estructura de las sierras australes · foliación milonítica como las lineaciones de estiramiento...

R.E. de Barrio, R.O. Etcheverry, M.F. Caballé y E. Llambías (edit): Geología y Recursos Minerales de la Provincia de Buenos Aires. Relatorio del XVI Congreso Geológico Argentino. La Plata, 2005. Cap. VII, 101-118.

ESTRUCTURA DE LAS SIERRAS AUSTRALES DE BUENOS AIRES

Luis Dimieri1,2

, Sergio Delpino1 y Martín Turienzo

2

1Departamento de Geología, UNS, San Juan 670, Bahía Blanca,

2 Conicet.

Palabras clave: Sierras Australes, estructuras, pliegues, fallas, tectonismo.

INTRODUCCIÓN

Las Sierras Australes se disponen como una cadena montañosa de unos 180 kilómetros de largo y unos 60 kilómetros de ancho ubicada en el sector sureste de la provincia de Buenos Aires. En su extremo noroeste presenta una flexura cóncava hacia el oeste dando una configuración general arqueada. Estas montañas están compuestas principalmente por rocas paleozoicas acompañadas por asomos aislados de rocas graníticas y riolíticas milonitizadas que se consideran el basamento cristalino de la región. Una sucinta descripción orográfica puede hallarse en Harrington (1947).

En este capítulo tratamos de sintetizar las investigaciones realizadas sobre las

estructuras tectónicas sobresalientes de esta cadena montañosa. Hemos puesto énfasis en destacar aquellas descripciones basadas en mediciones de campo y mapeos geológicos, de manera tal de poder establecer con cierta rigurosidad la sistemática de los elementos estructurales. A partir de allí comentamos sobre algunas propuestas respecto de la mecánica y cinemática del tectonismo en las Sierras Australes.

ESTRUCTURAS

El análisis bibliográfico se ha realizado concentrando la información sobre los distintos tipos de estructuras que se han descripto en las Sierras Australes. Analizamos los datos sobre tipos de diaclasas, evidencias de fallamiento, descripciones y clasificaciones del plegamiento, presencia de foliaciones, lineaciones e indicadores cinemáticos, y otras estructuras tectónicas. Con el objeto de mejorar la comprensión se separaron las estructuras del basamento de aquellas que afectan a la cubierta sedimentaria. La estratigrafía de la región es tratada en otros capítulos de este libro, aquí sólo se seguirá el esquema formacional delineado por Harrington (1947) y Suero (1961). En la figura 1 puede verse la disposición de los afloramientos paleozoicos y los asomos aislados de rocas ígneas-metamórficas ubicados exclusivamente en el borde occidental. Aquí se muestran los rumbos generales de las estructuras de plegamiento como así también la disposición del fallamiento descripto por distintos autores. ESTRUCTURAS EN EL BASAMENTO

El basamento de las Sierras Australes de la provincia de Buenos Aires, está representado por escasos afloramientos aislados, de reducida extensión, limitados a la margen noroccidental y occidental del cordón serrano. Está constituido esencialmente por granitos con diferenciados pegmatíticos (Cerros Colorados, Aguas Blancas, Pan de Azúcar-Cerro del Corral y San Mario) y riolitas (La Mascota, La Ermita y Cerro del Corral). En la ladera noreste del cerro Pan de Azúcar se ha mencionado la presencia de paragneises intruidos por granitos y pórfidos (von Gosen et al., 1990) y de una diabasa porfiroide (Kilmurray, 1968a). El denominado granito López Lecube, con características composicionales, estructurales y temporales diferentes al resto de los intrusivos, constituye la exposición ígnea más alejada de la cubierta sedimentaria.

Las relaciones de contacto entre las rocas de basamento y las sedimentitas de la

cubierta son pobres, con excepción del área comprendida por los cerros San Mario, Pan de

L. Dimieri, S. Delpino y M. Turienzo

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Azúcar y del Corral (Fig. 2). En estas localidades el basamento ígneo-metamórfico ocupa el núcleo de grandes estructuras anticlinales volcadas al noreste. Estos pliegues de primer orden con longitudes de onda de entre 4 y 5 Km (Harrington, 1970; Cobbold et al., 1986), presentan

limbos normales con buzamientos de bajo ángulo (20-30) al sudoeste y limbos invertidos con

buzamientos de alto ángulo (60-80) en la misma dirección. En el Cerro Pan de Azúcar, el limbo normal de la Formación La Lola (base de la secuencia sedimentaria paleozoica) apoya en no-concordancia sobre el basamento granítico. No obstante conviene mencionar que este contacto ha sido interpretado por algunos autores como tectónico a través de un corrimiento de bajo ángulo (Schiller 1930; Cobbold et al. 1991).

En el área de La Mascota, las formaciones sedimentarias basales sobreyacen a las riolitas, mediando entre ambas una franja de rocas miloníticas. En los conglomerados y cuarcitas conglomerádicas de base han sido encontrados clastos de las riolitas infrayacentes. La presencia de clastos riolíticos en el conglomerado basal de la Formación La Lola, indica que estas rocas representarían la parte superior del complejo ígneo-metamórfico, más jóvenes que los granitos, pero más antiguas que los sedimentos paleozoicos. No existen evidencias de actividad magmática en la totalidad de la secuencia sedimentaria, con excepción de las finas capas piroclásticas intercaladas en las rocas de la Formación Tunas (Pérmico), descriptas por

