSTRACT: Structural characteristics of the southern sector of the Malargüe fold and thrust belt (35°-36°S): Distribution of the shortening and influence of previous structures. The deformational mechanisms for basement-involved structures are analyzed in the southern sec-tor of the Malargüe fold and thrust belt between 35° and 36°S. We constructed 15 balanced cross-section, of 75 km lengththat allow us to study the complex spatial interaction between deformation in the Late Triassic to Cenozoic sedimentary co-ver and the structural basement, composed mainly of Paleozoic metamorphic and igneous rocks. Our analysis shed some lightinto the degree of influence of preexisting structures in the Andean deformation, as well as the relationship between high andlow angle basement structures, the deformational mechanisms and the amount of shortening. Among the controls of thick-and thin-skinned interaction mechanisms are: (1) rheologic and thicknesses variations of the Mesozoic cover; (2) strain rate;and (3) presence of preexisting structures. The first control is pointed out by the variations in mechanic anisotropy and thick-ness of the sedimentary cover in the western sector of the belt, which favored the fault-bend folding mechanism with highp/s ratio. On the other hand, low strain rate would favor triangular shear folding with low p/s ratio. The presence of pree-xisting faults could either favor or prevent the fault-bend folding with high p/s ratio, depending on the geometry of the pre-vious structure relative to Andean compression direction.

Keywords: Neuquén basin, Andean deformation, Basement structures, structural geology, Basement cover interaction.

del río Atuel, de distinto comportamien-to estructural (Giambiagi et al. 2008a). Elsector norte presenta una región con ba-samento involucrado en la deformaciónen su sector oeste (Kozlowski et al. 1993,Manceda y Figueroa 1995, Turienzo et al.2005, Fortunatti y Dimitri 2005, Giam-biagi et al. 2008a), mientras que al este seobserva un comportamiento de piel fina(Kozlowski 1984, Kozlowski et al. 1989,1990, Manceda y Figueroa 1995, Ramos2002, Pereira y Broens 2005, Kim et al.2005, Giambiagi et al. 2008b). El sectorsur posee un comportamiento de pielgruesa a lo ancho de toda la faja y está ca-racterizado por una serie de bloques debasamento que limitan zonas internascon deformación de piel fina (Ploszkie-wicz 1988, Manceda y Figueroa 1995, No-cioni 1996, Dimieri 1997, Zapata et al.1999, Rojas y Radic 2002, Silvestro y Krae-mer 2005, Giampaoli et al. 2002, 2005,Dicarlo y Cristallini 2007).En este trabajo se analiza el estilo de de-formación del sector sur de la faja plega-da y corrida de Malargüe, entre los 35º y36º S, desde el río Malargüe hasta el ríoGrande (Figs. 1 y 2). Esta faja constituyeun excelente laboratorio natural para elestudio de la interrelación entre plega-miento y fallamiento, con estructuras debasamento involucradas en la deforma-ción, ya que posee muy buenos aflora-mientos y abundante información desubsuelo. Asimismo, en esta región de losAndes es posible observar coexistenciade estructuras de piel fina y piel gruesa eimportantes acumulaciones de depósitossinorogénicos. El objetivo principal deltrabajo es determinar las relaciones geo-métricas y cinemáticas de las estructurasde basamento, que permitan comprenderlos factores, tanto reológicos como cine-máticos, que controlaron los distintos me-canismos de deformación en esta regiónde la faja plegada y corrida de Malargüe.

MARCO GEOLÓGICO

Durante el Mesozoico, el margen occi-dental de Sudamérica estuvo caracteriza-do por la presencia de una trinchera oce-

ánica activa, un angosto arco magmáticoy la presencia de una serie de cuencas deretroarco ubicadas hacia el este del arco(Charrier 1979, Uliana y Biddle 1988, Le-garreta y Uliana 1991). La más importan-te de estas cuencas corresponde a la cuen-ca Neuquina. La región que actualmenteabarca al sector sur de la faja Aconcaguay a toda la faja Malargüe formó parte, du-rante el Triásico Tardío al Jurásico Medio,del sector septentrional de esta cuenca(Fig. 1). En dicha región se desarrollaronlos depocentros Yeguas Muertas-NievesNegras, Atuel, Valenciana, Malargüe y Pa-lauco (Manceda y Figueroa 1995, Alvarezet al. 2002, Giambiagi et al. 2003, 2005)(Fig. 1).El área de estudio involucra a los depo-centros Malargüe, Valenciana y Palauco,de edad triásica superior a jurásica infe-rior. El relleno de los depocentros Ma-largüe y Valenciana corresponde a depó-

