hoja geológica 3169-ii san josé de jáchal

Programa Nacional de Cartas Geológicasde la República Argentina

ISSN 0328-2333

Hoja Geológica 3169-IISan José de Jáchal

Provincias de San Juan y La Rioja

Guillermo Furque, Pablo D. González y Marcelo F. Caballé

Recursos Minerales: Luis Pérez, Raúl Cardó, Marta Godeas,Alejandro Conde y Juan C. Pucci

Supervisión: Luis Fauqué

Boletin Nº 259Buenos Aires - 2003

1:250.0001:250.000

Extremo sur del cerro Alumbre. Depósitos de la Formación Yerba Loca que engloban cuerpos olistolíticos calcáreosde la Formación La Laja. En primer plano, el valle del río Jáchal.

Programa Nacional de Cartas Geológicasde la República Argentina

1:250.000

Hoja Geológica 3169-II

San José de Jáchal

Provincias de San Juan y La Rioja

Guillermo Furque, Pablo D. González y Marcelo F. Caballé

Recursos Minerales: Luis Pérez, Raúl Cardó, Marta Godeas,Alejandro Conde y Juan C. Pucci

Supervisión: Luis Fauqué

SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINOINSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

Boletín Nº 259Buenos Aires 2003

Referencia bibliográfica

FURQUE, G., P. GONZÁLEZ, M. CABALLÉ, L. PÉREZ, R. CARDÓ,M. GODEAS, A. CONDE y J. C. PUCCI, 2003. Hoja

Geológica 3169-II, San José de Jáchal. Provincias de San Juan yLa Rioja. Instituto de Geología y Recursos Minerales, ServicioGeológico Minero Argentino. Boletín 259- 76 p. Buenos Aires.

ISSN 0328-2333Es propiedad del SEGEMAR • Prohibida su reproducción

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CONTENIDO

RESUMEN ........................................................................................................ 1

ABSTRACT ........................................................................................................ 2

1. INTRODUCCIÓN ........................................................................................................ 3

2. ESTRATIGRAFÍA ........................................................................................................ 4

2.1. SIERRAS PAMPEANAS OCCIDENTALES .......................................................................... 4

2.1.1 Paleozoico ........................................................................................................ 4

2.1.1.1 Ordovícico temprano ........................................................................................................ 4

Complejo Valle Fértil .............................................................................................. 4

Formación Cerro Blanco ........................................................................................ 10

2.1.1.2 Carbonífero-Pérmico ........................................................................................................ 10

Grupo Paganzo ........................................................................................................ 10

Formaciones Guandacol y Tupe ............................................................................. 10

Formación Patquía ................................................................................................. 14

2.1.2 Mesozoico ........................................................................................................ 15

2.1.2.1 Triásico ........................................................................................................ 15

2.1.2.1.1 Triásico inferior ........................................................................................................ 15

Formación Talampaya ............................................................................................ 15

Formación Tarjados................................................................................................ 15

2.1.2.1.2 Triásico medio ........................................................................................................ 15

Formación Chañares .............................................................................................. 15

2.1.2.1.3 Triásico medio-superior ................................................................................................. 16

Grupo Agua de la Peña .......................................................................................... 16

Formación Ischichuca ..................................................................................... 16

Formación Los Rastros ................................................................................... 16

Formación Ischigualasto ................................................................................. 17

Formación Los Colorados ............................................................................... 19

Grupo Chiflón ........................................................................................................ 19

Formación Lomas Blancas ............................................................................. 19

Formación Río Chiflón .................................................................................... 20

Formación Baldecitos............................................................................................. 20

2.1.2.2 Cretácico inferior ........................................................................................................ 21

Formación Cerro Rajado ........................................................................................ 21

2.1.3 Cenozoico ........................................................................................................ 21

2.1.3.1 Neógeno ........................................................................................................ 21

2.1.3.1.1 Plioceno ........................................................................................................ 21

Formación Angosturas ........................................................................................... 21

2.1.3.2. Cuaternario ........................................................................................................ 22

2.1.3.2.1 Pleistoceno ........................................................................................................ 22

Formación Vichigasta............................................................................................. 22

Formación Catinzaco ............................................................................................. 22

2.1.3.2.2 Holoceno ........................................................................................................ 23

2.2 PRECORDILLERA CENTRO-ORIENTAL............................................................................. 23

2.2.1 Paleozoico ........................................................................................................ 23

2.2.1.1 Cámbrico medio ........................................................................................................ 23

Formación La Laja ................................................................................................. 23

2.2.1.2 Cámbrico superior ........................................................................................................ 23

Formación San Roque ............................................................................................ 23

2.2.1.3 Ordovícico inferior ........................................................................................................ 23

Formación San Juan ............................................................................................... 23

2.2.1.4 Ordovícico inferior-medio ..................................................................................................... 27

Formación Gualcamayo ......................................................................................... 27

2.2.1.5 Ordovícico medio-superior ................................................................................................... 29

Formación Los Azules ........................................................................................... 29

Formación Sierra de La Invernada ........................................................................ 29

Formación Yerba Loca ........................................................................................... 30

Cuerpos ígneos básicos .......................................................................................... 30

2.2.1.6 Ordovícico superior-Silúrico superior ................................................................................... 32

Grupo Tucunuco ..................................................................................................... 32

Formación La Chilca ...................................................................................... 32

Formación Los Espejos ................................................................................... 32

2.2.1.7 Devónico ........................................................................................................ 33

Grupo Gualilán ....................................................................................................... 33

Formación Talacasto ....................................................................................... 33

Formación Punta Negra ................................................................................. 33

2.2.1.8 Carbonífero-Pérmico ........................................................................................................ 35

Grupo Quebrada del Volcán ................................................................................... 35

Formación Volcán ........................................................................................... 35

Formación Panacán ........................................................................................ 35

Formación Ojo de Agua .................................................................................. 36

2.2.2 Mesozoico ........................................................................................................ 36

2.2.2.1 Triásico ........................................................................................................ 36

Formación Cañón Colorado ................................................................................... 36

2.2.2.2 Cretácico superior ........................................................................................................ 36

Neck basáltico ....................................................................................................... 36

2.2.3 Cenozoico ........................................................................................................ 37

2.2.3.1 Paleógeno-Neógeno inferior ................................................................................................. 37

Grupo Río Huaco ................................................................................................... 37

Formación Vallecito ........................................................................................ 37

Formación Cerro Morado ............................................................................... 37

Formación Cauquenes .................................................................................... 38

2.2.3.2 Neógeno ........................................................................................................ 38

2.2.3.2.1 Mioceno inferior-Plioceno ............................................................................................. 38

Grupo Pontón Grande ............................................................................................ 38

Formación Río Salado ..................................................................................... 38

Formación Quebrada del Jarillal ..................................................................... 39

Formación Huachipampa ................................................................................ 39

Formación Quebrada del Cura ....................................................................... 40

Formación Río Jáchal ..................................................................................... 40

Formación Mogna ........................................................................................... 40

Formación Rodeo ................................................................................................... 41

Cuerpos ígneos subvolcánicos ............................................................................... 41

Formación Cuculi ................................................................................................... 41

Formación El Corral ............................................................................................... 42

2.2.3.3 Cuaternario ........................................................................................................ 42

