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520 Revista de la Asociación Geológica Argentina 63 (4): 520 - 533 (2008)

FORMACIÓN Y EVOLUCIÓN TRIÁSICO-JURÁSICA DELDEPOCENTRO ATUEL, CUENCA NEUQUINA, PROVINCIADE MENDOZA

Laura GIAMBIAGI1, Florencia BECHIS1, 2, Silvia LANÉS3, Maisa TUNIK4, Víctor GARCÍA2, Julieta SURIANO5 y JoséMESCUA1

1 Instituto Argentino de Nivología, Glaciología y Ciencias Ambientales IANIGLA, CCT-Mendoza, CONICET.E-mail: [email protected] Laboratorio de Modelado Geológico (LaMoGe), FCEN, Universidad de Buenos Aires. E-mail: [email protected] Ernesto Malda 408, 3° Piso, Dpto. 14, Colonia J.N. Rovirosa, Villahermosa, Tabasco, 86050, México.E-mail: [email protected] Laboratorio de Tectónica Andina, Universidad de Buenos Aires y CIMAR - Universidad Nacional del Comahue - CONICET.Neuquén. E-mail: [email protected] Departamento de Geología, FCEN, Universidad de Buenos Aires. E-mail: [email protected]

RESUMEN

El depocentro Atuel corresponde a una subcuenca triásica superior a jurásica inferior de rumbo NNO y polaridad al oeste,ubicado en el sector septentrional de la cuenca Neuquina. A partir de la integración de datos estratigráficos preexistentes conel análisis de las estructuras relacionadas a la etapa de rift, se pudo establecer que el depocentro Atuel estuvo caracterizadopor dos fallas normales principales, las fallas Alumbre y La Manga, de rumbo NNO e inclinación al oeste. La falla La Mangacorresponde al límite oriental de los depósitos de sinrift y controló el desarrollo del hemigraben Río Blanco, mientras que lafalla Alumbre habría dividido al hemigraben Río Blanco del hemigraben Arroyo Malo. La estratigrafía de la región permitesostener que durante el Triásico Tardío - Jurásico Temprano el hemigraben Río Blanco estuvo completamente emergido mien-tras que el hemigraben Arroyo Malo estuvo sumergido. El modelo estructural propuesto para la apertura del depocentro pos-tula que la fábrica estructural del basamento en combinación con la dirección de extensión, ejercieron un control de primerorden en el desarrollo de la subcuenca como un rift oblicuo. La misma habría sufrido al menos tres episodios extensionalesdurante el Triásico Tardío al Jurásico Temprano. El primer episodio abarcó el lapso pre-Retiano a Hetangiano Medio, y que-daría registrado por el movimiento normal y sinestral de las fallas Alumbre y La Manga. Durante el segundo episodio de rift,ocurrido entre el Hetangiano Medio y el Hetangiano Tardío medio, se continuaron moviendo las fallas Alumbre y La Mangay se habrían comenzado a desarrollar las fallas normales oblicuas de rumbo ONO, las cuales habrían permitido acomodar ladeformación dentro de los hemigrábenes. El tercer evento habría comenzado con un fuerte ascenso relativo del nivel del maren el hemigraben Arroyo Malo, ocurrido durante el Hetangiano Tardío medio, y habría culminado con un importante descen-so relativo del nivel del mar, asociado al último movimiento de la falla La Manga y a la desactivación de la falla Alumbre.

Palabras clave: Rift, Cordillera Principal, Extensión triásica-jurásica, Cuenca Neuquina.

ABSTRACT: Triassic-Jurassic development and evolution of the Atuel depocentre, Neuquén basin, Mendoza province. The Atuel depocentre co-rresponds to a Late Triassic - Early Jurassic NNW-trending subbasin, located in the northern sector of the Neuquén basin.Based on pre-existing stratigraphical data and present structural analysis we propose that the Atuel depocentre is bounded bythe presence of two NNW-trending major normal faults, named Alumbre and La Manga. These faults are inferred to havecontrolled the development of two west-facing half-grabens: the Río Blanco, a completely emerged half-graben, and the wes-tern Arroyo Malo, a completely submerged half-graben. The structural model presented here is based on the assumption thatboth, the basement structural grain and the regional extension direction, exerted a first-order control in the development andevolution of the Atuel depocentre. During the early stage of rifting (pre-Rhaetian - Middle Hettangian) the pre-TriassicAlumbre and La Manga faults reactivated in an oblique mode. During the second episode of rifting, both Alumbre and LaManga faults continued to play, while WNW-trending normal fault developed in order to accommodate the strain inside bothhalf-grabens. The third extensional event began with an abrupt marine rise inside the Arroyo Malo half-graben during lateMiddle Hettangian, as a result of the last displacement of the Alumbre fault, and finished with an abrupt marine drop asso-ciated with the desactivation of the La Manga fault.

Keywords: Rift, Main Cordillera, Extension, Triassic-Jurassic, Neuquén Basin.