sitos de sinrift de más de 800 m de espe-sor depositados en ambientes fluvio-la-custres y continentales, representados elGrupo Tronquimalal y la Formación ElFreno respectivamente (Stipanicic 1949,Volkheimer 1978). El relleno del depo-centro Palauco corresponde a más de1.000 m de rocas sedimentarias continen-tales clásticas, volcaniclásticas y volcáni-cas y ha sido agrupado dentro del ciclopre-cuyano (Gulisano 1981).Durante el Jurásico Medio hasta el Cretá-cico Temprano el espacio de acomoda-ción de la cuenca estuvo controlado prin-cipalmente por la subsidencia térmica ypor los cambios eustáticos, aunque local-mente existen evidencias de eventos ex-tensionales y compresivos. Este paqueteestructural comprende a más de 4 km deespesor de depósitos clásticos, carbonáti-cos y evaporíticos (Fig. 3).A fines del Cretácico Temprano se pro-

La faja plegada y corrida de Malargüe: variación del acortamiento… 141

Figura 1: Mapa de dis-tribución de las unida-des morfoestructuralesque componen losAndes entre los 32º y36º S, y de los depocen-tros del sector septen-trional de la cuencaNeuquina (modificadode Giambiagi et al.2008b).

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Figura 2: Mapa geológico del sector sur de la faja plegada y corrida de Malargüe (modificado de Yagupsky et al. 2007).

dujo una reorganización tectónica de lasplacas mayores (Somoza 1998), generan-do una mayor compresión en el sectoroccidental de la placa Sudamericana y con-secuentemente el cierre de las cuencas detrasarco (Mpodozis y Ramos 1989). Se ins-tauró de esta forma un período de tectó-nica compresional que habría afectado, aestas latitudes, al sector occidental de laCordillera Principal. Sin embargo, a lolargo de todo el frente de corrimientosde la faja plegada y corrida de Malargüe,no existen evidencias de estructuras con-traccionales hasta el Mioceno Medio (Koz-lowski 1984, Manceda y Figueroa 1995,Silvestro y Kraemer 2005, Silvestro et al.2005, Giambiagi et al. 2008a, Silvestro yAtencio - este volumen). A partir de esemomento, y hasta el Plioceno, el rellenode los depocentros triásico-jurásicos ha-bría sido deformado e incorporado den-tro de las fajas plegadas y corridas Acon-cagua y Malargüe, formando parte de laCordillera Principal de Mendoza (Fig. 2).Los depósitos sinorogénicos neógenos-cuaternarios fueron depositados inicial-mente en una cuenca de antepaís, dentrode un depocentro de foreland sensu stricto,que con el avance de la deformación fuealcanzado por los corrimientos frontalesy segmentado en una seria de depocen-tros de techo de cuña. Estos depocentroscontienen más de 2.000 m de andesitas,brechas piroclásticas, lavas andesíticas ybasálticas, conglomerados, areniscas y li-monitas que poseen discordancias sintec-tónicas y progresivas con formación deestratos de crecimiento que preservan laevidencia de los últimos episodios com-presivos (Silvestro y Kraemer 2005, Sil-vestro et al. 2005, Silvestro y Atencio,2009).

METODOLOGÍA

La metodología utilizada para el estudiotridimensional de la deformación consis-tió en: (i) mapeo de las estructuras inte-grado con trabajos previos publicados einéditos (Groeber 1937, Dessanti 1973, Le-garreta et al. 1985, Kozlowski et al. 1989,Gulisano y Gutierrez Pleimling 1994, Di-

carlo y Cristallini 2007, Yagupsky et al.2007, 2008), (ii) interpretación de datosde subsuelo: secciones sísmicas e infor-mación de pozos; (iii) construcción de 15perfiles estructurales balanceados parale-los a la dirección de transporte tectónicoestimada según la orientación de las es-tructuras mayores, y espaciados entre 2 y10 km cada uno (Figs. 4 y 5); y (iv) des-arrollo de modelos cinemáticos de inter-acción entre el basamento y la coberturapara las principales estructuras de basa-mento utilizando algoritmos de modela-do.La geometría tridimensional de las es-tructuras mayores fue obtenida a partirde la integración de información estruc-tural registrada en planta con las seccio-nes estructurales. Cada perfil fue restau-rado al momento pre-mioceno para ana-lizar la ubicación y geometría de fallaspreexistentes. Para el análisis de los me-canismos de plegamiento/fallamiento decada sistema de falla/pliegue determina-mos el modelo cinemático que mejor seajusta a la estructura. Asimismo, los dis-