2.2.3.3.1 Pleistoceno ........................................................................................................ 42

Depósitos de abanicos aluviales antiguos............................................................... 42

2.2.3.3.2 Holoceno ........................................................................................................ 42

Depósitos de abanicos aluviales actuales ............................................................... 43

Depósitos de médanos actuales ............................................................................. 43

Depósitos de salitrales y barreales ......................................................................... 43

Depósitos de aluvios actuales ................................................................................ 43

3. TECTÓNICA ........................................................................................................ 45

SIERRAS PAMPEANAS OCCIDENTALES........................................................................... 45

PRECORDILLERA CENTRAL ................................................................................................ 45

PRECORDILLERA ORIENTAL............................................................................................... 47

4. GEOMORFOLOGÍA ........................................................................................................ 49

5. HISTORIA GEOLÓGICA ........................................................................................................ 50

6. RECURSOS MINERALES ........................................................................................................ 52

6.1. Introducción ........................................................................................................ 52

84 Hoja Geológica 3169-II

6.2. Yacimientos de minerales metalíferos ......................................................................................... 52

Cobre ........................................................................................................ 52

Hierro ........................................................................................................ 53

Oro ........................................................................................................ 53

Uranio ........................................................................................................ 59

6.3. Yacimientos de minerales industriales ......................................................................................... 60

Bentonita ........................................................................................................ 60

Calcita ........................................................................................................ 61

Calizas ........................................................................................................ 61

Cuarzo, Feldespato y Mica (vermiculita) ............................................................................. 62

Dolomías ........................................................................................................ 63

Minerales pesados en pegmatitas ......................................................................................... 63

Sulfatos de aluminio y magnesio ........................................................................................... 64

6.4. Combustibles sólidos ........................................................................................................ 64

Carbón ........................................................................................................ 64

Petróleo ........................................................................................................ 65

7. SITIOS DE INTERÉS GEOLÓGICO ............................................................................................... 65

BIBLIOGRAFÍA ........................................................................................................ 67

San José de Jáchal 1

RESUMEN

La Hoja 3169-II San José de Jáchal está situadaen el extremo nororiental de la provincia de San Juan,con excepción de un pequeño sector que se extien-de hacia el sur de la provincia de La Rioja. La Hojase desarrolla dentro del sector septentrional de lasPrecordilleras Central y Oriental y del extremo oes-te de las Sierras Pampeanas Occidentales. El ámbi-to precordillerano se caracteriza por un conjunto desierras de rumbo meridiano, separadas entre sí porangostos y extensos valles longitudinales, mientrasque los cordones orográficos de las Sierras Pam-peanas Occidentales tienen una marcada orienta-ción NO-SE. Entre ambas unidadesmorfoestructurales se interpone el valle del río Ber-mejo, que constituye la principal zona deprimida dela Hoja.

Las rocas más antiguas de la región son las me-tamorfitas de alto grado (facies anfibolita-granulita)del Complejo Valle Fértil, cuyo protolito se depositóen una cuenca marina profunda, luego metamorfizadoen el Ordovícico temprano. La intrusión de cuerposde granitoides ordovícicos (Formación Cerro Blan-co) en este basamento metamórfico, es una carac-terística de este sector de las Sierras PampeanasOccidentales que se extiende hacia el norte al Siste-ma de Famatina.

Los depósitos en la Precordillera comienzan conuna potente secuencia carbonática de plataforma(formaciones La Laja, San Roque y San Juan), cuyasedimentación se inició en el Cámbrico y continuóhasta el Arenigiano. Estas calizas y dolomías se ha-llan cubiertas por secuencias de lutitas negras grap-tolíticas (formaciones Gualcamayo y Los Azules) opor depósitos turbidíticos (formaciones Sierra de laInvernada y Yerba Loca) asignados, en general, alLlanvirniano-Caradociano. La Fase Guandacol (Or-dovícico medio) del Ciclo Orogénico Famatiniano fueinterpretada como un proceso diastrófico producidopor la colisión entre el terreno de la Precordillera yel margen occidental de Gondwana.

Las sedimentitas psamopelíticas silúricas (Gru-po Tucunuco) y devónicas (Grupo Gualilán) de am-biente de plataforma cubren a las anteriores secuen-cias con un patrón de ciclicidad producido por la in-teracción entre los cambios relativos en el nivel delmar, la subsidencia de la cuenca y la tasa de sedi-mentación.

El diastrofismo de la Fase Chánica, que se ma-nifestó hacia el final de la evolución del OrógenoFamatiniano (Devónico medio a superior), afectó alas secuencias sedimentarias del Paleozoico inferiory medio de la Precordillera y al basamento de las

Sierras Pampeanas Occidentales. En consecuencia,una discordancia angular de distribución regionalsubyace a las sedimentitas del Ciclo Gondwánico(Carbonífero-Pérmico), tanto continentales del Gru-po Paganzo (Sierras Pampeanas Occidentales) comomarino-continentales del Grupo Quebrada del Vol-cán (Precordillera).

Capas rojas continentales de los grupos Aguade La Peña y Chiflón ocupan distintos sectores delhemigraben de Ischichuca-Ischigualasto. La evolu-ción de esta cuenca comenzó durante la distensióncortical generalizada ocurrida en el continente deGondwana a partir del Triásico. La sedimentacióncontinental continuó durante el resto del Mesozoicocon la depositación de bajadas aluviales (FormaciónCerro Rajado) en la zona de pie de monte de cuen-cas intermontanas. La evolución del Orógeno Andi-no hacia fines del Paleógeno y durante el Neógeno,estuvo caracterizada por el desarrollo de las cuen-cas de antepaís del Bermejo y de “piggyback” deIglesia-Las Flores-Rodeo. Una potente secuencia desedimentitas epiclásticas sinorogénicas con interca-laciones piroclásticas (Grupo Pontón Grande y for-maciones Cuculí y El Corral) rellenan la cuenca delBermejo. En la Cuenca de Iglesia-Las Flores-Ro-deo los depósitos son de naturaleza similar, pero ca-recen de piroclastitas y tienen, en cambio, abundan-tes manifestaciones salinas y de diatomitas.

A partir del Mioceno superior y hasta el Holoce-no se registran varias secuencias continentales flu-viales y de abanicos aluviales en los bolsonesintermontanos que constituyen en general, la actualfisonomía de la región.

La estructura de la Precordillera Central se ca-racteriza por un conjunto de sobrecorrimientos derumbo meridiano y vergencia oriental, mientras queen la Precordillera Oriental los sobrecorrimientos,de igual rumbo submeridiano, son de vergencia oc-cidental. Sobre el borde oriental del valle del río Ber-mejo, los bloques de basamento de las Sierras Pam-peanas presentan una tectónica de corrimientos derumbo NO-SE a submeridiano y de vergencia occi-dental.

Geomórficamente se destaca el desarrollo de ex-tensas bajadas aluviales, de playas de bolsón y demédanos. Como rasgo sobresaliente, la actual plani-cie aluvial del río Bermejo se interpone con un am-plio desarrollo entre la Precordillera y las SierrasPampeanas.

Se explotan en la Hoja diversos minerales in-dustriales, como bentonita, calcita y cuarzo-feldes-pato. Entre los minerales metalíferos se destaca eldistrito aurífero de Gualilán, cuyos recursos estaríanparcialmente agotados.