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INTRODUCCIÓN

La cuenca Neuquina se originó en el mar-gen suroccidental de la placa Sudameri-cana, entre las latitudes 33º y 41º S, du-rante el Triásico Tardío al Cretácico Tem-prano. En planta posee una geometríatriangular y se la divide en dos sectores: elsector andino ubicado al oeste y afectadopor la deformación cretácico-cenozoica,y el sector del engolfamiento, ubicado aleste del anterior. En el sector del engol-famiento los depocentros que se desarro-llaron durante la etapa de extensión co-rresponden mayormente a hemigrábenesde rumbo NO a ONO (Cristallini et al.2006), mientras que el sector andino secaracteriza por la distribución NO hastaNNE de sus depocentros. La apertura deesta cuenca quedó registrada en sus de-pósitos clásticos de sinrift, principalmen-te continentales, volcánicos y piroclásti-cos del Noriano-Sinemuriano, agrupadosdentro del ciclo pre-Cuyano (Gulisano1981; Gulisano et al. 1984) o la mesose-cuencia pre-Cuyo (Legarreta y Gulisano1989). Estos depósitos varían en espesorampliamente a lo largo de toda la cuenca,entre 0 y más de 1.000 m, y presentanmarcada geometría de cuña en corte ver-tical. Los depocentros que albergaron alos depósitos de sinrift habrían estadoseparados durante la etapa extensional yluego se habrían conectado durante laetapa de enfriamiento térmico. Duranteel período de subsidencia termal, queabarcó desde el Jurásico Temprano mástardío hasta el Cretácico Temprano, sedepositaron sedimentos clásticos y car-bonáticos, marinos y continentales, cuyosespesores superan los 5.000 metros.Los depocentros más septentrionales delsector andino, ubicados actualmente enla Cordillera Principal de Mendoza y re-gión central de Chile, corresponden a losdepocentros Yeguas Muertas - NievesNegras, Atuel, Valenciana, Río Grande,Palauco, Malargüe, Cordillera del Vientoy Cara Cura - Reyes (Fig. 1) (Manceda yFigueroa 1995, Álvarez et al. 2002, Giam-biagi et al. 2003 a y b, 2005a). En el depo-centro Atuel se encuentra el registro más

antiguo del relleno de la cuenca de origenclástico marino (Riccardi et al. 1997). Estedepocentro corresponde a una subcuen-ca de rumbo NNO y polaridad al oeste,ubicado entre los paralelos 34°30´ y 35°

S (Fig. 1). El mismo se desarrolló duran-te un período de importante extensióncortical ocurrido entre el Triásico Tardíoy el Jurásico Temprano (Legarreta y Gu-lisano 1989, Vergani et al. 1995). Durante

Formación y evolución triásico-jurásica del depocentro Atuel,…

Figura 1: Mapa de distribución de las unidades morfoestructurales que componen los Andes entrelos 32º y 36º S, y de los depocentros del sector septentrional de la cuenca Neuquina (incluido den-tro del sector andino). La cuenca La Ramada (Álvarez y Ramos 1999) habría sido una cuenca coetá-nea, desconectada de la cuenca Neuquina a partir del Alto Aconcagua. El recuadro corresponde alárea representada en la Figura 2. Obsérvese el límite oriental del depocentro Atuel marcado por ellineamiento Borbollón-La Manga.

la compresión ándica, los depósitos delrift fueron deformados e incorporados ala faja plegada y corrida de Malargüe, quese extiende desde los 34º hasta los 36º S.Esta faja ha sido formada en respuesta alacortamiento neógeno-pleistoceno y cla-sificada según su estilo de deformacióncomo de piel gruesa, con basamento in-volucrado (Kozlowski et al. 1993, Mance-da y Figueroa 1995, Giambiagi et al.2008). La ubicación y geometría de lasfallas mesozoicas invertidas durante elCenozoico ha sido determinada a partirde la integración del estudio de las es-tructuras cenozoicas y mesozoicas conestudios estratigráficos y paleoambienta-les preexistentes (Lanés 2002, 2005).El objetivo de este trabajo es el de docu-mentar la presencia de distintos eventos

extensionales ocurridos durante el Triá-sico Tardío al Jurásico Temprano y pro-poner un modelo cinemático de aperturay evolución del depocentro Atuel. La zo-na estudiada posee un gran número deantecedentes estratigráficos (Reijeinstein1967, Stipanicic 1969, Volkheimer 1970,1978, Rosenfeld y Volkheimer 1981, Gu-lisano y Gutiérrez Pleimling 1994, Lanés2002, 2005, 2007, Spalleti et al. 2005),paleontológicos (Jaworski 1925, Ugarte1955, Herbst 1964a y b, 1968, Stipanicicy Bonetti 1970, Riccardi et al. 1988, 1990,1991, 2000; Hillebrandt 1989, 1990,2002; Fernández y Lanés 1998; Riccardi eIglesia Llanos 1999, Damborenea 1987,2002, Damborenea y Manceñido 1988,1994, 2005, Damborenea y Lanés 2007,Manceñido 1981, 1990, Artabe et al.

2005) y estructurales (Kozlowski et al.1981, Kozlowski y Baldi 1983, Kozlow-ski 1984, Manceda y Figueroa 1995,Ramos 2002, Fortunatti y Dimieri 2002,2006, Turienzo et al. 2004, Turienzo y Di-mieri 2005, Giambiagi et al. 2005b, 2008,Kim et al. 2005, Broens y Pereira 2005,Bechis et al. 2005, 2007, Bechis y Giam-biagi 2008) cuya integración con nuevosdatos estructurales y sedimentológicospermitió proponer un modelo de evolu-ción del depocentro.