tintos mecanismos fueron relacionados alas variaciones longitudinales y transver-sales en el acortamiento de cada estructu-ra.En una faja plegada y corrida los meca-nismos de deformación que permiten des-cribir las estructuras son: el deslizamien-to flexural, el flujo flexural, la cizalla obli-cua y la cizalla triangular (Fig. 6). Losmismos han sido modelados a partir dealgoritmos utilizados para el análisis cine-mático de una falla y la simulación de losefectos de la geometría de ésta sobre ladeformación de las paredes colgante ybasal.El algoritmo de deslizamiento flexural(flexural slip) permite a las capas deslizar-se unas con respecto a las otras a lo largode sus contactos, manteniendo el espesorde las capas constantes (Fig. 6a) (Kane etal. 1997). Los modelos de flexión y pro-pagación de falla de Suppe (1983) asu-men que el deslizamiento flexural es elprincipal mecanismo de deformación. Es-te mecanismo se ve favorecido por lapresencia de estratigrafía mecánica hete-


Figura 3: Columna es-tratigráfica de las uni-dades aflorantes en lossectores occidental yoriental, donde semuestra la subdivisiónde cinco paquetes es-tructurales sobre labase de la estratigrafíamecánica: (1) basamen-to estructural de la fajaplegada y corrida deMalargüe, (2) depósitosde sinrift triásico-jurá-sicos, (3) depósitos decuenca de trasarco ju-rásico-paleógenos, (4)depósitos sinorogéni-cos neógenos, y (5)volcanitas neógeno-cuaternarias.

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rogénea (Erickson 1996) con una aniso-tropía planar marcada, tal como el plega-miento asociado a una falla en una fajaplegada y corrida de piel final, donde sepreservan los espesores y la longitud delas capas (Suppe y Medwedeff 1990).El flujo paralelo a la falla (fault-parallel flow)es un algoritmo utilizado para modelar elmovimiento de la pared colgante sobreuna falla cuando la mayoría de la defor-mación ocurre discretamente entre las in-terfaces de las capas (Fig. 6b) (Sanderson1982, Egan et al. 1999). Este algoritmomodela a las estructuras de la pared col-gante cuando la deformación en ella esacomodada a partir de cizalla paralela a lafalla, asumiendo un movimiento de partí-culas paralelo a la superficie de la misma.Puede aplicarse en fajas de piel fina, re-giones extensionales, sobre todo en ple-gamiento por flexión de fallas (Egan et al.1999).El algoritmo de cizalla inclinada (inclinedshear) o cizalla oblicua modela geométri-camente la relación entre la geometría dela falla y la deformación de la pared col-gante utilizando vectores de cizalla verti-cales o inclinados (White et al. 1986, Dula1991, Xiao y Suppe 1992, Withjack y Pe-terson 1993). Este algoritmo asume unadeformación difusa a través de la paredcolgante en vez del deslizamiento discre-to entre capas (Fig. 6c). Se aplica mayor-mente en regiones dominadas por exten-sión, especialmente en el caso de la gene-ración de un anticlinal de rollover sobreuna falla extensional lístrica, y en los ca-sos de inversión y presencia de fallas sin-tectónicas con fuerte variación en el es-pesor de las capas a través de ellas (Bud-din et al. 1997, Bulnes y McClay 1998).El algoritmo de trishear utiliza el mecanis-mo de cizalla triangular y deriva de la des-cripción de la velocidad de deformación,asumiendo que el desplazamiento a lolargo de una falla es acomodado a partirde la distribución de la deformación enuna zona triangular que irradia desde elpunto de terminación de la falla (Fig. 6d)(Erlev 1991, Hardy y Ford 1997, All-mendinger 1998, Zehnder y Allmendin-ger 2000, Cristallini y Allmendinger 2002,

Allmendinger et al. 2004). A pesar de serhoy en día, un modelo cinemático muyutilizado, las condiciones físicas que de-terminan si una región dada se deformapor trishear o no y los factores que produ-cen cambios en los parámetros del mis-mo no están todavía bien estudiados.