ABSTRACT

The 3169-II Geological Sheet, San José deJáchal, is located in the northeast region of San JuanProvince and in a small zone in the south of La RiojaProvince. The Geological Sheet is placed in theEastern and Central Precordillera and in the west ofthe Western Sierras Pampeanas. The Precordillerais characterized by a north-south trend of hills andthe Sierras Pampeanas by a NW-SE trend of hills.The Bermejo river valley, the deepest region of thearea, is interposed beetwen them.

The Early OrdovicianValle Fértil Complex iscomposed of high grade metamorphic rocks (anphy-bolite to granulite facies) in which the protolith was aflysh-like marine sequence. The Ordovician CerroBlanco Granitoids intruded the metamorphic complex.

In the Precordilleran outcrops begin with a thickplatform carbonatic sequence (Cambrian to Arenigian),belonging to La Laja, San Roque and San Juan Forma-tions. These limestones and dolostones are coveredby Llanvirnian to Caradocian graptholitic black shales(Gualcamayo-Los Azules Formations) and turbiditicflysh (Sierra de La Invernada-Yerba Loca Forma-tions). The Guandacol Phase (Middle Ordovician),which belong to the Famatinian Orogenic Cycle, wasinterpreted like a colision between the Precordilleraand the western margin of Gondwana.

The Lower Ordovician deposits are covered bya thik muddy shelf sequence, belong to the Tucunuco(Silurian) and Gualilán (Devonian) Groups. The Chá-nica Phase (Upper to Middle Devonian) which deve-loped at the end of the Famatinian Cycle, strainedthe Middle and Lower Paleozoic units in the Precor-dillera and Sierras Pampeanas. A regional uncon-formity lies below the continental (Paganzo Groupfrom Sierras Pampeanas) to marine-continental(Quebrada del Volcan Group from Precordillera)Carboniferous-Permian sedimentary sequences.

Triassic continental red beds (Agua de la Peñaand Chiflón Groups) were accumulated in a basininterpreted as a half-graben (Ischichuca-Ischigua-lasto Basin) and developed in an extensional tectonicregime in the Gondwana continent. During Mesozoictimes, aluvial fan deposits flew to the bolsones basin(Cerro Rajado Formation).

The foreland Bermejo Basin and the Iglesia-LasFlores-Rodeo Piggy-back basin, belonging to theAndean subduction, were filled by thick sinorogenicsequence. In the Bermejo Basin, the sinorogenicsedimentites of the Ponton Grande Group (Oligo-cene-Miocene) are interlayered with ash rain depo-sits. The sinorogenic sequence from the Iglesia-Ro-deo basin is interlayered with fine grained diatomiticdeposits. This characteristic and the absence of theash rain deposits represent the main differences fromthe Bermejo Basin.

The Central Precordillera is a thrust belt with anorth-south trend of strike and an eastern vergencewhile the Eastern Precordillera has a similar structurebut with a western vergence. The Sierras Pampea-nas is also a thurst belt but with a NW-SE trend ofstrike and a western vergence.

The landscape is characterized by a large alu-vial fan, playa-lake deposits, dunes and sand waves.The actual Rio Bermejo aluvial plain is well developedbetween the Precordillera and the Western SierrasPampeanas.

In the study area, mineral exploitation involvesquarries of industrial minerals, such as bentonite,calcite, quartz and feldspar. In addition, mineraliza-tions include the Gualilán gold district.

The Ischigualasto Park, well known as “MoonValley” (Valle de la Luna) has an important museumwith a great colection of dinosaur fauna. This faunahas been picked from the Triassic red beds ofIschichuca-Ischigualasto Basin.

El Parque Natural Provincial Ischigualasto, másconocido como Valle de La Luna, es un recurso turís-tico que despierta gran interés y tiene relevante im-portancia en la región. Se caracteriza por la presen-cia de un exhuberante paisaje de distintas geoformas

labradas por la acción abrasiva del viento, que le con-fieren una magnífica similitud con un paisaje lunar. Sumuseo cuenta con una importante colección de restosde dinosaurios triásicos extraídos de las capas rojasde la Cuenca de Ischichuca-Ischigualasto.


1. INTRODUCCIÓN

SITUACIÓN GEOGRÁFICA DE LA HOJA

La Hoja 3169-II, San José de Jáchal, se encuen-tra ubicada en la región norte de la provincia de SanJuan con extensión a un pequeño sector ubicado alsur de la provincia de La Rioja. Abarca parte de losdepartamentos Jáchal, Ullum, Angaco y Valle Fértil(San Juan) e Independencia (La Rioja).

Sus coordenadas geográficas límites son los pa-ralelos de 30°00’ y 31°00’ de latitud Sur y los meri-dianos de 67°30’ y 69°00’ de longitud Oeste. Abar-ca una superficie total de aproximadamente 16.000km2, en la cual están representados parte del sectorseptentrional de las Precordilleras Central y Orien-tal y el borde oeste de las Sierras Pampeanas Occi-dentales. Entre estas unidades morfoestructuralesse interpone el valle del río Bermejo.

NATURALEZA Y METODOLOGÍADEL TRABAJO

Esta Hoja Geológica fue realizada mediante con-venio suscripto entre la Secretaría de Minería de la

Nación y la Universidad Nacional de La Plata, conacuerdo específico entre la Dirección Nacional delServicio Geológico (actual IGRM) y la Facultad deCiencias Naturales y Museo.

Los trabajos consistieron fundamentalmente endos etapas: una previa de revisión y actualizaciónde la información existente (édita e inédita) y unasegunda de trabajos de campo. En esta última serevisaron y controlaron las áreas correspondientesa las Hojas a escala 1:200.000 ya publicadas, 18c(Jáchal), 19c (Ciénaga de Gualilán), 19d (Mogna),19e (Valle Fértil) y la inédita 18e (Paganzo), ade-más de relevarse los sectores sin información sis-temática (Hoja 18d, Huaco). Para la ejecución delos trabajos de actualización y de los nuevos rele-vamientos, en particular aquellos vinculados a ladefinición de los rasgos estructurales mayores, seutilizaron fotografías aéreas e imágenes satelitalesde diferentes escalas.

ANTECEDENTES BIBLIOGRÁFICOS

Debido a la gran cantidad de trabajos que exis-ten sobre la Precordillera y las Sierras Pampeanas,y para no realizar repeticiones innecesarias, los es-

Figura 1. Mapa de ubicación

Río Jáchal


tudios más destacables serán mencionados en el de-sarrollo de los diferentes capítulos. Para la consultade algún tema específico se remite al lector a la listabibliográfica al final de la memoria explicativa de laHoja.

2. ESTRATIGRAFÍA

Debido a las marcadas diferencias geológicasque existen entre la Precordillera Centro-Oriental ylas Sierras Pampeanas Occidentales, se analiza porseparado la estratigrafía de una y otra unidad mor-foestructural, con la excepción de los depósitos re-cientes que son tratados en conjunto.