Figura 1. Mapa geológico de las Sierras Australes (basado en Harrington, 1947; Suero, 1972 y Furque, 1973). Se ha incluido la orientación regional del plegamiento (líneas contínuas) y se han ubicado esquemáticamente las fallas o sistemas de fallas aflorantes más importantes (líneas con triángulos para corrimientos y líneas a trazos para fallas de desgarre): 1) La Mascota (Killmurray, 1975; Cobbold et al., 1986), 2) Contacto Hinojo-Bravard (Cobbold et al., 1986, Tomezzoli y Cristallini, 2004), 3) Cerro Pan de Azúcar (Cucchi, 1966, Varela y Cingolani, 1976, Cobbold et al., 1986, von Gosen et al., 1990), 4) Cerro Colorado (Varela et al., 1985; Cobbold et al., 1986; von Gosen et al., 1990), 5) Cerro y Cantera Tornquist (Leone, 1986, von Gosen et al., 1990), 6) Contacto Providencia-Lolén (Schiller, 1930, Tomezzoli y Cristallini, 1998), 7) Cerro de la Carpa (Dimieri y Di Nardo, 1992), 8) Estancia El Perdido (Tomezzoli y Cristallini, 1998), 9) Abra Despeñadero (Tomezzoli y Cristallini, 1998), 10) Abra de la Rivera (Massabie y Rossello, 1990), 11) Abra de la Ventana (Amos y Urien, 1968), 12) Cerro Curamalal Grande (Schiller, 1930), 13) Cerro Tres Picos (Schiller, 1930), 14) Formación Lolén (Schiller, 1930, von Gosen et al., 1990).

Geología y Recursos Minerales de la Provincia de Buenos Aires

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Iñiguez et al. (1988). Cucchi (1966) establece sobre la base de estudios de campo, petrológicos y

estructurales la presencia de fallas inversas en el área de los cerros San Mario, Pan de Azúcar y del Corral (Fig. 2). Dos de estas fallas inversas de rumbo nor-noroeste y buzamiento de alto ángulo al sudoeste superponen el basamento sobre la cubierta sedimentaria (Las Lomitas y Cerro del Corral). La restante, con rumbo noroeste-sudeste y buzamiento de aproximadamente

40 al sudoeste, afecta al limbo normal extendido de la Formación Mascota entre los cerros San Mario y Pan de Azúcar. Varios estudios posteriores también interpretaron la presencia de fallas en el área del Cerro del Corral (Cuerda et al., 1975; Varela y Cingolani, 1976; Varela et al., 1986; Cobbold et al., 1986, 1991; von Gosen et al., 1990, 1991).

En estrecha asociación con las fallas mencionadas se formaron en el basamento

adyacente amplias áreas de cizallamiento dúctil. En bandas estrechas, en el interior de los cuerpos graníticos más alejados y especialmente hacia el contacto con la secuencia sedimentaria, las rocas graníticas y riolíticas fueron convertidas a protomilonitas, milonitas, ultra-milonitas y filonitas (Kilmurray, 1968a, 1968b; Dimieri et al., 1990; von Gosen et al., 1990; Delpino y Dimieri, 1992, 1993; Delpino, 1993).

La característica estructural más conspicua en las rocas basamentales a escala

mesoscópica está dada por una foliación milonítica penetrativa que afecta a casi la totalidad del complejo ígneo-metamórfico a veces enmascarando su fábrica ígnea. En las áreas de basamento alejadas de los contactos con la secuencia sedimentaria, la foliación milonítica mantiene una orientación más o menos constante con rumbo noroeste-sudeste y buzamiento hacia el sudoeste, y lineaciones de estiramiento mineral buzantes con moderado ángulo hacia el sudoeste (Fig. 2, ver también por ejemplo Cucchi, 1966; Cobbold et al., 1986, 1991; von Gosen et al., 1990, 1991; Delpino y Dimieri, 1992, 1993). La orientación de la foliación en el basamento alejado de los contactos es concordante con la orientación de la foliación de plano axial de los pliegues de la cubierta, mientras que las lineaciones de estiramiento mineral indican una dirección de transporte tectónico sudoeste-noreste subnormal a los ejes de dichos pliegues, sugiriendo esfuerzos comunes y deformación conjunta durante el mismo evento de deformación. Abundante cantidad de indicadores cinemáticos en las rocas graníticas y riolitas milonitizadas en escala mesoscópica (estructuras S/C: Cobbold et al., 1986, 1991; von Gosen et al., 1990.; fracturamiento subsidiario R1, R2 y P: Delpino y Dimieri, 1993) y microscópica

(desplazamiento de cristales, sistemas de porfiroclastos tipo y , desplazamientos “libro de biblioteca”: Delpino y Dimieri, 1992; Delpino, 1993), indican transporte tectónico de los bloques colgantes en dirección noreste.

La intensidad de la deformación milonítica incrementa con la proximidad a los contactos

con la cubierta sedimentaria. En el área del Cerro Pan de Azúcar, en donde el contacto basamento-sedimentitas se resuelve claramente mediante falla inversa (Fig. 2), tanto la foliación milonítica como las lineaciones de estiramiento mineral rotan hacia el norte tendiendo a paralelizarse con la traza de las fallas. Asimismo, se han observado estrechas fajas de cizalla con orientaciones nornoroeste-sudsudoeste (subparalelas a las fallas), lineaciones subhorizontales y sentido de cizalla dextral en planta en el área del Cerro Pan de Azúcar (Cobbold et al., 1986, Delpino y Dimieri, 1993). Concordantemente, se observa una rotación de la foliación de plano axial y de los ejes de pliegues de la cubierta adyacente también hacia el paralelismo con dichas fallas (Fig. 2, ver también Cucchi, 1966; Cobbold et al, 1986, Delpino y Dimieri, 1992, 1993). Este comportamiento de las estructuras sugiere una componente de desplazamiento de rumbo dextral en planta en proximidades de estas fallas localizadas en el área del Cerro Pan de Azúcar.