ANÁLISIS ESTRUCTURAL

La faja plegada y corrida de Malargüe es-tá deformada a partir de corrimientos yretrocorrimientos, tanto de piel fina co-mo de piel gruesa, de rumbo N a NNE,y fallas inversas de alto ángulo y rumboNO a NNO (Fig. 2). Las estructuras prin-cipales que involucran al basamento sepueden agrupar en tres fajas. La faja oc-cidental está compuesta por el sistema defallas Bardas Blancas, con vergencia alEste. La faja central está constituida porlos sistemas de fallas Malargüe y Palauco,con doble vergencia. La faja oriental estárestringida al sector sur, y constituida poruna serie de anticlinales, como los anticli-nales Boleadero Norte, Cerro Fortunosoy Rincón Amarillo (Figs. 2 y 5), con ver-gencia tanto al este como al oeste.Los anticlinales Malargüe y Palauco sondos estructuras con basamento involu-crado, alineados a lo largo de la direcciónN-S y con una zona de transición ubica-da a los 35°50´S, correspondiente al line-amiento Bardas Blancas ubicado entre lassecciones 7 y 8 (Yaguspky et al. 2008)(Fig. 2). Los datos sísmicos indican queeste lineamiento levanta al bloque nortecon vergencia al sur produciendo la ex-humación del anticlinal Malargüe con res-pecto al anticlinal Palauco, razón por lacual este último tiene una cobertura ce-nozoica más espesa (compárense los per-files 7 y 8 en Figura 4).Ambos anticlinales tienen una geometríamarcadamente asimétrica en perfil y suvergencia varía desde al Este en el anticli-nal Malargüe en los perfiles 1 a 7 (Fig. 4),a doble vergencia en el sector norte delanticlinal Palauco correspondientes a losperfiles 8 a 10 (Figs. 4 y 5), a vergencia alOeste en el sector sur del mismo en losperfiles 11 a 15 (Fig. 5). Los limbos fron-

tales de ambos pliegues son más cortos yempinados que los limbos dorsales (Figs.4 y 5). El anticlinal Malargüe exhibe pocadeformación en su limbo dorsal, mien-tras que su limbo frontal se va empinan-do en profundidad hasta ponerse verticalo volcado cerca de la terminación de lafalla (Fig. 7a). Importantes variaciones enel espesor de los bancos han sido identi-ficadas en este sector por pozos petrole-ros, y se puede interpretar a la interfazbasamento-cobertura como una superfi-cie plegada y posteriormente fallada, yaque dicha interfaz se encuentra plegadaen el sector de la pared basal próxima a lafalla. La estructura presenta rumbo nor-te, excepto en los perfiles 3 y 4 y 5, don-de muestra un rumbo NNO (Fig. 2). Estecambio de rumbo coincide con el aflora-miento de depósitos de sinrift del GrupoTronquimalal en el núcleo del anticlinal ypermite interpretarlo como una estructu-ra previa reactivada durante la compre-sión ándica. En ninguno de los perfiles lafalla se propaga hasta la superficie, sinoque forma una estructura ciega ubicada

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Figura 6: Algoritmos utilizados para la restau-ración cinemática de una falla (véase descrip-ción de los mismos en el texto).

por debajo de los depósitos continentalescretácicos (Fig. 4). El punto desde dondeesta falla se propaga fue obtenido a par-tir del modelado con cizalla triangular(trishear) (Fig. 7b), que indica que el nucle-amiento de la misma podría correspon-der a un punto de propagación de una fa-lla de corte (short-cut fault), creada a partirde la inversión de una falla lístrica (McClay 1989).El anticlinal Malargüe ha sido interpreta-do previamente como un pliegue por fle-xión de falla (Ploszkiewicz 2002, Min-gramm et al. 1993, Nocioni 1996, Mance-da y Figueroa 1995), o más recientemen-te como un pliegue por propagación defalla (Rojas y Radic 2002, Silvestro y Kra-emer 2005). Siguiendo con esta última in-terpretación, aquí se propone un modelode propagación de falla con una reactiva-ción positiva de una falla normal lístrica yel desarrollo de una falla de corte nuclea-da desde el sector profundo de esta falla(Fig. 7b). La compleja estructura del lim-bo frontal del pliegue puede ser explica-da a partir de la existencia de una zonatriangular modelada a partir del algorit-mo de trishear. En este modelo, la progre-siva rotación del limbo durante el plega-miento ocurre hasta que la estructura sebloquea, requiriendo de la generación decorrimientos a través del limbo dorsal demanera tal de acomodar deformaciónadicional. En este estadío de deforma-ción, la falla preexistente Malargüe po-dría haberse reactivado y propagado casiinstantáneamente desde el despegue ba-sal a través de las rocas de basamento yafalladas, sin plegamiento asociado.El anticlinal Palauco está formado por unaserie de estructuras conectadas, denomi-nadas Pampa Amarilla, Cajón de Olatino,Cajón de Letelier, Pampa Palauco y DelPetiso (Figs. 2 y 8). El retrocorrimientoPalauco alcanza la superficie al sur de lasección 10, coincidiendo con un incre-mento abrupto en el acortamiento queprodujo un rechazo vertical de hasta 2.000m (Fig. 5). En este sector, los depósitosde sinrift perforados alcanzan más de1.000 de espesor. Parte del acortamientohorizontal es transferido a las secuencias