2.1. SIERRAS PAMPEANASOCCIDENTALES

2.1.1. PALEOZOICO

2.1.1.1. Ordovícico temprano

COMPLEJO VALLE FÉRTIL (1)Gneises, anfibolitas, mármoles, rocas ultramáficas,granitos, pegmatitas y aplitas

Con el nombre de Grupo Valle Fértil, Bossi(1976) denominó a esta unidad en la Sierra de laHuerta. Posteriormente Cuerda et al. (1984)adoptaron el nombre de Complejo Valle Fértil, ob-servando las recomendaciones y sugerencias delCódigo Argentino de Estratigrafía. Esta unidad selocaliza únicamente en la sierra de Valle Fértil,ubicada en el sector oriental de la Hoja. Los aflo-ramientos comienzan en el norte de este cordónmontañoso en los cerros Caballo Anca y Platea-do, y desde allí se continúan hacia el sur por todoel núcleo principal de la sierra, con un rumbo ge-neral noroeste-sudeste. En el borde oriental delpie de sierra llegan hasta la latitud de Usno, mien-tras que por el oeste alcanzan la zona de LasMesillas. Desde Usno pasan a la Hoja Chamicaly siguen con dirección sudeste hacia Astica, mien-tras que por el oeste se internan en el extremonoreste de la Hoja San Juan, continuando en lasierra de La Huerta.

Debido a la complejidad mineralógica y estruc-tural de sus rocas, y a fin de unificar la cartografía ala escala considerada, se ha dividido al ComplejoValle Fértil en las siguientes cinco unidades litológi-cas de mapeo:

a. Mármoles (1a)

Son rocas poco abundantes dentro del comple-jo. Se presentan en cuerpos lensoidales expuestosen forma discontinua en el sector central y sur de lasierra, con un eje mayor de rumbo general NO-SE,e intercalados entre septos de gneises y anfibolitas,con los cuales guarda contactos netos y concordan-tes (fotos 1 y 2). Están constituidos por bancos demármoles de 1 a 2 m y hasta 25 m de espesor máxi-mo (Mirré, 1976).

Los mármoles son blancos, con variedades ce-lestes, rosadas y grises y el tamaño de grano esmediano a grueso. Están constituidos fundamental-mente por calcita y en menor proporción por cuar-zo. Tienen delgadas intercalaciones de niveles mássilicatados, en los que se ha observado diópsido, tre-molita-actinolita, biotita, granate y wollastonita ro-deada por una corona de cuarzo+calcita. En formaesporádica incluyen bolsadas y nidos de mineralestipo skarn, con buen desarrollo de cristales de calci-ta, epidoto, granate, hornblenda y diópsido, junto acuarzo y feldespatos intersticiales. Están cruzadosen forma irregular por guías y pequeñas venillas decuarzo, feldespatos y hornblenda.

b. Anfibolitas y rocas ultramáficas (1b)

Estas rocas caracterizan a una faja que de este aoeste ocupa el sector central de la sierra de Valle Fértil.Las anfibolitas yacen como cuerpos tabulares o lenti-culares de pocos metros a decenas de metros de po-tencia, con contactos transicionales y concordantescon los gneises (foto 3). Cuerpos de menores dimen-siones suelen hallarse como inclusiones, boudines ovenas delgadas intercaladas en los gneises y tambiéncomo septos y bloques rotados que conforman elmelanosoma de migmatitas agmatíticas. Tienen tex-tura granoblástica cuando son macizas onematoblástica cuando son moderada a fuertementefoliadas. Son negras o verdes, de grano fino a gruesoy están constituidas por hornblenda, diópsido, hipers-teno, plagioclasa, cuarzo, apatita, circón y mineralesopacos.

Las rocas ultramáficas son poco abundantes peropresentan una gran variedad composicional. Se hancitado gabronoritas, lherzolitas, websteritas (Cuerdaet al., 1984), noritas, harzburgitas y perknitas (Mirré,1976). Sus cuerpos son lenticulares, subcirculares yhasta ovoides, de pocos metros de espesor y algunasdecenas de metros de corrida. Se encuentran aloja-dos tanto en las anfibolitas como en los gneises, pre-


Foto 1. Mármoles del Complejo Valle Fértil, con pequeñas intercalaciones de anfibolitas, en la sierra de los Chávez. Obsérvenselas estructuras de boudinage en los bancos competentes de anfibolitas (de color negro).

Foto 2. Otra vista de los mármoles con intercalaciones de anfibolitas de la localidad anterior. Obsérvese el estilo de plegamientodisarmónico en los bancos de mármoles.


sentando contactos netos (Vujovich, 1994) o difusosy transicionales. Las rocas son negras o verde oscu-ras y su tamaño de grano varía de mediano a muygrueso. Tienen textura granoblástica metamórfica yno ofrecen rasgos mesoscópicos que definan algúntipo de estuctura planar u otra anisotropía. A escalamicroscópica presentan texturas ígneas relícticascomo ofítica - subofítica y cumulatos magmáticos deolivina serpentinizada; olivina + clinopiroxeno y olivi-na + clinopiroxeno + ortopiroxeno, que están rodea-dos por intercumulus de plagioclasa + minerales opa-cos + escaso piroxeno. Otra textura ígnea tardía yrelíctica es la coronítica (Villar Fabre, 1961; Mirré,1976; Rabbia, 1996; Baldo et al., 1999), en la cualcristales de olivina están rodeados por anillos de hi-persteno, diópsido-augita (a veces diálaga) y hornblen-da. Sobre esta última, se han desarrollado simplectitasde espinela verde, clinopiroxeno y escasa plagiocla-sa. Rabbia (1996) interpretó un emplazamiento sin-tectónico de los cuerpos máficos-ultramáficos con-temporáneo con el metamorfismo regional en faciesanfibolita del Complejo Valle Fértil. Los cuerpos má-ficos-ultramáficos habrían aportado el calor extra ne-cesario para elevar el grado metamórfico desde fa-cies anfibolita hasta granulita.

c. Gneises granodioríticos y tonalíticos cono sin granate (1c)

Dominan en casi toda la sierra de Valle Fértil.Los gneises tonalíticos están más desarrollados enuna amplia faja centro-oeste que llega hasta el valledel río Bermejo, mientras que los granodioríticos es-tán restringidos a una estrecha faja oriental. El con-tacto entre ambos tipos de gneises es transicional,hecho que dificulta su separación en el campo. Es-tán intercalados con bancos y lentes de anfibolitas yde gneises con biotita, granate, cordierita y sillimani-ta. Los contactos con estas rocas son concordantese igualmente transicionales y los límites entre loscuerpos son difíciles de identificar, existiendo unaamplia faja de rocas intermedias entre uno y otrotipo litológico (foto 5).

El tamaño de grano de los gneises es mediano agrueso y tienen una marcada foliación definida por laorientación de láminas individuales y trenes de biotitao por la alternancia de bandas leucocráticas y mela-nocráticas (foto 6). Las folias claras son cuarzo-fel-despáticas con escasas laminillas de biotita orientaday pocos porfiroblastos de granate. Su textura esporfiroblástica con mátrix granoblástica. Las foliasoscuras son ricas en biotita, a la cual en ocasiones se

asocia escasa hornblenda o hipersteno, más apatita ycircón. Los porfiroblastos de granate son raros o es-tán ausentes. Su textura es lepidoblástica cuando labiotita es muy abundante a granolepidoblástica cuan-do presenta intercrecimientos de granos de cuarzo yfeldespatos.

d. Gneises biotítico-granatíferos con cordie-rita y/o sillimanita (1d)

Los afloramientos constituyen angostas fajas dedirección NO-SE, que están ubicadas en la regióncentro-austral de la sierra de Valle Fértil y se conti-núan hacia el sur en la sierra de La Huerta.