MARCO TECTÓNICO

La cuenca Neuquina se desarrolló sobreun basamento con anisotropías mecáni-cas previas, cuya impronta principal fueproducida durante el Paleozoico superior(Polanski 1958), conocida actualmentecomo fase sanrafaélica de edad pérmicatemprana y asociada a la formación delorógeno ubicado en el paleomargen pací-fico del Gondwana (Llambías y Sato1990, Mpodozis y Kay 1990, Storey yAlabaster 1991). Con posterioridad a lafase sanrafaélica, desde el Pérmico Tar-dío al Triásico Temprano, se instauró unrégimen extensional con el desarrollo deun importante magmatismo bimodal,conocido con el nombre de Grupo Choi-yoi. Este magmatismo posee característi-cas geoquímicas que muestran una varia-ción desde arco magmático a un ambien-te post-orogénico asociado a un régimenextensional, probablemente vinculado alcese de los procesos de subducción (Kayet al. 1989, Llambías et al. 2003). El perí-odo extensional continuó durante el Triá-sico Medio con la generación de diversossistemas de rift de rumbo NNO (Rolleriy Criado 1968, Charrier 1979, Uliana yBiddle 1988), como la cuenca del Ber-mejo y la cuenca Cuyana. A partir delTriásico Tardío alto, durante la etapa deenfriamiento térmico de estas cuencas, sehabría restaurado la subducción en elmargen occidental de Gondwana con unangosto arco magmático y la presencia deuna serie de cuencas extensionales de re-troarco (Charrier 1979, Uliana y Biddle

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Figura 2: Columna estratigráfica de las unidades aflorantes en el sector occidental (al oeste dellineamiento La Manga) y en el sector oriental (al este del lineamiento).

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1988, Legarreta y Uliana 1991). Una deestas cuencas corresponde a la cuencaNeuquina cuya apertura estuvo asociadaa procesos extensionales relacionados ala fragmentación de Gondwana, la aper-tura del océano Atlántico Sur y a un régi-men de subducción con extensión detrásdel arco magmático (Uliana et al. 1989,Legarreta y Uliana 1991, Mpodozis y Ra-mos 1989). La extensión continuó hastael Jurásico Temprano, y su foco migróprogresivamente hacia el oeste.

MARCO ESTRATIGRÁFICO

La estratigrafía del área se caracteriza porun basamento estructural, depósitos derift, depósitos de cuenca de trasarco y de-pósitos sinorogénicos andinos.

Basamento estructural

Las rocas sedimentarias devónicas conmetamorfismo de bajo grado, intruidaspor granitos y tonalitas carboníferoo-pér-micas y cubiertas por rocas volcánicaspermo-triásicas (Volkheimer 1978), hansido identificadas como el basamento es-tructural de la faja plegada y corrida Ma-largüe (Kozlowski et al. 1993, Manceda yFigueroa 1995, Giambiagi et al. 2008), yen este trabajo se las interpreta como ro-cas del basamento del rift triásico-jurási-co debido al contraste reológico entredichas rocas y los depósitos de sinrift y lacobertura sedimentaria post-sinrift. Estasrocas se encuentran expuestas en el cor-dón del Carrizalito (Fig. 1), pertenecientea la Cordillera Frontal, al noreste de lazona de estudio.

Depósitos de rift

La sección triásico-jurásica del depocen-tro Atuel ha sido estudiada en detalle porReijeinstein (1967), Volkheimer (1978),Riccardi et al. (1988, 1990), Lanés (2002,2005, 2007) y Lanés et al. (2008). El relle-no del depocentro consta de depósitosmixtos, continentales y marinos del Re-tiano-Toarciano, agrupados bajo las for-

maciones Arroyo Malo, El Freno, PuestoAraya y Tres Esquinas (Fig. 2).La Formación Arroyo Malo (Retiano-Hetangiano Medio, Riccardi e Iglesia Lla-nos 1999), está constituida por depósitosde abanicos deltaicos de talud, transver-sales y fluviodominados (Lanés 2002),que se caracterizan por tener un frente deabanico deltaico muy empinado o taludque puede corresponder al quiebre de laplataforma continental (Ethridge y Wes-cott 1984), o cualquier talud tectónico oerosivo (Prior y Bornhold 1990, Born-hold y Prior 1990, Massari y Colella 1988,Colella 1988, Postma 1990). Esta unidadaflora en el sector occidental del depo-centro, en la sección media del arroyoAlumbre (Fig. 3), y probablemente tam-bién en el margen oriental del arroyo Ma-lo (Fig. 3). En este sector se observó unasucesión sedimentaria cuya base podríacorresponder a la Formación Arroyo Ma-lo. Si bien no se encontraron fósiles diag-nósticos que pudieran comprobar suedad, su petrofacies correspondería a lade la Formación Arroyo Malo (véase Tu-nik et al. 2008).La Formación El Freno agrupa sedimen-titas fluviales (Reijenstein 1967) de edadpre-retiana?-sinemuriana temprana (La-nés 2002), aflorante en el sector occiden-tal y central del depocentro. Su ambientede depositación corresponde a ríos entre-lazados, con flujos tanto transversales,desarrollados perpendiculamente a la fa-lla maestra, como axiales, paralelos o sub-paralelos a la falla maestra, y aportes pro-venientes desde el este (Lanés 2002, La-nés et al. 2008).La Formación Puesto Araya (HetangianoMedio-Pliensbaquiano Tardío) posee dossecciones (Lanés 2002); una inferior, queaflora en el sector occidental del depo-centro Atuel (al oeste del arroyo AguaBuena, Fig. 3), y otra superior, en el sec-tor oriental. La sección inferior de la For-mación Puesto Araya (Hetangiano Me-dio-Sinemuriano Temprano tardío) com-prende abanicos deltaicos transversalesdepositados durante la etapa de sinrift ycoetáneos con niveles fluviales de la For-mación El Freno del sector oriental del