mesozoicas formando pliegues epidérmi-cos hacia el oeste. Estos pliegues son an-ticlinales denominados de norte a sur,Loma Alta, Los Cavaos y Malal del Me-dio (Fig. 2). Los anticlinales con basa-mento involucrado han sido modeladosutilizando el algoritmo trishear, con unabaja relación propagación/deslizamiento(p/s), excepto en los perfiles 11 y 12. Eneste último sector se infiere que la inver-sión de la falla previa Palauco habría ocu-rrido con un alto valor de p/s, aprove-chando la presencia de una debilidad pre-via que le habría permitido propagarserápidamente hacia la superficie.A partir del análisis de variación de espe-sores de depósitos de sinrift y la identifi-cación y mapeo de estructuras asociadasa estos depósitos en el depocentro Pa-lauco, se propuso la existencia de un sis-tema de fallas normales compuesto porsegmentos solapados de rumbo NNO aNO formados durante la extensión triási-co-jurásica. Algunos de estos segmentosse habrían unido durante la compresiónándica; como por ejemplo el retrocorri-mento Palauco que presenta segmentosde rumbo N-S y otros de rumbo NNO(Fig. 2).El sistema de Bardas Blancas levanta di-versos bloques de basamento con ver-gencia al este, transfiriendo el rechazohacia la cobertura sedimentaria formadapor las secuencias jurásicas superiores acretácicas inferiores (Fig. 9). Estos blo-ques son de norte a sur: La Valenciana,San Francisco, Bardas Blancas y SierraAzul (Fig. 2). El levantamiento de losmismos ha sido interpretado como pro-ducto del movimiento de la falla ciegaBardas Blancas (Manceda et al. 1992, Di-mieri 1997, Dicarlo y Cristallini 2007). Elsistema de fallas contiene elementos queson consistentes tanto con modelos depropagación como de flexión de falla.Sobre la base de sus diferencias cinemáti-cas ha sido dividido en tres sectores: nor-te, centro y sur, entre los perfiles 1 y 8, 9y 12 y 13 y 15 respectivamente (Figs. 4 y5). En el sector norte, se evidencian dosetapas de estructuración. En la primeraetapa, el deslizamiento de la falla de basa-

mento es transmitido hacia la cobertura apartir de la generación de dos niveles dedespegues principales, uno ubicado en laspelitas negras de la Formación VacaMuerta y otro en las evaporitas de la For-mación Huitrín. Estos despegues, que ha-brían actuado simultáneamente, fueronlos responsables de la generación de unsistema de fallas de piel fina escalonado,con rampas en capas competentes y nive-les de detachment en capas incompetentes.Se infiere que la interfaz basamento-co-bertura es una superficie plana no defor-mada producto de una rápida propaga-ción de la falla de basamento con un altovalor de p/s. Durante la segunda etapa deestructuración se produce un cambio enla cinemática de la deformación, desdeun plegamiento por flexión de falla a otropor propagación de falla. Este cambio es-tá reflejado en el decrecimiento de la tras-ladación de la deformación hacia el ante-país. El mecanismo que mejor describeeste sistema de fallas es uno con cizallainclinada sintética en el basamento y des-lizamiento flexural en la cobertura, parala primera etapa de estructuración. A ma-yor acortamiento, las fallas habrían corta-do a través del flanco frontal del anticli-nal ubicado en el basamento y habrían al-canzado el nivel de las pelitas negras.Nuestras observaciones son consistentescon un modelo híbrido donde las estruc-turas evolucionaron desde un pliegue porflexión de falla a uno de propagación porcizalla triangular.El sector central del sistema de fallasBardas Blancas se encuentra entre losperfiles 8 y 12. Al sur del perfil 8 se ob-serva un cambio en la cinemática de la fa-lla de basamento de pliegue por flexión aotro por propagación de falla. En estesector se observa que la interfaz basa-mento-cobertura se encuentra plegada yfallada. Esto está de acuerdo con plega-miento por propagación de las capas quefueron sucesivamente plegadas y luegofalladas, y ha sido modelado con un valorbajo de p/s.Por otro lado, el sector sur del sistema,entre los perfiles 13 y 15, el mecanismoque mejor se ajusta a la deformación ob-


servada es uno de plegamiento por fle-xión de falla y ha sido modelado con elalgoritmo de flujo paralelo a las fallas,con valores de p/s que se incrementanhacia el sur.