Las condiciones físicas de la deformación milonítica en basamento fueron estimadas

por diversos autores. Cobbold et al. (1991) sugieren un rango de temperaturas de entre 300 y

400 C sobre la base de los mecanismos de deformación dominantes en cuarzo y feldespatos y de la estabilidad de las asociaciones sincrónicas con el evento de deformación generadas a partir de desestabilización de estos últimos. von Gosen et al. (1990, 1991) estiman


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Figura 2. Bosquejo geológico de la región del Cerro Pan de Azúcar y perfil estructural. Adaptado de Cucchi (1966), Varela et al. (1986) y Cobbold et al. (1991).

temperaturas mínimas en el orden de los 300-350C, basados en la microfábrica del cuarzo, la cristalinidad de la illita y la asociación cristalizada sincrónicamente con la deformación milonítica. Delpino y Dimieri (1992) y Delpino (1993) estiman temperaturas mínimas en el rango

400-450C en base a los mecanismos de recristalización dinámica observados para el cuarzo, el feldespato potásico y la biotita, y las condiciones de estabilidad de las asociaciones de fases cristalizadas durante el evento milonítico. Dimieri et al. (1990) sugieren temperaturas mínimas

de deformación de 300C para dominios no miloníticos en el granito de Aguas Blancas en base al estudio de microestructuras en cuarzo, feldespatos y micas.

ESTRUCTURAS EN LA CUBIERTA

Si bien la estructura de la cubierta sedimentaria paleozoica podría analizarse por regiones considerando variaciones estructurales de magnitud, como por ejemplo separando una occidental (Grupos Curamalal y Ventana) de una oriental (Grupo Pillahuincó) donde se han interpretado diferencias entre las estructuras tectónicas por su intensidad, en especial del plegamiento (Harrington, 1947; Suero, 1961; Furque, 1973), creemos que la poca

disponibilidad de descripciones rigurosas y de mapeos de detalle no permite avanzar con adecuado grado de certeza en la consideración de distintas zonaciones tectónicas de la cubierta. Consideramos más apropiado realizar una síntesis de los datos conocidos de las estructuras presentes en las Sierras Australes separándolas por tipo. DIACLASAS

De todas las estructuras tectónicas las diaclasas son los indicadores cinemáticos más confiables (Hancock 1985), no obstante son escasos los estudios que las han utilizado para la interpretación de la tectónica de las Sierras Australes. En el trabajo de Di Nardo y Dimieri (1988), a partir de mediciones sistemáticas en el Grupo Ventana a lo largo del abra homónima, se ha establecido que los sistemas de diaclasas principales presentan un orientación directamente asociada a las estructuras de plegamiento y por lo tanto deben considerarse formadas por el mismo evento tectónico. Los juegos dominantes son aquellos perpendiculares a los

ejes de los pliegues, de tipo extensionales, y los juegos conjugados de cizalla que forman un ángulo obtuso bisectado por el eje del plegamiento. Estos juegos, y su relación con el plegamiento, son ubícuos en todas las serranías de la región, aún allí donde se produce un arqueamiento del rumbo general de las estructuras localizado en el sector noroccidental de las Sierras Australes.


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También han arribado a interpretaciones similares con presentación de datos sistemáticos Andreis (1964), Llambías y Prozzi (1975) y Rossello y Massabie (1981) para fracturas en la Fm. Lolén, Varela et al. (1985) para el sistema de diaclasas extensional en la Sierra Colorada (Grupo Curamalal), Días (1988) para el diaclasamiento en el abra de la Ventana y Furque (1973) para juegos extensionales en el Grupo Pillahuincó. No obstante, conviene agregar que algunos autores sugieren interpretaciones alternativas para datos de diaclasas equivalentes (Japas 1989b; Bussio 1992, Juan 1992, Ducós 1995).

Es destacable la presencia de un diaclasamiento paralelo a los ejes de los pliegues y con disposición en abanico cuando son vistos en perfil, dando lugar en algunos casos, especialmente en las charnelas, a intersecciones que generan figuras romboidales. PLIEGUES

Los pliegues afectan a toda la pila estratigráfica paleozoica. Son las estructuras más llamativas de las Sierras Australes. Si bien los afloramientos son excelentes, los estudios descriptivos de detalle son escasos.

Harrington (1947) estableció el estilo del plegamiento como similar y disarmónico, “con pliegues primarios replegados en contorsiones de orden superior”. Según Llambías y Prozzi (1975) se trata de pliegues concéntricos y disarmónicos, y también con morfología de tipo chevron. Kilmurray (1975) señala que el estilo de los pliegues puede considerarse desde paralelo hasta de tipo chevron.

La orientación regional de los ejes del plegamiento es NO-SE (fig. 1), cambiando

paulatinamente su orientación hacia el este-noroeste en el sector noroccidental de las Sierras Australes acompañando el diseño en arco (Harrington, 1947; Suero, 1961; Furque, 1973). Harrington (1947, 1970) consideró la existencia de varios órdenes de plegamiento teniendo el de mayor tamaño unos 2 kilómetros de semilongitud de onda en las Sierras de Curamalal, Bravard y Ventana. En el abra de la Ventana se han medido longitudes de onda de hasta 600 metros (Di Nardo y Dimieri, 1984; Días, 1988, Dimieri, 1989) y en la Sierra de las Tunas algunos alcanzan hasta 2 kilómetros (Japas, 1986).

Para definir el estilo de plegamiento es necesario mayor rigurosidad académica al

Figura 3. Fotografía que muestra pliegues en rocas cuarcíticas de la Formación Napostá en la ladera sur del Abra de la Ventana. Se resalta con un trazo negro el estilo del plegamiento en un afloramiento contínuo (explicación en el texto).