depocentro (Lanés 2002, 2005). La sec-ción superior de la Formación PuestoAraya (Sinemuriano Temprano tardíohasta Pliensabaquiano tardío) registrauna transgresión continua de una plata-forma dominada por tormentas, desdedepósitos estuáricos dominados por ole-aje (o sistemas de islas barrera-albúfera)hasta zonas de transición a costa afuera(offshore). Posteriormente y en contactotransicional se depositaron pelitas de pla-taforma interna y externa algo turbidíticacorrespondientes a la Formación TresEsquinas. La sucesión superior de la For-mación Puesto Araya y las sedimentitasde la Formación Tres Esquinas se depo-sitaron durante un lapso de baja tasa decreación de espacio de acomodación, com-patible con una etapa de sag que conti-nuaría durante el Jurásico Medio (Lanés2002, 2005).En síntesis, el registro del sinrift (Retia-no-Sinemuriano Temprano tardío) inclu-ye depósitos de abanicos deltaicos, queafloran sólo en el sector oeste del depo-centro Atuel, y niveles fluviales del sectoreste. Mientras que la sucesión de sag (Si-nemuriano Temprano tardío-Toarciano)agrupa depósitos estuáricos, marinostransgresivos y fluviales que se ubican enel sector este del depocentro y en las in-mediaciones del lineamiento La Manga(Fig. 1). En este contexto la FormaciónArroyo Malo, la Formación El Freno y lasección inferior de la Formación PuestoAraya pueden asignarse al ciclo pre-Cu-yano, mientras que la sección superior dela Formación Puesto Araya y la Forma-ción Tres Esquinas corresponderían al ci-clo Cuyano, propuesta que es compatiblecon las ideas de Manceda y Figueroa (1993)y Gulisano (1981). Sin embargo, todas lasunidades también podrían asignarse a di-ferentes cortejos sedimentarios de la Me-sosecuencia Cuyo (Legarreta y Gulisano1989), debido a que las secuencias depo-sitacionales se identifican como sucesio-nes que registran un ciclo de descenso-ascenso del nivel del mar, y no se definennecesariamente sobre la base de los con-troles tectónicos de la sedimentación (vé-ase discusión en Lanés et al. este volumen).


Depósitos de cuenca de trasarco yvolcanitas asociadas

Durante el Jurásico Medio hasta el Cre-tácico 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. El Jurásico Me-dio está representado por pelitas ne-grasde la Formación Tres Esquinas, se-guidasde evaporitas, sedimentitas finas y carbo-natos de las formaciones Tábanos, Lo-tena y La Manga, estas dos últimas agru-padas dentro del Grupo Lotena (Fig. 2).Por encima se disponen evaporitas de laFormación Auquilco y bancos rojos de laFormación Tordillo del Jurásico Tardíoque han sido asociados a tectónica exten-sional de trasarco en el sector andino dela cuenca Neuquina (Vergani et al. 1995,Pángaro et al. 1996, Giambiagi et al. 2003a, Charrier et al. 2007, Mescua et al. 2008).Estos bancos fueron cubiertos por depó-sitos de facies carbonáticas del GrupoMendoza de edad cretácica temprana.Con posterioridad, una importante caídadel nivel del mar quedó registrada en lasevaporitas y sedimentitas continentalesdel Grupo Rayoso. Por encima se dispo-nen, mediante una discordancia erosivano angular, las sedimentitas continentalesdel Grupo Neuquén y los depósitos clás-ticos y carbonáticos del Grupo Malargüe.En concordancia con las secuencias me-sozoicas se observan rocas volcánicas ce-nozoicas extruidas con anterioridad a ladeformación compresiva andina.

Depósitos sinorogénicos andinos y volcanitas aso-ciadas

Durante la formación de la faja plegaday corrida Malargüe se generó una cuen-ca de antepaís ubicada al este del linea-miento La Manga, donde se depositaronsedimentos sinorogénicos, depósitos vol-caniclásticos y volcanitas de edad mioce-na media a pleistocena. Cubriendo dis-cordantemente a todas estas unidadesafloran rocas volcánicas cuaternarias


Figura 3: Mapa geológico-estructural de la zona de estudio.

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post-tectónicas (Figs. 2 y 3).