Distribución del acortamiento hori-zontal, sus variaciones latitudinales ylongitudinales y su relación con la to-pografía actual y el espesor de los de-pósitos sinorogénicosLa restitución palinspástica de los perfiles1 a 15 muestra variaciones en el acorta-miento horizontal mínimo, tanto latitudi-nales como longitudinales. El acortamien-to medido disminuye gradualmente de nor-te a sur (Fig. 10A), desde 25% (25,3 km)en el perfil 1 hasta 12% (10 km) en el per-fil 15. La pérdida de 15,3 km de acorta-miento a lo largo de una distancia de 78km puede haber rotado a las estructuraspreandinas en sentido horario hasta unmáximo 11°. Esta pérdida en el acorta-miento es homogénea y está acomodadaa través de todas las estructuras de basa-mento principales, especialmente el siste-ma de fallas Bardas Blancas y la zonatriangular Doña Juana - La Brea. Sin em-bargo, la disminución es rápida en el sec-


Figura 7: a) Interpretación del anticlinal Malargüe en los perfiles 2, 4 y 5, donde se observa una estructura anticlinal asimétrica, con importante de-formación en el limbo frontal y escasa en el limbo dorsal; b) Modelo alternativo de la evolución del anticlinal Malargüe en el perfil 2. A) Etapa pre-via a la estructuración donde se observa la falla lístrica de rift Malargüe y su control sobre la sedimentación triásica-jurásica. B) El primer episodiode contracción de la estructura genera la inversión del sector inferior de la falla lístrica y el desarrollo de una falla de corte (short-cut fault) comoconsecuencia del abandono del sector más empinado de la falla previa. Esto ha sido modelado con Trishear y un bajo valor p/s. C) El sistema sebloquea y la estructura preexistente se reactiva con un alto valor de p/s.

Figura 8: Detalle de las es-tructuras con basamento in-volucrado del anticlinalPalauco entre los perfiles 7 y15, mostrando las importan-tes variaciones latitudinalesen el valor de la relación p/sy el cambio de polaridad dela falla principal controladapor la presencia del sistemade fallas normales Palauco.

tor norte - entre los perfiles 1 y 7 -, y máslenta en el sector sur - entre los perfiles 8y 15 (Fig. 10A). La rápida disminución enel acortamiento del sector norte se ve re-flejada en la pérdida de altitud máximadel cordón occidental, donde se concen-tra la mayor parte del acortamiento (Fig.10B). Esta disminución estaría tambiénrelacionada con la disminución del p/s denorte a sur. En el sector sur la relaciónentre el acortamiento horizontal y la alti-tud máxima actual no es tan directa, aun-que se observa el importante control so-bre la altitud de la inversión tectónica enel sector de Palauco (Fig. 10B - perfiles

11 y 12). A este cambio en la velocidad dedisminución del acortamiento de rápidoa lento a partir del perfil 8 se lo puede re-lacionar con el cambio en la relación p/sde alto a bajo interpretado para el sistemade fallas del sector occidental (Fig. 9).Existe asimismo una importante varia-ción en la distribución del acortamiento alo largo de los perfiles, en sentido este-oeste. En las estructuras de basamentoexiste una estrecha relación entre el acor-tamiento horizontal y la reactivación o node fallas preexistente. El porcentaje deacortamiento entre un mecanismo y otrovaría ampliamente, pudiendo llegar al

72% para las fallas de basamento de bajoángulo, mientras que las fallas inferidascomo invertidas registran un acortamien-to máximo de 33%. Estas fallas de basa-mento de bajo y alto ángulo transmitie-ron el acortamiento hacia la cobertura se-dimentaria, produciendo en algunas re-giones un fuerte desacople entre el acor-tamiento del basamento y el de la cober-tura.Es interesante destacar que no se obser-va una relación directa entre el acorta-miento horizontal y los espesores de de-pósitos sinorogénicos (Fig. 10C). Sin em-bargo, los máximos espesores de las sub-cuencas neógenas se ubican en los secto-res tanto al este como al oeste de las es-tructuras invertidas Malargüe y Palauco,indicando una relación directa entre la in-versión de fallas previas de alto ángulo yla generación de espacio de acomodación.

DISCUSIÓN: FACTORESQUE CONTROLAN LACINEMÁTICA DEINTERACCIÓN ENTRE ES-TRUCTURAS DE BASAMEN-TO Y DE COBERTURA

El estudio del sector sur de la faja plega-da y corrida de Malargüe permite ayudara comprender los mecanismos de inter-acción entre la cobertura y el basamentoy la distribución de acortamiento a lo lar-go y a lo ancho de cada estructura indivi-dual. Esta faja muestra una gran variedadde geometrías, desde plegamiento porpropagación de fallas, por flexión de fa-llas, zonas de deformación triangular, re-trocorrimientos y corrimientos paralelosa las capas. Esta gran variabilidad en la ci-nemática de las estructuras a lo largo deuna misma faja sugiere que no son fun-ción únicamente de controles litológicos,sino también de otras variables. Diversosestudios previos han sugerido que talesvariables pueden ser: 1) condiciones físi-cas de la deformación (Gangi et al. 1977,Berger y Johnson 1980, Mitra y Mount1998), 2) contraste de competencia entrelas rocas de basamento y las de cobertu-ra (Mitra y Mount 1998), 3) composición