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analizar la geometría de las estructuras. Japas (1986, 1987) realizó perfiles detallados en las rocas del Grupo Pillahuincó donde puede apreciarse con claridad el estilo geométrico de los pliegues. Días (1988) realizó un perfil del plegamiento en el Abra de la Ventana. Juan (1992) y Bussio (1992) relevaron pliegues de las Formaciones Lolén y Providencia en un sector del Abra del Chaco, y Rossello y Massabie (1981) lo hicieron en las Formaciones Lolén y Sauce Grande en cercanías a la ruta de acceso a la localidad de Sierra de la Ventana.

En las rocas de los Grupos Curamalal y Ventana los pliegues son asimétricos.

Presentan un limbo normal largo con una orientación muy constante en toda la región dando lugar a grandes planchones que ocasionalmente tienen leves flexuras, y un limbo corto invertido, o vertical, o en ocasiones normal con muy altos buzamientos. Estos últimos presentan una geometría compleja de difícil reconstrucción ya que se trata del elemento del pliegue que absorbe mayor deformación (Di Nardo y Dimieri, 1984; Massabie y Rosello, 1984; Dimieri, 1989; Fortunatti et al., 2001).

En el área del Abra de la Ventana (fig. 3) el afloramiento contínuo permite ver con

claridad el estilo del plegamiento. Allí se observa un limbo normal largo de buzamiento mediano, que controla la ubicación de los numerosas quebradas de orientación NO-SE que desembocan en abras mayores de orientación E-O, un limbo corto “replegado” que se conecta con el próximo limbo normal largo (Dimieri, 1989).

Es interesante notar que si tomamos como referencia la estructura mayor, es decir

aquella que va de limbo largo a limbo largo con una longitud de onda de unos 400 metros, la envolvente de los pliegues es levemente buzante al SO o subhorizontal (fig. 4). Este estilo geométrico impide considerar, al menos en la parte central de la Sierra de la Ventana, que las capas plegadas se hunden sistemáticamente con envolvente buzante hacia el NE como ha sido propuesto por Harrington (1970) y posteriormente apoyado por otros autores. Además se puede ver que el limbo corto presenta un conjunto de charnelas con una envolvente menor o secundaria hundiéndose hacia el NE que, si no fuera por la continuidad con los limbos largos, nos haría caer en el error de considerar que toda la estructura, incluyendo la mayor, se hunde

hacia el NE. Estas envolventes subhorizontales también se observan en el Abra de la Rivera, en el borde SE de las Sierras Australes (Dimieri y Di Nardo 1992), donde se puede apreciar en ambas laderas del filo serrano una alternancia de la Formaciones Napostá y Providencia difícil de explicar con estructuras hundiéndose hacia el NE (fig. 5).

Dimieri (1989) realizó una

clasificación de los pliegues basada en la propuesta de Ramsay (1967), utilizando isógonas de buzamiento y relaciones de espesores ortogonales y

según el plano axial para estructuras formadas en el Grupo Ventana. Los pliegues en general pueden clasificarse como de Tipo 1C, aunque algunas capas individuales pueden alcanzar la geometría de Tipo 3 según puede verse en la figura 6. Estos pliegues se pueden denominar como paralelos aplastados. Rossello et al. (1993) mencionan pliegues con geometría de la clase 1A en rocas de la Formación Tunas, que serían pliegues de crecimiento contemporáneos con la deformación (Japas, 1989b; Cobbold et al., 1991; López-Gamundí et al., 1995).

En cuanto a los mecanismos de plegamiento que han actuado, es notable la

preservación de las estructuras sedimentarias en el interior de las capas y la presencia ubícua

Figura 4. Esquema que muestra la disposición de las envolventes del plegamiento dibujado a partir de la foto de la figura 3. Tomado de Dimieri (1989).


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de estriaciones sobre las superficies de estratificación y perpendiculares a los ejes de los pliegues (Di Nardo y Dimieri, 1984; Massabie y Rosello, 1984; von Gosen et al., 1990) lo que permite considerar que el mecanismo más probable sea el de deslizamiento flexural de las capas. No obstante, es necesario considerar procesos adicionales como aplastamiento para explicar el engrosamiento de charnelas y la deformación interna de las capas evidenciadas a partir del estudio de trazas fósiles (Dimieri, 1987). Esto último está en concordancia con la clasificación de los pliegues como paralelos aplastados.

Harrington (1947) ha descripto la disposición del plegamiento longitudinalmente a las

sierras como culminaciones y depresiones indicando buzamientos bajos de los ejes de pliegues hacia el sudeste o hacia el noroeste según la región considerada.

FOLIACIONES

La cubierta sedimentaria está afectada regionalmente por una foliación de plano axial que se vincula genéticamente con el plegamiento de las Sierras Australes (Harrington, 1970; Furque, 1973; Llambías y Prozzi, 1975; Rossello y Massabie, 1981; Massabie y Rossello, 1984a; Japas, 1986; Varela et al. 1986; Dimieri, 1987; Días, 1988; Cobbold et al., 1989, 1991; von Gosen y Buggisch, 1989; von Gosen et al., 1990) y que presenta distintas características morfológicas en función del tipo litológico afectado. Esta foliación tiene características de un clivaje disyuntivo grosero (a veces referido como clivaje de fractura) en las rocas cuarcíticas del Grupo Pillahuincó, de un clivaje disyuntivo moderado en las rocas cuarcíticas de los Grupos

Curamalal y Ventana, de una esquistocidad con orientación de granos minerales en planos de clivaje y microlitones en las rocas de la Formación Lolén y de un clivaje pizarreño en las rocas de la Formación Sauce Grande.

En algunas capas cuarcíticas de los Grupos Curamalal y Ventana, notablemente en la

Formación Napostá, puede apreciarse un clivaje disyuntivo muy desarrollado entre sinuoso y anastomosado dando a la roca una apariencia esquistosa y hasta milonítica en el afloramiento; esto es atribuido a la intensa bioturbación que han sufrido las capas y que ha contribuido a un mayor desarrollo del clivaje (Dimieri, 1987). También es común que el clivaje adopte diseños radiales y romboidales en las charnelas de los pliegues especialmente en las rocas cuarcíticas (Dimieri, 1987; Kilmurray et al., 1989).