ARQUITECTURADEL DEPOCENTRO

La integración de la información obteni-da a partir de: a) datos de afloramiento deestructuras normales invertidas, b) pre-sencia de discordancias sintectónicas, c)la presencia de marcados cambios en lospatrones estructurales que evidencian lainfluencia de estructuras previas y datosde subsuelo (Giambiagi et al. 2005b), d) elanálisis cinemático de fallas menores delrift (Bechis y Giambiagi 2008), y e) laexistencia de cambios de facies, espeso-res y paleocorrientes (Lanés 2002, 2005,2007; Lanés et al. este volumen), permitióidentificar la ubicación y geometría de lasfallas mayores del rift (Fig. 4). A partir deestos estudios se pudo establecer que eldepocentro Atuel estuvo caracterizadopor dos fallas principales, Alumbre y LaManga, de rumbo NNO e inclinación al

oeste, que controlaron el desarrollo dedos hemigrábenes (Fig. 5): el hemigrabenRío Blanco hacia el este, que se mantuvocompletamente emergido durante el lap-so de sinrift, y el hemigraben Arroyo Ma-lo al oeste, que se mantuvo completa-mente sumergido durante las etapas desinrift y sag. Ambos hemigrábenes pre-sentan internamente fallas normales derumbo ONO, como la falla Atuel, que

controlaron localmente la creación de es-pacio de acomodación.

Fallas NNO

Las fallas de orientación NNO fueron lasprincipales estructuras que controlaron lacreación de espacio de acomodación ylos ambientes sedimentarios a lo largode toda la etapa de sinrift. Las dos fallas


Figura 4: a) Mapa delfallamiento inferidovinculado al rift. Sobreel mapa de estructurascenozoicas de la Figura3 se mapearon lasfallas de rift interpreta-das en este trabajo.Con círculos se indica-ron las estaciones demedición donde seobtuvieron datos defallas menores conindicadores cinemáti-cos (datos tomados deBechis y Giambiagi2008). b) Datos cine-máticos agrupadossegún su ubicacióngeográfica dentro deldepocentro (gráficosrealizados con los pro-gramas StereoWin® yFaultKinWin®, deRichard Allmendinger).

Figura 5: Bloque dia-grama interpretativo aescala donde se mues-tra la arquitectura deldepocentro Atuel y laubicación de las fallasprincipales, realizado apartir de la interpreta-ción de la figura 5.Círculos A y B corres-ponden a la ubicaciónde las fotos a y b de laFigura 7, respectiva-mente.

principales son La Manga y Alumbre. Lafalla La Manga se evidencia en algunas delas líneas sísmicas que atraviesan los arro-yos La Manga y Blanco, y corresponde ala falla maestra del depocentro. Su trazaestá marcada por el límite oriental de losafloramientos triásico-jurásicos inferiores(Figs. 4, 5 y 6), y por el lineamiento Bor-bollón-La Manga, que corre con rumboNNO desde el arroyo Borbollón hasta elrío Atuel (Fig. 1). Al oeste de esta falla losdepósitos de sinrift alcanzan un espesorcercano a los 1.000 m, mientras que po-cos kilómetros al este desaparecen, yaque los pozos realizados por compañíaspetroleras indican que los sedimentos delJurásico Tardío (Formación Tordillo) seapoyan en discordancia sobre las rocas

del basamento de la cuenca. Su ubicaciónha sido definida también a partir de losestudios estratigráficos, sedimentológi-cos y de procedencia de la Formación ElFreno (Lanés 2002; Lanés et al. 2008,Tunik et al. 2008).La falla Alumbre, de rumbo NNO, es laestructura más occidental de las fallasnormales principales identificadas en elárea (Fig. 4). Sus depósitos de pared col-gante representan a abanicos deltaicosproximales de geometría marcadamentecuneiforme, asociados a importantes dis-cordancias angulares (Fig. 7a). Estas dis-cordancias generalmente coinciden conlos límites de secuencia de tercer ordenpropuestos por Lanés (2002), indicandoque el movimiento periódico de esta falla

fue el responsable de la reorganizacióndel depocentro y de su patrón de drena-je. Esta falla habría mantenido la paleo-costa relativamente fija desde el Hetan-giano hasta el Sinemuriano Tempranotardío, restringiendo la transgresión mari-na al sector del hemigraben Arroyo Malo.La presencia de una estructura de menorescala, la falla Arroyo Malo (Fig. 4), hasido sugerida previamente por Lanés(2002) para explicar la deformación du-rante la sedimentación de los depósitostriásicos superiores. Esta falla tendría unaorientación paralela a la falla Alumbre yse habría desactivado en una etapa tem-prana durante la apertura del hemigrabenArroyo Malo.


Figura 6: Línea sísmica ubi-cada en el sector oriental(véase ubicación en Fig. 3).Se interpreta a la falla maes-tra La Manga invertida en elsector de interacción entre ladeformación de piel gruesa(al oeste) y de piel fina (aleste). Modificado deGiambiagi et al. (2008). CH:Grupo Choiyoi, EF: Fm. ElFreno, PA: Fm. PuestoAraya, TE: Fm. TresEsquinas, AP: Fm. Agua dela Piedra, LF: Fm. LomaFiera, RD: Fm. RíoDiamante.