Figura 9: Detalle delsistema de fallasBardas Blancas, entrelos perfiles 4 y 15,donde se observan va-riaciones latitudinales,tanto graduales comoabruptas, en el valorde la relación p/s.

y fábrica del basamento (Mitra y Mount1998), 4) cantidad y velocidad del desliza-miento, 5) resistencia y grado de aniso-tropía mecánica de la cobertura (Chesteret al. 1991, Strayer y Hudleston 1997,Erickson et al. 2001, Finch et al. 2003,Strayer et al. 2004), 6) presencia o ausen-cia de estratos de crecimiento (Barrier1998, Strayer et al. 2004), y 7) geometríade la falla de basamento (Finch et al.2003).En este trabajo fueron analizados los di-versos factores que han sido postuladoscomo controles sobre la cinemática de ladeformación entre el basamento y la co-bertura para el caso de la estructura deBardas Blancas y los anticlinales Malar-güe y Palauco. Las condiciones físicas dela deformación, así como el contraste decompetencia entre las rocas de basamen-to y las de cobertura, y la composición yfábrica del basamento son similares paratodas las estructuras. Estos factores nocambian notablemente a lo largo y ancho

del rumbo de las mismas, demostrandoque no ejercieron un control de primerorden sobre los mecanismos de interac-ción entre estructuras de piel fina y depiel gruesa. De la misma manera, la pre-sencia de importantes espesores de depó-sitos sinorogénicos mio-pliocenos tantoen el sector occidental como en el sectororiental de la región estudiada indica queeste parámetro no controló la cinemáticade las principales estructuras. Por el con-trario, los espesores de depósitos habrí-an estado controlados por la presencia defallas previas invertidas como fue discuti-do previamente. Por otro lado, la natura-leza del paquete estratigráfico mesozoicoque sobreyace al basamento cristalino va-ría notablemente en los espesores de lasunidades que lo componen (desde másde 4 km al oeste hasta menos de 1,5 kmal este). En la estructura de Bardas Blan-cas las capas de evaporitas y pelitas ne-gras registran una deformación penetrati-va que absorbió el desplazamiento de las

fallas de basamento a través de deforma-ción interna. Esto no se observa en elsector este, donde las capas mesozoicasson considerablemente más delgadas. Deesta manera, se puede sugerir que las va-riaciones en los espesores de la coberturaa través del rumbo de las principales es-tructuras ejercen un importante controlen el mecanismo de interacción entre elbasamento y la cobertura.Los tiempos de deformación de las es-tructuras de Bardas Blancas y Malargüefueron acotados por Silvestro y Kraemer(2005) a partir de la edad de los depósi-tos sinorogénicos y su relación con di-chas estructuras. Para el anticlinal Malar-güe estos autores analizaron las relacio-nes de onlap del limbo frontal y propusie-ron que la estructura estuvo activa duran-te el lapso entre 7 y 1 Ma. Durante el Plio-ceno Tardío al Pleistoceno Temprano elpliegue fue fallado a partir del movimien-to de la falla Malargüe. El período de de-formación principal de la estructura Bar-das Blancas ha sido acotado por estos au-tores entre 15,8 y 6,7 Ma. Utilizando es-tos intervalos de tiempo y el rechazo me-dido en las estructuras, calculamos la ve-locidad de deformación en ambas estruc-turas en el perfil 3 y obtuvimos valores de0,5 y 2,2 mm/a para las estructuras Ma-largüe y Bardas Blancas respectivamente.Esta discrepancia en la velocidad de de-formación de ambas estructuras podríaser otro factor que controló la relaciónfallamiento-plegamiento.De esta manera, las variaciones en los es-pesores y en la anisotropía mecánica de lacobertura, junto a las variaciones en lavelocidad de deformación, podrían habercontrolado las variaciones en la cinemáti-ca entre las estructuras Bardas Blancas,Malargüe y Palauco. Sin embargo estosfactores sólo pueden explicar variacionesa través del rumbo de dichas estructuras(variaciones oeste-este), pero no a lo lar-go del mismo (variaciones norte-sur). Untercer factor que podría haber ejercidoun control importante en el estilo de de-formación a lo largo del rumbo es la pre-sencia de estructuras extensionales pree-xistentes, tales como las fallas Palauco y


Figura 10: Gráfico compara-tivo de variaciones latitudina-les (perfiles 1 a 15) en el (A)porcentaje de acortamientohorizontal, (B) altitud máxi-ma de los sectores occidentaly oriental, y (C) espesor má-ximo de los depósitos sinoro-génicos en los sectores occi-dental y oriental. Las zonassombreadas grises correspon-den a los segmentos dondefueron interpretadas estructu-ras de rift invertidas.