Los clivajes o foliaciones de plano axial a lo largo de todo el cordón serrano presentan

lineaciones de estiramiento mayormente del tipo ´downdip´ o sea paralelas a la dirección de buzamiento (Japas, 1989b; Kilmurray et al., 1989; von Gosen et al., 1990; Cobbold et al., 1991), aunque se han mencionado algunas oblícuas especialmente localizadas en la región del Cerro Pan de Azúcar.

Cobbold et al. (1991) mencionan un clivaje transecto a los ejes de pliegues en rocas del

Grupo Pillahuincó. Llambías y Prozzi (1975) proponen un clivaje o foliación de transposición en el contacto invertido de la Formación La Lola con el basamento milonitizado.

Figura 5. Perfil de la región del abra de la Rivera. Se observa la envolvente primaria subhorizontal trazada sobre pliegues mayores de la Formación Napostá. Tomado de Dimieri y Di Nardo (1992).


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FALLAS

Si bien ya Schiller (1930) describía varios corrimientos en las Sierras Australes y

sugería su gran importancia en el desarrollo de la cadena montañosa, a partir del trabajo de Harrington (1947) se pone en duda la participación de estas fallas debido a que postula a estas sierras como el ejemplo mundial del plegamiento puro. Este modelo de deformación fue apoyado por Suero (1961), Furque (1973) y otros investigadores. No obstante, en las últimas décadas relevamientos de detalle han logrado comprobar la presencia de corrimientos (fig.7), como por ejemplo los aportados por Cucchi (1966), Leone (1986), Varela et al. (1986), Cobbold et al. (1986), von Gosen et al. (1990), Dimieri y Di Nardo (1992), Ducós (1995), Tomezzoli y Cristallini (1998), entre otros.

Uno de los primeros trabajos

donde se mapean fallas inversas en la región occidental de las Sierras Australes es el de Cucchi (1966). Se trata de los corrimientos del Co. San Mario y del Cerro del Corral, que posteriormente fueron confirmados por Varela et al. (1986), Cobbold et al. (1986), von Gosen et al. (1990) entre otros. Furque (1973) menciona fallamiento inverso con brechamiento en el sector de Las Mostazas en rocas del Grupo Pillahuinco. Leone (1986) describe corrimientos en el Grupo Curamalal en el sector central de las Sierras Australes. Dimieri y Di Nardo (1992) lo hacen en el sector sureste en cercanías del Abra de la Rivera sobre rocas del Grupo Ventana (fig. 8). Tomezzoli y Cristallini (1998) describen corrimientos en diversos cortes artificiales transversales a las Sierras Australes. En estos trabajos se destaca la importancia de los corrimientos en la estructuración de la cadena montañosa.

Fallamiento de rumbo (tear faults), conjuntamente con sus rocas de falla cataclásticas, ha sido descripto

por Amos y Urien (1968) y Massabie y Rossello (1984a) en el Abra de la Ventana, por Varela et al. (1985) en las

sierras Colorada, Chasicó y Cortapié, y por Massabie y Rossello (1990) en el Abra de la Rivera, entre otros; los desplazamientos que produce este fallamiento se reportan como de escasa importancia en relación al espesor importante que alcanzan algunas zonas brechadas. Fallamiento vertical a subvertical que afectan a toda la estructura de plegamiento ha sido descripto por Di Nardo y Dimieri (1988: fig. 1c) en el Abra de la Ventana que corresponderían a fallas directas de ajuste durante el ascenso de la cadena montañosa.

OTRAS ESTRUCTURAS

Asociado a las estructuras más importantes ya descriptas se ha mencionado la presencia de distintas estructuras tectónicas de importancia relativa, ya que algunas son de

Figura 6. Geometría del pliegue determinada por el método de Ramsay (1967) en varios ejemplos localizados en rocas del Grupo Ventana (Tomado de Dimieri, 1989).


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distribución localizada. Una de las más sobresalientes son los `kink bands` que se han desarrollado principalmente en las rocas foliadas de la Formación Sauce Grande (Llambías y Prozzi, 1975) aunque también se los puede hallar en rocas del Grupo Ventana. Su estudio ha indicado que se originaron con posterioridad al plegamiento y la foliación de plano axial y que responderían a un segundo evento compresivo de orientación noroeste-sudeste posiblemente relacionado con la curvatura noroccidental de las Sierras Australes (Rossello y Massabie, 1981) aunque también se han propuesto otras interpretaciones (Sellés Martínez, 1987a; Japas, 1988; Rossello y Massabie, 1993).

También se han hallado y descripto otras estructuras tectónicas que pueden utilizarse

como indicadores cinemáticos de la deformación como por ejemplo rods de cuarzo, grietas escalonadas rellenas (fig. 9), zonas de cizalla menores que afectan foliaciones y bandas miloníticas asociadas al plegamiento (Rossello y Massabie, 1981; Massabie y Rossello, 1984a; Cobbold et al., 1986; Massabie et al., 1986; Dimieri, 1987; Sellés Martínez, 1987b; Japas, 1989b, 1992; entre otros). CARACTERÍSTICAS DE LA DEFORMACIÓN

La mayoría de las investigaciones concuerda con que un único evento tectónico afectó a la secuencia Paleozoica de las Sierras Australes con participación del basamento dando forma al plegamiento, fallamiento y foliaciones de plano axial (Harrington, 1947, 1970; Furque, 1973; Suero, 1972; Llambías y Prozzi, 1975; Ramos, 1984; Varela et al., 1985; Sellés Martínez, 1986; Cobbold et al., 1986, 1991; von Gosen y Buggisch, 1989; Japas, 1989b; von Gosen et al., 1990, 1991; López-Gamundí et al., 1995; Rossello et al., 1997; Rapela et al., 2003; Tomezzoli y Cristallini, 2004; entre otros). Rossello y Massabie (1981) consideran que un evento posterior, de orientación NO-SE, generó la curvatura del sector noroeste de las Sierras Australes; von Gosen et al. (1990) sugieren que un evento de tipo transcurrente, posterior a la estructuración principal, ha sido responsable del diseño en arco de las sierras; del mismo modo, Japas (1999) atribuye un origen secundario al arqueamiento de las sierras.