Estos gneises están intercalados con los gnei-ses tonalíticos y granodioríticos con los cuales pre-sentan pasajes transicionales. Tienen un tamaño degrano mediano a grueso y presentan una fuerte fo-liación definida por trenes orientados de biotita o porla alternancia de bandas claras y oscuras. Las pri-meras son finas, de 0,2 a 0,3 cm y hasta 1 cm deespesor, pueden ser continuas con forma tabular odiscontinuas con forma lensoidal y su composiciónprincipal es granodiorítica. Están formadas por cuar-zo, plagioclasa, feldespato alcalino, granate, cordie-rita, abundante circón y escasa biotita (foto 4). Latextura de estas folias es porfiroblástica de mátrixgranoblástica Las bandas melanocráticas, algo másgruesas que las claras, son continuas con forma ta-bular o lensoidal y están constituídas por biotita, silli-manita, apatita, circón, magnetita y escasa cordieri-ta y granate. Su textura es lepidoblástica esquistosaa granolepidoblástica (foto 7).

e. Granitos, aplitas y pegmatitas (1e)

Afloran en toda la sierra de Valle Fértil, perosólo se han mapeado aquellos cuerpos que por susdimensiones y continuidad pudieron ser representa-dos a la escala de trabajo.

Los cuerpos de granito son lenticulares, contí-nuos o arrosariados y su rumbo (N 310°-N 330°) escoincidente con la orientación de las estructurasmayores de la sierra. Los contactos con las rocasde caja son concordantes y netos cuando se trata deanfibolitas, mientras que son transicionales cuandola roca que los contiene es gneisica. Son granitosleucocráticos a hololeucocráticos rosados de granofino, con abundante cuarzo anhedral con extinciónondulosa, feldespato alcalino, plagioclasa y escasabiotita. Presentan una incipiente a leve foliación de-finida por el estiramiento de agregados de cuarzo,


Foto 3. Intercalación de un banco de anfibolitas en gneisesgranodioríticos del Complejo Valle Fértil en la quebrada de la

Sierra.

Foto 4. Detalle de los gneises biotítico-granatíferos con cor-dierita de la quebrada de la Cuesta. Obsérvese el tamaño delos agregados de cordierita (azul-violáceo) y de los porfiro-

blastos de granate (rojo).

Foto 5. Gneises granodioríticos y tonalíticos con granate del Complejo Valle Fértil en la quebrada de la Cuesta.


microclino y plagioclasa y por la orientación de lasmicas paralela a los bordes de los cuerpos. La tex-tura es microgranosa, por lo que en algunos casosson rocas difíciles de distinguir de las aplitas.

También se han identificado granitos grises, degrano mediano a grueso y con abundante cuarzo,feldespatos y biotita cloritizada a la que se asocianapatita y minerales opacos. La textura granosa ori-ginal se ha transformado parcialmente en una de tipogranoblástica, con una débil foliación definida por laalternancia de agregados cuarzo-feldespáticos y tre-nes continuos de láminas de biotita.

Las pegmatitas se presentan como diques ocomo cuerpos ovoidales de menores dimensiones quelos granitos. Sus espesores varían de 2 a 3 metroshasta 30 o 40 metros y sus longitudes no superan los40 a 50 metros (Cuerda et al., 1984). Tienen con-tactos netos o transicionales con las rocas de caja ypueden ser zonadas o masivas. Están constituidaspor cuarzo que se presenta como grandes masascristalinas o lechosas o como un intercrecimientográfico junto a grandes cristales de feldespato alca-lino pertítico. Minoritariamente los acompañan lámi-nas de muscovita y escasa biotita. Como mineralesaccesorios, Mirré (1971, 1976) mencionó columbita- tantalita, ilmenita, magnetita, allanita, monacita yberilo.

Las aplitas se encuentran como diferenciadosdentro de los granitos y pegmatitas o como venas,filones y diques de pequeño tamaño que cortan a lasrocas de caja.

Metamorfismo y edad del Complejo Valle Fértil

El Complejo Valle Fértil fue afectado por unmetamorfismo regional en facies anfibolita, con unclímax metamórfico en facie granulita, producido porla intrusión sintectónica de cuerpos de rocas máfi-cas-ultramáficas. Internamente los cuerpos desarro-llaron texturas coroníticas subsólidas alrededor delos cumulatos magmáticos (Rabbia, 1996) y en lasrocas de caja se produjo la anatexis regional de losgneises con granate-sillimanita y la formación demigmatitas. Las condiciones termobáricas calcula-das por Baldo et al. (1999) para la etapa coroníticason de 690° ± 90°C y 4,1 ± 0,4 Kb. Luego del clímaxmetamórfico en facies granulita se produjo un meta-morfismo retrógrado en facies anfibolita, con dismi-nución de la presión y formación de cordierita en losgneises con granate-sillimanita.

Dos datos U-Pb SHRIMP (circón) fueron re-portados por Rapela et al. (2001) para el Complejo

Metamórfico Valle Fértil, uno para una migmatitacon granate de 465,9 ± 4,4 Ma y otro para unadiatexita con granate - cordierita de 466,5 ± 7,7 Ma.Estos datos fueron interpretados como la edad delpico termal del metamorfismo relacionado con laanatexis y la formación de migmatitas (Rapela etal., 2001). En Lomas de las Chacras (Sierra de laHuerta), sobre el borde sudoeste de la Sierra de ValleFértil, Baldo et al. (2001) determinaron una edad U-Pb SHRIMP (circón - migmatita estromatítica) de463 ± 2 Ma para el pico metamórfico, aunque concondiciones termobáricas de 769° ± 18°C y 12,1 ± 1Kb, de mayor temperatura y presión respecto de laSierra de Valle Fértil.

Los cuerpos máficos-ultramáficos tienen unaedad U-Pb SHRIMP de 478 ± 8 Ma (circón - gabrohornblendífero; Pankhurst et al., 2000) que puedeinterpretarse como la edad de cristalziaciónsintectónica con el metamorfismo de la rocas de caja.Sin embargo, esta edad es mayor que la obtenidapara el metamorfismo de la roca de caja (466 Ma)por Rapela et al. (2001). Esta situación podría rela-cionarse a que la intrusión fue pretectónica, o bien aque el metamorfismo de alto grado tuvo una exten-sión temporal considerable, como es común en nu-merosos orógenos (por ejemplo, Mezger et al., 1991)y a la dificultad en datar con precisión los picos me-tamórficos (Kröner y Williams, 1991).