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Fallas ONO

Dentro del depocentro y especialmentedentro del hemigraben Río Blanco, se ha-brían desarrollado fallas de rumbo ONOy fuerte inclinación tanto al norte comoal sur. Se infiere que estas fallas controlanparcialmente el curso del río Atuel y elsector medio de los arroyos Blanco y LaManga. La falla Atuel, de rumbo ONO ybuzamiento al norte, se pone en eviden-cia a partir de: a) los resultados de losanálisis de fallas menores (Bechis yGiambiagi 2008), b) los cambios en laprocedencia de los depósitos fluviales(Tunik et al. este volumen), c) los cambiosen el espacio de acomodación generado,y d) la relación entre el cambio de espa-cio de acomodación y ambiente de losdepósitos marinos. En sectores ubicadostanto al norte como al sur del río Atuel,el análisis cinemático de datos provenien-tes de fallas menores permitió estableceruna dirección de extensión NE durantela apertura del depocentro que varió lo-calmente entre NNE y ENE (Bechis yGiambiagi 2008). La orientación de lasestructuras de rumbo ONO con respec-to a estas direcciones de estiramientopermite interpretar que actuaron comofallas con rechazo normal durante la ex-tensión. Por otra parte, en el caso del li-neamiento del río Atuel se observa unaumento del espacio de acomodación ha-cia el norte del mismo, principalmente enel sector occidental (hemigraben ArroyoMalo). En este sector, ubicado al oeste dela falla Alumbre, los sedimentos se depo-sitaron en un ambiente de abanico deltai-co de talud con pendientes muy pronun-ciadas. En el área ubicada al sur del ríoAtuel se observan evidencias de acciónde oleaje que no se encuentran en losperfiles ubicados al norte de dicho río, lascuales indicarían que hacia el sur la pro-fundidad del delta era menor. Esta dife-rencia de altura en el abanico deltaicopuede ser explicada por la presencia entrelos dos sectores de la falla Atuel, derumbo ONO y bloque hundido hacia elnorte. Esta falla habría sido activa duran-te el último período extensional, ya que la

somerización de los depósitos del deltase observa en la mitad superior de losperfiles de la Formación Puesto Araya.

Influencia de estructuras previas delbasamento

Para realizar el estudio cinemático del riftes necesario evaluar el grado de influen-cia de estructuras del basamento sobrelas fallas extensionales principales. La fá-brica del basamento del depocentroAtuel puede apreciarse en el Bloque SanRafael, cuyas rocas se encuentran afecta-das por dos sistemas de zonas de cizalladúctiles con rumbo NNO y ONO (Japasy Kleiman 2004). La coincidencia entrelos rumbos de las fallas La Manga yAlumbre con la zona de cizalla NNO, ysu orientación oblicua con respecto a ladirección de extensión NE registrada du-rante la etapa extensional (Bechis et al.2007, Bechis y Giambiagi 2008), permitepresuponer que dichas estructuras se

generaron controladas por las anisotropí-as mecánicas preexistentes del basamen-to. Los lineamientos de rumbo ONO, pa-ralelos al río Atuel, estarían asimismo re-flejando el control por estructuras dedicho rumbo presentes en el basamento.Se interpreta que las fallas NNO habríanregistrado un movimiento normal obli-cuo sinestral y las fallas ONO un movi-miento desde normal oblicuo dextral anormal puro (Bechis y Giambiagi 2008).

EVOLUCIÓN CINEMÁTICATRIÁSICA TARDÍA -JURÁSICA TEMPRANADEL DEPOCENTRO ATUEL

La integración de estudios de estructurascon estudios estratigráficos y paleogeo-gráficos previos ha demostrado que eldepocentro Atuel sufrió al menos tresepisodios extensionales durante el Triá-sico Tardío al Jurásico Temprano, concambios paleogeográficos relacionados a


Figura 7: a) Evidencias de la existencia de la falla Alumbre; serie de discordancias progresivas ubicadasen la base de las distintas secuencias sedimentarias dentro de los depósitos de abanicos deltaicos de laFormación Puesto Araya. Al oeste de la falla, los depósitos son marinos (Formación Arroyo Malo y sec-ción inferior de la Formación Puesto Araya), mientras que al este todos los depósitos de sinrift soncontinentales (Formación El Freno). b) Fotografía de fallas de mediana escala en el sector sur del depo-centro, levemente invertidas pero mostrando extensión neta.

cambios en el movimiento de las fallasprincipales. Estos episodios han sidoacotados por bioestratigrafía de amonitesen el Retiano - Hetangiano Medio, He-tangiano Medio - Hetangiano Tardío me-dio y Hetangiano Tardío medio-Sinemu-riano Temprano tardío (Fig. 8).

Retiano - Hetangiano Medio

El primer evento extensional se desarro-lló entre el Triásico Tardío y el Hetan-giano Medio (Fig. 8A). El único aflora-miento retiano a hetangiano medio (For-mación Arroyo Malo) del depocentro co-nocido hasta la fecha se encuentra en elnúcleo de un anticlinal de rumbo NNOen la región del arroyo Alumbre (Fig. 3).Las paleopendientes y orientaciones detaludes tectónicos asociados permiten in-ferir que durante este período se registróun importante movimiento de la fallaArroyo Malo, de rumbo NNO y ubicadaal O de la falla Alumbre (Fig. 4). Estafalla habría acomodado los depósitos deabanico deltaico de talud en su pared col-gante con un frente empinado y estrecho,conectado con un prodelta turbidítico(Lanés 2005). La falta de datos bioestrati-gráficos para la Formación El Freno difi-culta la correlación entre los depósitosmarinos ubicados al oeste de la fallaAlumbre y los depósitos continentalesubicados al este de dicha falla. Sin embar-go, como ha sido sugerido por Lanés(2002), la sedimentación de abanico del-taico de la Formación Arroyo Malopodría haber sido coetánea con la depo-sitación continental representada de lasección basal de la Formación El Freno,parcialmente aflorante en el centro deldepocentro. Por otra parte, el análisis deprocedencia de areniscas (Tunik et al. estevolumen) indica que estas dos unidadespresentan características petrofacialessimilares que podrían atribuirse a la coe-taneidad de estos dos ambientes deposi-tacionales, apoyando la correlación pro-puesta. Por ello se infiere que la fallamaestra La Manga habría registrado tam-bién sus primeros movimientos. El le-vantamiento isostático de la pared basal