Por otro lado, conviene agregar que algunos autores interpretan más de un evento

tectónico como responsables de la estructuración de la secuencia paleozoica de las Sierras Australes (Kilmurray, 1975; Varela, 1978; entre otros). Massabie y Rossello (1984b y c) sugieren una discordancia angular muy suave entre los Grupos Ventana y Pillahuincó. Además, von Gosen et al. (1990) han descripto más de un evento deformativo en algunas rocas del basamento ígneo-metamórfico.

CARACTERISTICAS DE LA DEFORMACIÓN EN EL BASAMENTO

Harrington (1970) considera que el basamento se habría acomodado al estilo de plegamiento asimétrico de la cubierta a través de deslizamientos y transposición a lo largo del clivaje de plano axial, sin la existencia de fallas o corrimientos significativos. Este mismo esquema, de núcleos anticlinales erodados con exposición del basamento por erosión, había sido ya planteado previamente por Rayces (1941: en Cucchi, 1966) para el área del cerro Pan de Azúcar.

von Gosen et al. (1990, 1991) vinculan el fallamiento inverso que afecta al basamento a

un sistema de fallas imbricadas que cortarían secuencia arriba a partir de un despegue de piso único con bajo ángulo de buzamiento, que pasaría probablemente por debajo de la totalidad de la cadena montañosa. Sin embargo, hacen la salvedad que el despegue de piso no ha sido confirmado geofísicamente y que la interfase basamento/cubierta no representa una zona de corrimiento.

Contrariamente a lo expuesto por Harrington (1970), Varela y Cingolani (1976)

consideraron que el basamento habría ejercido el control del estilo tectónico en este área, con el desarrollo de fallamiento inverso de alto ángulo y flexura o pliegue asociado en la cubierta sedimentaria.


110

Posteriormente Varela et al. (1986) interpretan que el fallamiento inverso en los flancos

volcados de las grandes estructuras anticlinales sería sincrónico o sucedería al plegamiento. Esta interpretación es concordante con lo expuesto previamente por Cucchi (1966) y apoyado posteriormente por Cobbold et al. (1986), quienes consideran que la intensidad de la deformación en el basamento incrementa progresivamente desde los núcleos de los cuerpos ígneos hacia el contacto con la secuencia sedimentaria y que el plegamiento se resuelve finalmente en fallamiento inverso de alto ángulo sobre los limbos invertidos de las grandes estructuras anticlinales, montando el basamento sobre la base de la secuencia sedimentaria.

Este esquema podría ser explicado mediante una convergencia general oblícua

(transpresión) a nivel global de la sierra como fuera planteado por Cobbold et al. (1986), o bien

como la resultante de un esfuerzo compresivo inicial en dirección NE-SO y el subsiguiente bloqueo de las estructuras y desplazamiento de rumbo localizado como fuera sugerido por Delpino y Dimieri (1993).

CARACTERISTICAS DE LA DEFORMACIÓN EN LA CUBIERTA

Uno de los aspectos estructurales más llamativos es la vergencia dominante de las estructuras de las Sierras de Curamalal y Ventana (Harrington, 1947, 1970). Las estructuras más importantes como el plegamiento volcado o invertido con sus superficies axiales buzantes al sudoeste, las foliaciones de plano axial como las de las Formaciones Lolén y Sauce Grande también buzantes al sudoeste, y las fallas de carácter inverso todas indican un sentido de movimiento de la masa rocosa desde el sudoeste hacia el noreste. En la Sierra de Pillahuincó el plegamiento se atenúa y sus planos axiales se tornan verticales o buzantes al noreste en algunos sectores (Harrington, 1947, 1970; Furque, 1973; Japas, 1986), al igual que el fallamiento (Tomezzoli y Cristallini, 1998) indicando un cambio de vergencia para las formaciones más superficiales y sintectónicas.

El análisis de la deformación interna y de la geometría de las capas plegadas ha

Figura 7. Mapa de la región del abra de la Rivera. Se muestran las orientaciones de los pliegues, un corrimiento que superpone a la Formación Bravard sobre la Formación Napostá y algunas fallas transversales a la estructura regional (tear faults). Tomado de Dimieri y Di Nardo (1992).


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permitido estimar valores del grado de acortamiento que han sufrido las Sierras Australes. Para el caso de los conglomerados de la Formación La Lola, la base de la secuencia sedimentaria, von Gosen et al. (1990) han estimado aplastamientos del orden del 40% y la constricción como el tipo de deformación dominante, en consonancia con los datos de Cucchi (1966), Cobbold et al. (1986), Japas (1989b), entre otros. Estos valores son comparables con los obtenidos por Delpino y Dimieri (1992) del orden del 40% para el basamento adyacente.