Otros datos geocronológicos del Complejo Me-tamórfico Valle Fértil varían entre 800 ± 92 Ma(Azcuy y Morelli, 1979; Toubes, 1983; Cuerda etal., 1984). Dado que el método empleado es K-Ar(roca total) y que el rango de edades es muy amplioes difícil evaluar el significado geológico de los da-tos. Las edades comprendidas dentro del Protero-zoico posiblemente podrían pertenecer a procesosorogénicos que aún no fueron debidamente esclare-cidos para las metamorfitas de la Sierra de ValleFértil. En este sentido resulta también difícil de in-terpretar la isocrona Rb-Sr (roca total en ortognei-ses) de 963 ± 86 Ma dada a conocer por Varela etal. (1996). Algunos datos ordovícicos de ~461 Maen gneises (Cuerda et al., 1984) posiblemente pue-den interpretarse como edades de enfriamiento pos-teriores al pico metamórfico en facies granulita, mien-tras que otras edades más modernas (c. 92 Ma)carecen de algún significado geológico.

Sobre la base de los datos U-Pb SHRIMP deRapela et al. (2001) y Baldo et al. (2001) se asignaal rango 466 - 463 Ma (Ordovícico temprano) la edaddel metamorfismo regional y la deformación pene-trativa del Complejo Metamórfico Valle Fértil.


Foto 6. Detalle de la foto anterior. Obsérvense las bandas leucocráticas y melanocráticas ricas en granate y biotita,respectivamente.

Foto 7. Bandeamiento en gneises biotíticos granatíferos con cordierita del Complejo Valle Fértil en la quebrada de la Cuesta


Formación Cerro Blanco (2)Granodioritas, tonalitas y granitos macizos o leve-mente foliados

Los afloramientos de la Formación Cerro Blan-co (Bossi y Herbst, 1968) están ubicados en el sec-tor oriental de la Sierra de Valle Fértil y en la SierraBaja de los Portezuelos (foto 8). Hacia el norte, fue-ra del límite septentrional de la Hoja, continúan enlas sierras de Vilgo y Sañogasta.

La unidad está constituida principalmente porgranodioritas con biotita o biotita - hornblenda, tona-litas con hornblenda - biotita y escasos granitos (foto9). Cisterna y Toselli (1997) citaron la presencia degabros que no fueron identificados en el ámbito dela Hoja como las rocas más primitivas de la seriegranitoide.

En general los granitoides son grises, gris-rosa-dos o rosados, tienen un tamaño de grano mediano agrueso y son macizos a levemente foliados. Las ro-cas de caja son gneises, con los cuales resulta difícilcolocar un contacto neto y preciso, debido a que pa-san gradualmente (Cisterna y Toselli, 1997) de unaroca bandeada con abundantes inclusiones de anfi-bolitas, a una roca masiva de textura granosa y conmenor cantidad de enclaves. Al microscopio las gra-nodioritas están constituidas por plagioclasa subhedrala anhedral con maclas combadas y acuñadas, pormicroclino pertítico sin deformación y por cuarzo conextinción ondulosa. La biotita subhedral está com-bada, flexurada o acodada. Las variedades con hor-nblenda, esta es poiquilítica y forma glomérulos jun-to a las micas y los minerales accesorios, represen-tados por epidoto magmático, titanita, apatita, cir-cón, allanita y opacos. Las tonalitas están constitui-das por plagioclasa y cuarzo deformados, con esca-so microclino intersticial (< 1%). El anfíbol y la bio-tita forman glomérulos junto a la apatita, circón, mi-nerales opacos y en ocasiones junto a escaso orto-piroxeno.

Las características petrológicas y geoquímicasindican procesos de interacción y mezcla entre mag-mas básicos y ácidos, junto con cristalización frac-cionada y asimilación cortical (Toselli et al., 1988;Rapela et al., 1992; Toselli et al., 1996; Cisterna yToselli, 1997).

Los granitoides son calcoalcalinos (con gabros-dioritas primitivos ubicados en el campo toleítico) ymetaluminosos, con una tendencia a peraluminososleves (Rapela et al., 1992; Toselli et al., 1996; Cis-terna y Toselli, 1997), impronta característica de losarcos magmáticos continentales. En este sentido

están relacionados con el magmatismo de arco Fa-matiniano emplazado en dirección N-S a lo largo delborde sudoeste de Gondwana (Toselli et al., 1996,1997; Cisterna y Toselli, 1997; Pankhurst, et al.,2000; Toselli et al., 2002). Su emplazamientomesozonal está indicado por presiones de cristaliza-ción de los magmas de 3,6 Kbar (Rossi de Toselli etal., 1991; Cisterna y Toselli, 1997).

Edad

Una edad U-Pb SHRIMP circón de 470 ± 5Ma (Pankhurst et al., 2000) sobre una granodioritacon horblenda - biotita de la zona de La Majaditapermite ubicar en el Ordovícico Temprano al mag-matismo de arco representado por los graniotides dela Formación Cerro Blanco.

El Cuadro 1 sintetiza los datos de edades K-Ary Rb-Sr que existen sobre los granitoides y pegmati-tas de la Formación Cerro Blanco. El histograma defrecuencia de edades radimétricas de la Figura 2fue construído con los datos del Cuadro 1, demos-trando que existe una moda importante para la acti-vidad magmática durante el Ordovícico temprano (c.~475 Ma), que es consistente con el dato U-PbSHRIMP de 470 Ma.

2.1.1.2. Carbonífero-Pérmico

GRUPO PAGANZO

El Grupo Paganzo (Azcuy y Morelli, 1970;enmend Azcuy et al., 1979), tradicional unidad delcentro oeste de Argentina, está integrado por lasformaciones Guandacol, Tupe y Patquía.

Formaciones Guandacol y Tupe (3-4)Conglomerados, areniscas, areniscas feldespáticas,limolitas, arcilitas, fangolitas, lutitas y lutitas carbo-nosas

Los afloramientos de las formaciones Guandacoly Tupe (Frenguelli, 1944b) se disponen en formasaltuaria a lo largo de todo el borde occidental de lasierra de Valle Fértil y en el cerro Caballo Anca (foto10), al sudoeste de la Hoyada de Ischigualasto. Aflo-ramientos de menor importancia se encuentran enel extremo noreste de la Hoja, en la sierra Baja deLos Portezuelos. Debido a las dificultades para se-parar con certeza a las formaciones Guandacol yTupe en el campo, evaluando la escala de mapeoutilizada, se ha preferido considerarlas en conjunto.


Foto 8. Tonalitas de la Formación Cerro Blanco en la sierra Baja del Portezuelo. La roca está fuertemente foliada pordeformación, como se manifiesta por el estiramiento de enclaves microgranulares máficos.

Foto 9. Granodioritas de la Formación Cerro Blanco en elcamino al puesto Los Bretes. Obsérvense los megacristalesde feldespato alcalino (de hasta 5 cm de largo por 2 cm de

ancho) y los enclaves de anfibolitas de la roca de caja.


Foto 10. Estratos de las formaciones Guandacol y Tupe en el cerro Caballo Anca.

Foto 11. Formación de bad lands en pelitas y areniscas de la Formación Los Rastros.


Figura 2. Histograma de frecuencia de edades radimétricas de la Formación Cerro Blanco.