de la falla Alumbre podría haber sido laresponsable de la desconexión entre loshemigrábenes Río Blanco y Arroyo Malo(Fig. 8a).Esta etapa coincide con el primero de lostres ciclos grano y estratocrecientes iden-tificados en los depósitos de abanicosdeltaicos (Formación Arroyo Malo y sec-ción inferior de la Formación PuestoAraya), los cuales reflejan un ambiente decuenca profunda con baja tasa de sedi-mentación y luego la somerización deesos abanicos deltaicos (Lanés 2005). Lalocalización areal específica en la crea-ción de espacio de acomodación registra-da al comienzo de este ciclo (Fig. 8a),hace suponer una iniciación del sistemade rift con crecimiento aislado de seg-mentos de fallas. En la porción media deeste ciclo aparecen deformaciones sinse-dimentarias del frente del abanico deltai-co (fallas sinsedimentarias y deslizamien-tos entre otras, véase Fig. 4 de Lanés2005) que evidenciarían el referido movi-miento de la falla Arroyo Malo, aunqueno puede descartarse la influencia de unfuerte aporte de sedimentos finos debidoa grandes crecientes fluviales en el áreade aporte. El fin de este episodio estámarcado por un descenso relativo delnivel del mar durante el Hetangiano Me-dio y registrado en el sector occidental apartir de la migración del foco deposita-cional hacia el interior de la cuenca (La-nés 2005) (Fig. 8a).Se interpreta que durante esta etapa sehabrían reactivado debilidades discretasdel basamento de rumbo NNO. Estasfallas habrían tenido un movimiento nor-mal oblicuo sinestral producto de la ex-tensión en dirección NE-SO (Bechis et al.2007, Bechis y Giambiagi 2008). Estopermite caracterizar al depocentro Atuelcomo un rift oblicuo, en el que la direc-ción de extensión NE es oblicua a laorientación general NNO de la subcuen-ca, controlada por la reactivación de lasdebilidades previas.

Hetangiano Medio a Tardío medio

El segundo episodio de rift está marcado

por un brusco ascenso relativo del niveldel mar verificado en la ubicación de fa-cies distales por encima de facies másproximales caracterizando una fuerteagradación (Lanés 2005). Durante esteevento se habrían depositado los sedi-mentos del abanico deltaico de la seccióninferior de la Formación Puesto Araya yhabrían continuado depositándose lossedimentos fluviales de la Formación ElFreno (Fig. 8b). En este período se habrí-an comenzado a desarrollar las fallas derumbo ONO, como lo indican las discor-dancias angulares asociadas.Asimismo, durante el Hetangiano Mediotardío (Zona de Wahneroceras-Schlo-theimia de Riccardi et al. 2000) se registróun importante movimiento de la fallaAlumbre responsable de la creación deun amplio espacio de acomodación. Estemovimiento de la falla permitió la depo-sitación de los sedimentos de abanicodeltaico de talud en su pared colgante y lageneración una serie de discordancias an-gulares dentro del segundo ciclo grano yestratocreciente (Lanés 2005). El movi-miento de la falla habría generado a suvez el levantamiento isostático de su pa-red basal, evidenciado a partir de discor-dancias angulares presentes en los depó-sitos fluviales de la Formación El Freno.Se infiere para este evento un ensancha-miento abrupto de los hemigrábenes apartir de la unión de segmentos de fallasadyacentes y la progresiva desactivaciónde algunas fallas, como por ejemplo lafalla Arroyo Malo, con localización de ladeformación principalmente en las fallasLa Manga y Alumbre. Las fallas internasoblicuas del hemigraben Río Blancohabrían tenido un rol secundario en lacreación de espacio de acomodación.

Hetangiano Tardío medio - Sinemu-riano Temprano tardío

El tercer evento (Fig. 8c) habría comen-zado con la depositación del tercer ciclograno y estratocreciente de la sucesión deabanicos deltaicos (Lanés 2005). La pre-sencia de fallas menores de rumbo ONOafectando sedimentos de esta edad y