Malargüe. La falla Malargüe, interpretadacomo una falla preexistente de geometríalístrica, podrían haber prevenido la inver-sión de sus sectores superiores durante lacompresión cenozoica y generado unaestructura de bajo valor de p/s; mientrasque la presencia de la falla previa dePalauco habría permitido una rápida pro-pagación de la falla generando una es-tructura de alto valor de p/s. En este sen-tido, la faja oriental restringida al sectorsur, presenta claras evidencias de tratarsede un depocentro extensional cuyas fallasnormales poseen un rumbo NNO a NO.Algunas de estas fallas fueron levementereactivadas (Figs. 2 y 5), sugiriendo quepodría corresponderse con un estadío ini-cial de las estructuras Malargüe y Palauco.

CONCLUSIONES

El sector sur de la faja plegada y corridade Malargüe puede ser dividido en tresfajas: occidental, central y oriental. La fa-ja occidental es la que presenta los mayo-res porcentajes de acortamiento y regulael porcentaje de acortamiento total suma-do en las tres fajas, llegando a exponer ensuperficie al basamento cristalino en lastransectas con mayor acortamiento. Elmecanismo que mejor representa a estasestructuras de basamento es el de cizallainclinada (inclined-shear) con una alta rela-ción p/s (propagación/desplazamiento),que permite un importante desacople en-tre el sector de máximo acortamiento delbasamento y el sector de máximo acorta-miento de la cobertura sedimentaria. Lafaja central, compuesta por los anticlina-les Malargüe al norte y Palauco al sur,está controlada en algunos sectores por lainversión de estructuras previas que ejer-cieron un control de primer orden sobrela vergencia del sistema de fallas. El me-canismo de deformación que mejor re-presenta a las estructuras mapeadas es elde cizalla triangular (trishear) con una re-lación p/s baja, que genera un menor des-acople entre el sector de mayor acorta-miento en el basamento con respecto alde la cobertura. La faja oriental presentasuaves estructuras anticlinales asociadas a

la leve inversión de depocentros extensi-vos triásicos-jurásicos, y por lo tanto po-drían ser un equivalente actual de lo quefueron los estadíos iniciales de deforma-ción de la faja central durante el Mioce-no. Se trata de estructuras doble-vergen-tes que disminuyen su grado de inversiónhacia el sur y se caracterizan por el adel-gazamiento y onlap de las secuencias sedi-mentarias cretácicas, señalando el bordeoriental de la cuenca Neuquina.Del análisis de las secciones realizadas sedesprende que el basamento está involu-crado en la deformación a partir de dosmecanismos principales: generación decorrimientos de bajo ángulo y reactiva-ción de fallas previas de alto ángulo. Losprimeros son estructuras andinas no re-activadas, de rumbo N-S a NNE, cuyoacortamiento horizontal puede llegarhasta el 78% de la longitud inicial; mien-tras que las segundas corresponderían aestructuras previas del rift mesozoico in-vertidas durante la compresión andina,de rumbo predominante NNO a NO ycuyo acortamiento en ningún caso supe-ró el 33%.Dentro de los controles sobre los meca-nismos de interacción entre estructurasde piel fina y de piel gruesa se concluyeque, para el sector de la faja estudiadohan sido tres los principales: 1) las varia-ciones reológicas y de espesores de la co-bertura mesozoica, 2) la velocidad de de-formación, y 3) la presencia de estructu-ras previas. Dentro del primer control seobservó que las fuertes anisotropías me-cánicas dentro de la estratigrafía de la co-bertura mesozoica, junto al importanteespesor de esta cobertura, favorecieronmecanismos de tipo pliegues por flexiónde falla con muy alta relación p/s. Estemismo tipo de mecanismo puede haber-se favorecido con una alta velocidad dedeformación de la estructura de basa-mento. Por el contrario, una baja veloci-dad favorecería un plegamiento con ciza-lla triangular y baja relación p/s. Dentrodel control de estructuras previas, éstaspueden haber ejercido dos tipos contra-puestos de controles. La presencia de es-tructuras previas favorece altos valores

de p/s y mecanismos de tipo plegamien-to por flexión de falla. Sin embargo, si lageometría de la falla es lístrica, el controlpuede ser inverso debido a la dificultadde reactivar la terminación superior dealto ángulo.

AGRADECIMIENTOS

Los autores desean agradecer a Repsol-YPF por el apoyo y la información brin-dada, y por permitir la publicación de losdatos; al CONICET y a la Agencia dePromoción Científica y Tecnológica, quea través de sus subsidios PIP 5843 y PICT07-10942 ayudaron a financiar el trabajo.Se agradece especialmente las correccio-nes y sugerencias de los árbitros MarceloFarías y Federico Dávila que aportaronideas para mejorar el trabajo.

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Recibido: , 2009 Aceptado: , 2009


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