Cálculos de elipses de deformación en base a la geometría de trazas fósiles

deformadas en formaciones de los Grupos Curamalal y Ventana han dado valores de aplastamiento del orden del 40% (Dimieri y Japas, 1986; von Gosen et al., 1990). El análisis geométrico del plegamiento ha permitido calcular el acortamiento de las capas en un sector del Abra de la Ventana (Formación Napostá) el cual supera valores del 45% (fig. 4). El aplastamiento sufrido por la Formación Sauce Grande es también del orden del 40% (Massabie y Rossello, 1985; von Gosen et al., 1990) medido en función de la curvatura de las superficies de clivaje sobre los clastos. Los valores de aplastamiento para rocas del Grupo Pillahuincó oscilan entre 15% y 35% (Japas, 1989a) y el acortamiento geométrico, calculado a partir del plegamiento de las Formaciones Piedra Azul, Bonete y Tunas en una transecta ubicada en la Sierra de las Tunas, alcanza un 11% (Japas, 1986).

Estudios basados en la cristalinidad de la illita y en la recristalización del cuarzo indican

que la deformación en las Sierras Australes ha sido acompañada por un metamorfismo que ha alcanzado el grado bajo (facies de esquistos verdes) en los sectores occidentales y disminuye hacia el este donde predomina el grado muy bajo o anquimetamorfismo (von Gosen y Buggisch, 1989; von Gosen et al., 1991), aunque algunos autores consideran que las formaciones más orientales pertenecientes al Grupo Pillahuincó caerían en el dominio de la diagénesis (Iñiguez Rodríguez, 1969; Iñiguez Rodríguez y Andreis, 1971; Andreis et al., 1989).

EDAD DE LA DEFORMACIÓN

En base a evidencias de campo y a la posible edad Ordovícica de las Formaciones

basales de la secuencia sedimentaria (Grupo Curamalal), Harrington (1947) postula una probable edad Precámbrica para el conjunto del basamento cristalino de las Sierras Australes.

Figura 8. Fotografía que muestra el corrimiento ubicado en cercanías del abra de la Rivera (ver mapa de la figura 7). N: Formación Napostá, B: Formación Bravard.


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Esto fue sostenido posteriormente entre otros por Cucchi (1966), Kilmurray (1968b), Harrington (1970), von Gosen et al. (1990, 1991). Sin embargo, a partir de estudios geocronológicos llevados a cabo con los métodos K-Ar y Rb-Sr sobre las rocas graníticas y riolíticas del basamento (Borrello y Venier, 1967; Cingolani y Varela, 1973; Varela y Cingolani, 1976; Massabie et al., 1999), la edad precámbrica de las rocas del basamento fue puesta en disputa dando lugar a la formulación de modelos estratigráficos diferentes (Kilmurray, 1975; Varela, 1978; Massabie et al., 1999).

Estudios geocronológicos recientes llevados a cabo mediante la técnica de U-Pb

SHRIMP en circones (Rapela et al., 2003) muestran que todas las unidades ígneas reconocidas en el complejo basamental, incluyendo a las riolitas, están confinadas al intervalo Neoproterozoico-Cámbrico Medio. Las edades más jóvenes a los 500 Ma obtenidas por los métodos de K-Ar y Rb-Sr fueron muy probablemente rejuvenecidas durante el evento de deformación principal responsable del levantamiento del orógeno en el Paleozoico Tardío. La milonitización de las rocas del basamento parece haber jugado un papel importante en este sentido, generando grados variables de movilidad de los elementos mayoritarios y traza, incluyendo a las REE (Grecco et al., 2000), por efecto de la deformación en presencia de fluidos y la probable apertura parcial de los sistemas K-Ar y Rb-Sr (von Gosen y Buggisch, 1989; von Gosen et al., 1990). De acuerdo a von Gosen et al. (1990), solamente en los paragneises identificados por ellos en el pie nororiental del Cerro Pan de Azúcar, es posible reconocer al menos dos deformaciones más antiguas que la deformación principal acaecida en el Pérmico. Estos autores describen una primitiva foliación que rodea y se anastomosa alrededor de pliegues isoclinales con ejes de rumbo variable entre las direcciones NE-SO y NO-SE. Interpretaciones realizadas por Varela et al. (1990) a partir de dataciones radimétricas en el granito de Aguas Blancas sugieren un evento deformacional acaecido durante el Precámbrico superior (Brasiliano).

El resto de las rocas basamentales presentan sólo evidencias de un único evento

tectónico que deformó conjuntamente el basamento y la cubierta sedimentaria y dió lugar a la configuración actual de la cadena montañosa. Este evento ha sido asignado al intervalo entre el Pérmico Medio y el Triásico sobre la base de argumentos estratigráficos, estructurales y mediante la correlación de eventos con la Cadena del Cabo en Sudáfrica (Keidel, 1916; Schiller, 1930; Harrington, 1947; Varela, 1978; Japas, 1989b; von Gosen et al., 1990; Cobbold et al., 1991). Estudios estratigráfico-estructurales y paleomagnéticos recientes (Rossello et al., 1993; López-Gamundí et al., 1995; Tomezzoli y Vilas, 1999; Tomezzoli, 2001) sobre las rocas más jóvenes de la cubierta (Grupo Pillahuincó), sugieren que la deformación podría haberse iniciado ya durante el Pérmico Temprano. MODELOS TECTÓNICOS

Desde el punto de vista estructural se han planteado dos estilos contrapuestos de deformación tectónica. En este sentido, a la idea de amplios corrimientos sugeridos en principio por Keidel (1916) y Schiller (1930), se antepuso el esquema de plegamiento puro postulado por Harrington (1947). Algunas investigaciones regionales sobre la estructura realizadas a partir de la década del 80 apoyan la idea de que los corrimientos tienen gran importancia en la conformación de la cadena montañosa (Cobbold et al., 1986, 1991; von Gosen et al., 1990, 1991). Se debe notar que similar camino tomaron las investigaciones estructurales en la Cadena del Cabo de Sudáfrica, emparentada con las Sierras Australes en tiempos gondwánicos, donde en los últimos años se ha reconocido el rol decisivo que han ejercido los sistemas de corrimientos (Booth y Shone, 2002). Un aspecto que se debe considerar como esencial en el análisis tectónico es que el basamento ha participado de la deformación formando parte de los núcleos de grandes estructuras y siendo milonitizado y corrido sobre la cubierta sedimentaria dando contactos invertidos. También debe considerarse que se han descripto para las sierras más orientales (Grupo Pillahuinco) estructuras de menor intensidad (Harrington, 1947; Furque, 1973; Japas, 1986) interpretándose un atenuamiento de la deformación hacia el noreste, y como es de suponer, hacia las secuencias más superficiales, esto es, Formación Tunas de carácter sinorogénico (Japas, 1989b; Cobbold et al., 1991;