Proterozoicosuperior alto

Proterozoicosuperior alto

Cámbrico inferior

Cámbrico inferior

Cámbrico superior

Ordovícico inferior



Silúrico inferior

Silúrico inferior

Silúrico inferior



Ordovícico superior


Silúrico superior



Devónico inferior

Azcuy y Morelli,1979

Toubes, 1983

Cuerda et al., 1984

Galindo et al., 1996

Toselli et al., 1996

Sierra de Vilgo

Sierra de Vilgo

Sierra de Vilgo

Qda. de Cachiyuyo

Usno

Qda. del Tigre

Sur de San Agustín

Río San Juan(V.Fértil)

Qda. de Otarola

Qda. La Ramadita

Qda. La Tuna

Agua de losMorteritos

Usno

Qda. de Cachiyuyo

Qda. de Cachiyuyo

Qda. de Cachiyuyo

Sierra de Paganzo

Sierra de Paganzo

Sierra de Paganzo

K/Ar

K/Ar

K/Ar

K/Ar

K/Ar

K/Ar

K/Ar

K/Ar

K/Ar

K/Ar

K/Ar

K/Ar

isocrona Rb/Sr

errorcrona Rb/Sr

K/Ar

K/Ar

isocrona Rb/Sr

isocrona Rb/Sr

isocrona Rb/Sr

granitoide?

granitoide?

granitoide?

pegmatita

granodiorita

pegmatita

granodiorita

pegmatita

pegmatita

aplogranito

pegmatita

gneis macizo

pegmatita

pegmatita

pegmatita

pegmatita

granitoides

granitoides

granito

muscovita

roca total

biotita

roca total

biotita

muscovita

roca total

biotita

biotita

granate,feldespatoK,muscovita

muscovita,biotita,feldespatos

muscovita,biotita,feldespato K

muscovita,biotita,feldespato K

582 ± 15

574 ± 20

560 ± 20

530 ± 20

516 ± 20

487 ± 15

484 ± 15

475 ± 15

434 ± 15

434 ± 15

427 ± 15

461 ± 15

455 ± 3

437 ± 14

458 ± 11

409 ± 8

450 ± 7

456 ± 9

404 ± 37

PERIODOEDAD (Ma)MATERIALROCAMETODOLOCALIDADREFERENCIAS

Cuadro 1. Edades radimétricas de la Formación Cerro Blanco.


Corresponden parcialmente a la unidad queCuerda et al. (1984) denominaron Formación Tumi-nico en el sector de la quebrada homónima y queAzcuy y Morelli (1979) denominaran FormaciónLagares en el flanco occidental de la sierra dePaganzo. Actualmente, la Formación Tuminico fuereinterpretada como equiparable con el par de lasformaciones Guandacol-Tupe (Pazos, 1997).

La sucesión está constituída por conglomeradospolimícticos con clastos de rocas del basamento delComplejo Valle Fértil, areniscas cuarzo-feldespáti-cas y areniscas feldespáticas, lutitas, limolitas y ar-cilitas. Algunos estratos de pelitas son portadores declastos erráticos o “dropstones” y otros tienen algu-nas intercalaciones de delgados bancos carbonosos.

La secuencia cubre en discordancia angular alas metamorfitas del Complejo Valle Fértil y a losgranitoides de la Formación Cerro Blanco. Hacia eltecho están cubiertas en forma concordante, obser-vando un cambio gradual y transicional, por las sedi-mentitas de la Formación Patquía. De acuerdo alcriterio adoptado por Azcuy et al. (1987) el límiteentre las unidades está dado por el cambio de colorde sus rocas, reservándose los tonos verdes, amari-llo-verdosos y rosas para el par infrayacente de lasformaciones Guandacol-Tupe y los colores rojos parala Formación Patquía.

Fernández Seveso et al. (1990, 1991) realizaronun detallado análisis de las facies de las sedimenti-tas de la Cuenca de Paganzo. Determinaron que lasFormaciones Guandacol-Tupe se depositaron en unambiente continental de tipo fluvial, deltaico y palus-tre, los que alternaron con episodios glacifluvialesque dieron origen a los “dropstones”.

La unidad cuenta con un importante registropaleoflorístico. Cuerda et al. (1984) identificaron res-tos de Rhacopteris sp, Ginkgophyllum sp yBotrychiopsis sp., mientras que Azcuy y Ottone (1979)también identificaron una abundante flora en los nive-les carbonosos, entre los que identificaron Rhacopterisovata, Cordaites sp., Cordaicarpus, Botrychiopsisweissiana y varias especies de palinomorfos comoAncistrospora verrucosa, Verrucosisporitesminutus, Granulatisporites varigranifer,Raistrickia paganciana, Florinites flaccidus,Pustulatisporites papillosus, Retrusotriletesanfractus, entre otros. Con este material, junto al deotras localidades de la cuenca de Paganzo, Azcuy yOttone (1979) identificaron la Palinozona deAncistrospora del Carbonífero medio (Namuriano).Si bien este abundante contenido fosilífero permiterestringir temporalmente la edad de la unidad, no se

descarta que algunos niveles conglomerádicos estéri-les del tercio inferior de la secuencia puedan corres-ponder al Carbonífero inferior. De la misma forma,parte de los niveles cuspidales sin fósiles vegetales,podrían extenderse hasta el Carbonífero superior altoa Pérmico inferior bajo.

Formación Patquía (5)Limolitas, arcosas, areniscas, tobas, fangolitas yarcilitas

Los afloramientos de la Formación Patquía(Frenguelli, 1944b) acompañan en general a los delpar Guandacol-Tupe. Sólo se encuentran en dos lo-calidades del extremo noreste de la Hoja, uno está aaproximadamente 12 km al NNO de La Torre y elotro sobre la quebrada de La Desabrida. No se hanencontrado sedimentitas que puedan asignarse a estaformación en la zona de Caballo Anca, quebrada deTuminico o áreas aledañas.

Suprayace en forma concordante a la Forma-ción Tupe, pasándose en transición desde rocas ver-doso-amarillentas a las típicas rojas de la FormaciónPatquía. Hacia el techo está cubierta en discordan-cia por las sedimentitas de las formaciones Talam-paya-Tarjados (Triásico inferior).

La unidad está constituída fundamentalmente porcapas rojas en las que predominan los bancos deareniscas feldespáticas sobre las limolitas y lutitas.Es equivalente a la Formación La Colina de la sierrade Paganzo que fue estudiada por Azcuy y Morelli(1979), quienes identificaron los miembros Inferiory Superior en la quebrada de La Desabrida sobre elextremo norte de la sierra Baja de Los Portezuelos.En el Miembro Inferior predominan areniscas, limo-litas y fangolitas, mientras que en el Superior preva-lecen areniscas cuarzofeldespáticas con estratifica-ción entrecruzada. Ocasionalmente se intercalan le-chos de arcosas, conglomerados lenticulares y algu-nos bancos de tobas.

El análisis de facies realizado por FernándezSeveso et al. (1990, 1991) les permitió deducir unambiente de depositación fluvial entrelazado, con pa-sajes laterales a deltaico y barreal-lacustre. El climabajo el cual se habrían producido estos depósitos fuetemplado-cálido, con períodos áridos a semiáridos enlos cuales se depositaron importantes dunas eólicas.

No se han registrado hallazgos de restos fósilesdentro de la secuencia que permitan su correctaubicación cronoestratigráfica. Sin embargo, por cu-brir en concordancia a la Formación Tupe del Car-bonífero medio-superior y estar cubierta en discor-


dancia por las formaciones Talampaya-Tarjados delTriásico inferior, se la asignó al Pérmico s.l.