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direcciones de estiramiento NNE obteni-das para este período en el sector internodel depocentro (Bechis y Giambiagi2008) permiten interpretar que las fallasde rumbo ONO habrían continuado mo-viéndose durante este evento, especial-mente la falla Atuel. Durante este perío-do el depocentro habría adquirido susmáximas dimensiones y habría culmina-do con un fuerte descenso relativo delnivel del mar, ocurrido durante el Sine-muriano Temprano tardío (Lanés 2002) yasociado tentativamente a la desactiva-ción de la falla Alumbre (Fig. 4).Hacia fines de este período se habríanregistrado los últimos movimientos de la

falla La Manga y la desactivación de lafalla Alumbre. Datos cinemáticos de fa-llas menores que afectan a los depósitoscuspidales del sinrift indican una direc-ción de estiramiento local ENE en el sec-tor oriental del depocentro (Fig. 4), indi-cando un probable desplazamiento concomponente predominante normal parala falla La Manga durante sus últimosmovimientos (Bechis y Giambiagi 2008).La desactivación de la falla Alumbre ha-bría sido responsable de: a) el cambio enla sedimentación fandeltaica que permi-tió la erosión y relleno de grandes canalesdistributarios en el tope de las sucesionespróximas a la falla Alumbre, y b) la pro-

gradación de los depósitos fluviales dis-cordantes por encima de los depósitosfandeltaicos próximos a la misma comoconsecuencia de una disminución gradualen el levantamiento isostático de la paredbasal de la falla. Los depósitos de barrasde desembocadura fandeltaicas progra-dantes que afloran en el arroyo Malo, se-ñalan una reducción marcada de la tasade creación de espacio de acomodaciónocurrida en el Sinemuriano Tempranotardío, con posterioridad al evento exten-sional (Lanés 2002, 2005). Esta reduc-ción, sumada a la transgresión paulatinaque caracteriza a las sucesiones netamen-te marinas (sección superior de la


Figura 8: Evolucióncinemática del depo-centro Atuel durantesu etapa extensional,desde el TriásicoTardío al SinemurianoTemprano alto (véaseexplicación en eltexto).


Formación Puesto Araya) y a la ausenciade estructuras extensionales, refleja el co-mienzo del enfriamiento térmico del de-pocentro.

CONCLUSIONES

El modelo estructural propuesto para laapertura del depocentro postula que lafábrica del basamento y la dirección re-gional de extensión ejercieron un controlde primer orden en el desarrollo del de-pocentro Atuel. El mismo se habría des-arrollado durante el Triásico Tardío al Ju-rásico Temprano a partir de la reactiva-ción normal oblicua sinestral de anisotro-pías mecánicas previas del basamento derumbo NNO. Estas reactivaciones habrí-an sido las responsables de la generaciónde un rift oblicuo con respecto a la direc-ción de extensión NE-SO, y del movi-miento de las dos fallas principales delrift, Alumbre y La Manga, de rumboNNO e inclinación al oeste. Estas fallashabrían segmentado al depocentro endos hemigrábenes con polaridad oeste, elhemigraben totalmente emergido RíoBlanco y otro completamente sumergido,el hemigraben Arroyo Malo.Se registraron al menos tres episodios ex-tensionales durante el Triásico Tardío alJurásico Temprano. El primer episodioabarcó el lapso pre-Retiano (?) a Hetan-giano Medio, y quedaría registrado por elmovimiento de las fallas Alumbre, LaManga y Arroyo Malo. Durante el segun-do episodio de rift, ocurrido entre el He-tangiano Medio y el Hetangiano Tardíomedio, se habrían continuado moviendolas fallas Alumbre y La Manga. Dentrodel hemigraben Río Blanco la deforma-ción tridimensional impuesta por el régi-men extensional oblicuo, se habría aco-modado a partir del movimiento de es-tructuras de rumbo ONO. El tercer even-to habría comenzado con un fuerte as-censo relativo del nivel del mar, ocurridodurante el Hetangiano Tardío medio enrespuesta al último movimiento de la fa-lla Alumbre, y habría culminado con ladesactivación de esta falla, responsable deuna marcada reducción del espacio de

acomodación hacia el Sinemuriano Tem-prano tardío. Esta progradación fue se-guida por una transgresión paulatina re-gistrada en las sucesiones netamente ma-rinas de la sección superior de la For-mación Puesto Araya, evidenciando, jun-to con la ausencia de estructuras extensio-nales, el comienzo del enfriamiento tér-mico del depocentro.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo ha sido realizado con fondosdel subsidio PICT 07-10942 "Reactiva-ción de fallas pre-existentes en el des-arrollo estructural cenozoico de los An-des entre los 32º y 35º latitud Sur", de laAgencia Nacional de Promoción Cien-tífica y Tecnológica; del subsidio PIP5843 "El depocentro Atuel de la CuencaNeuquina: estilo estructural y evolucióntectónica durante el Triásico Tardío al Ju-rásico Temprano" del CONICET; y delsubsidio PICT 38295 "Modelado estruc-tural de zonas de desplazamiento de rum-bo y de desplazamiento oblicuo" de laAgencia Nacional de Promoción Cien-tífica y Tecnológica. Los autores agrade-cen la colaboración en el campo a CarlaTerrizzano, Marilin Peñalva, Diego Kietz-mann, Alejando Chelli, Darío Orts, Da-niel Yagupski, Diego Iaffa, Sergio Orts yGabriela Dapoian. Se agradece especial-mente a Alberto Riccardi, Susana Dam-borenea y Miguel Manceñido la determi-nación de invertebrados, a Ana María Za-vattieri el estudio palinológico, a Sara Ba-llent el estudio de microfósiles, y a Rep-sol-YPF - especialmente a Tomás Zapata- por los datos de subsuelo. Asi mismo seagradecen las correcciones y sugerenciasde los árbitros Silvia Japas y FernandoHongn que ayudaron a mejorar el trabajo.

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Recibido: 26 de mayo, 2008 Aceptado: 23 de junio, 2008


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