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López-Gamundi et al., 1995). Desde un punto de vista geotectónico, se han postulado diferentes escenarios para las

Sierras Australes, algunos de ellos sintetizados por Turner (1975). Du Toit (1927) consideró a las Sierras Australes como parte de un geosinclinal que denominó Samfrau del que formaban parte varios continentes. Posteriormente, a la hipótesis de un surco geosinclinal deformado con control del zócalo y disarmonía estructural planteada por Borrello et al. (1969) se antepusieron las ideas de Harrington (1970) de una cadena intracratónica o aulacogénica plegada. Ramos (1984) propuso que las Sierras Australes responden a un modelo de cadena plegada y corrida en respuesta a la colisión de un continente patagónico con el continente Gondwana con una

dirección de convergencia desde el sudoeste. Este modelo se opone al postulado para los Andes Centrales por Dalmayrac et al. (1980) caracterizado por un cizallamiento levógiro regional entre Gondwana y un continente sudpacífico.

Cobbold et al. (1985, 1986,

1991), Japas (1989b, 1995, 1999) y Sellés Martínez (1986, 1989) interpretan que las Sierras Australes se desarrollaron a partir de transcurrencia litosférica asociada a un margen convergente que ha generado deformación transpresiva, aunque en estos trabajos no hay coincidencia en cuanto a la orientación regional del fallamiento transcurrente inferido. Por otro lado, von Gosen et al. (1990, 1991) y López-Gamundí et al. (1995) entre otros, interpretan que las Sierras Australes representan una cadena montañosa plegada y corrida de antepaís asociada a un margen convergente ubicado al sudoeste. Rapela et al. (2003) sugieren que, luego de un rifting cámbrico que iniciaría la etapa de supercontinente del sudoeste de Gondwana, los sedimentos paleozoicos de las Sierras Australes se habrían depositado en un margen pasivo. En tiempos Pérmicos la compresión generada por subducción en el margen proto-Andino habría deformado a las Sierras Australes en un ambiente de retroarco.

Es claro que los modelos

geotectónicos están sustentados en varias disciplinas geológicas, pero si ponemos énfasis en el punto de vista estructural, esto es analizando la pertinencia de los elementos estructurales presentes en las Sierras Australes, se puede considerar la firmeza de las distintas hipótesis que intentan explicar la génesis montañosa.

La orientación del plegamiento, incluyendo su diseño curvo en el sector noroeste, del

Figura 9. Estructuras menores que se corresponden con el evento tectónico responsable del plegamiento. Grietas escalonadas en una zona de cizalla derecha orientada con alto ángulo respecto del eje de pliegue (lápiz). La pínula marca el norte.


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diaclasamiento asociado, de la foliación de plano axial y la vergencia de las estructuras en toda la extensión de las Sierras de Curamalal y de la Ventana indican un movimiento unívoco de la masa rocosa hacia el noreste apoyando la idea de una convergencia normal. Adicionalmente, el atenuamiento del plegamiento en las capas más jóvenes del Grupo Pillahuincó, y por ende más superficiales, su a veces incipiente vergencia hacia el sudoeste y la consecuente formación de zonas triangulares (Dimieri y Di Nardo, 1995; Dimieri y Di Nardo, 1998; Tomezzoli y Cristallini, 1998), sugieren la presencia de un frente montañoso relacionado a un cinturón plegado y corrido de antepaís o retroarco.

En contraposición, el diseño en arco del sector noroeste de las Sierras Australes ha

permitido interpretar movimientos transcurrentes de importancia regional, ya sea de desarrollo simultáneo con la estructura del cordón montañoso o posteriores a su formación dando lugar a una estructura oroclinal. La hipótesis de movimientos transcurrentes está apoyada principalmente por la presencia de lineaciones con orientaciones oblicuas al rumbo de la foliación regional localizadas principalmente en el basamento y particularmente en la región del Co. Pan de Azúcar y del llamado lineamiento de Sauce Chico, como así también el hallazgo de bandas de cizalla ubicadas en limbos invertidos de pliegues del Grupo Ventana que indicarían desplazamientos de rumbo, y también clivaje transecto a ejes de pliegues en las capas más jóvenes, sintectónicas del Grupo Pillahuincó, entre otras estructuras.

El fallamiento transversal de alto ángulo que afecta a toda la cadena montañosa y que

genera escaso desplazamiento horizontal puede ser considerado viable en cualesquiera de los modelos mencionados. Cabe destacar que no se han descripto fallas transcurrentes que hayan provocado desplazamientos de importancia regional.

Finalmente debemos indicar que son escasos hasta el presente los mapeos de detalle

con descripciones rigurosas de las estructuras tectónicas dominantes en las Sierras Australes como son el plegamiento, el fallamiento, la foliación de plano axial con sus lineaciones, y el diaclasamiento, y sin ellos no es posible evaluar adecuadamente las distintas interpretaciones tectónicas que se han propuesto en las últimas décadas. REFERENCIAS Amos, A.J. y Urien, C.M., 1968. La falla "Abra de la Ventana" en las Sierras Australes de la provincia de

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estructura de las sierras australes · foliación milonítica como las lineaciones de estiramiento...

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