2.1.2. MESOZOICO

2.1.2.1. Triásico

2.1.2.1.1.Triásico inferior

Formación Talampaya (6)Conglomerados, areniscas, arcosas, limolitas ybrechas intraformacionales.

La Formación Talampaya (Romer y Jensen,1966) está expuesta en el río de La Peña, al O delvalle de La Luna, en una estrecha faja elongada NO-SE y también en el extremo NE de la Hoja, al nortedel poblado de La Torre.

Cubre en discordancia angular a las sedimenti-tas continentales del Grupo Paganzo o se apoya enrelación de no concordancia sobre los granitoides dela Formación Cerro Blanco. La Formación Tarjadosla cubre en forma concordante y transicional, aun-que en algunos sectores se interpretó que podríancorresponder a una variación litofacial lateral. En lazona de La Torre está cubierta en discordancia ero-siva por la Formación Lomas Blancas del GrupoChiflón (Triásico medio-superior). La misma rela-ción fue observada en la cuenca de Ischigualasto,pero con las formaciones Chañares e Ischichuca(Triásico medio).

La mitad inferior de la sucesión está constituídapor areniscas finas con estratificación entrecruzadae intercalaciones de niveles de conglomerados. Enel tramo superior dominan las areniscas de granomediano y las limolitas y además lleva intercalacio-nes de lentes de conglomerados y sabulitas. En al-gunos tramos de la secuencia se presentan bancosde brechas intraformacionales con clastos pelíticosa veces abarquillados, que denotan un escaso o nulotransporte.

Estos depósitos areno-conglomerádicos se ha-brían originado a partir de un sistema fluvial entrela-zado, con un pobre desarrollo de las planicies de inun-dación pelíticas (Martínez, 1994).

Debido a la ausencia de fósiles y de acuerdo asu posición en la secuencia como único argumentocronoestratigráfico, Azcuy y Morelli (1979) y Martí-nez (1994) la ubicaron en el Triásico inferior. Noobstante, Azcuy y Morelli (1979) no descartaron quela base de la unidad pueda extenderse hacia el Pér-mico superior alto.

Formación Tarjados (7)Areniscas, lutitas y conglomerados

Los afloramientos de la Formación Tarjados(Romer y Jensen, 1966) se encuentran en el río Aguade La Peña (sudoeste de la cuenca de Ischigualasto)en donde acompañan a los de la Formación Talam-paya.

Cubre en concordancia a la Formación Talam-paya con un contacto gradual y transicional. Stipani-cic y Bonaparte (1979) citaron un contacto discor-dante entre las formaciones Talampaya y Tarjados,el cual fue posteriormente reinterpretado como unasuperficie erosiva por Milana y Alcober (1994). Enalgunos sectores de la cuenca de Ischigualasto po-dría interpretarse que la Formación Tarjados consti-tuye el equivalente lateral de la Formación Talam-paya, debido a que su conglomerado de base traslapalos depósitos del sustrato neopaleozoico. El techo esuna superficie de discordancia erosiva sobre la quedescansan los depósitos de la Formación Chañares.

Según Romer y Jensen (1966), está constituídapor los miembros Inferior y Superior. El primero es decolores rojos y comienza con un conglomerado poli-míctico de base al que le siguen areniscas gruesascon laminación cruzada, las que se intercalan con ban-cos de lutitas. El Miembro Superior es de tonalidadesblanquecinas o rosadas y está constituído por arenis-cas que hacia el techo culminan con un nivel silicificadoque fue interpretado como un silcrete de un extensoperíodo de no depositación (Alcober, 1993).

El paleoambiente en el cual se depositó la uni-dad correspondió a un sistema fluvial de ríos entre-lazados con una abundante carga arenosa y un es-caso desarrollo de las facies pelíticas de planicie deinundación (Martínez, 1994). Milana y Alcober (1994)interpretaron a las formaciones Talampaya-Tarjadoscomo una “Secuencia de Primer Sinrift” asociada alos estadíos iniciales del desarrollo de una cuenca detipo hemigraben.

En la parte media de la secuencia se han encon-trado restos de vertebrados dicinodontes (Romer yJensen, 1966; Sill, 1969) que permiten ubicar a launidad en el Triásico inferior.

2.1.2.1.2. Triásico medio

Formación Chañares (8)Pelitas, areniscas y paleosuelos

Los afloramientos de la Formación Chañares(Romer y Jensen, 1966) constituyen una estrecha


faja de dirección NO-SE ubicada en el sector oestede la Cuenca de Ischigualasto.

De acuerdo a la interpretación de Milana yAlcober (1994), esta unidad forma parte de una úni-ca secuencia junto con la Formación Ischichuca, conla que tiene engranajes laterales graduales y transi-cionales. No obstante, la Formación Chañares re-presenta un subambiente marginal de diferente po-sición dentro del sistema depositacional desarrolla-do en la cuenca de tipo hemigraben. Suprayace endiscordancia erosiva a la secuencia de las formacio-nes Talampaya-Tarjados y está cubierta en formaconcordante con un contacto gradual y transicionalpor la Formación Los Rastros.

Está constituída por areniscas finas limosas y to-báceas, con escasas intercalaciones de limolitas, lascuales fueron depositadas en zonas marginales delhemigraben (lejos de la estructura de fallamiento prin-cipal) que estuvieron asociadas a planicies de inunda-ción maduras (Milana y Alcober, 1994) cortadas porescasos rellenos de canales arenosos o vinculadas adepósitos lacustres con desarrollo de paleosuelos.

Se han encontrado restos de reptiles que fueronestudiados por Romer (1966, 1967, 1969) y Bona-parte (1966, 1967). Entre las formas más importan-tes se pueden citar a Probelesodon lewisi, Chaña-resuchus bonapartei, Lagosuchus talampayensisy Marasuchus lilloensis, que permiten ubicar a laFormación Chañares en el Triásico medio bajo a alto.

2.1.2.1.3. Triásico medio-superior

GRUPO AGUA DE LA PEÑA

Bossi (1971) introdujo la denominación GrupoAgua de la Peña para las sedimentitas rojas conti-nentales integrantes de cuatro unidades formacio-nales (Ischichuca, Los Rastros, Ischigualasto y LosColorados), que formaban parte de las facies inter-nas de la cuenca de Ischichuca-Ischigualasto. Estedepocentro fue interpretado como una cuenca detipo rift (Rolleri y Criado Roqué, 1968; Stipanicic yBonaparte, 1979; Baraldo et al., 1990) y reciente-mente redefinido como la evolución de un hemigra-ben asimétrico (Milana y Alcober, 1994).

Formación Ischichuca (9)Lutitas negras no carbonosas y areniscas finas agruesas

Los afloramientos de la Formación Ischichuca(Frenguelli, 1944a), acompañan a los de la Formación

Chañares, con la cual engrana lateralmente. El tramocuspidal de la secuencia también tiene, en parte, en-granajes laterales con la Formación Los Rastros, aun-que mayormente ésta la cubre en concordancia, a tra-vés de un pasaje gradual en transición.

En algunos sectores de la cuenca, como en el ce-rro Caballo Anca, la Formación Ischichuca traslapa lasunidades subyacentes y se apoya directamente en dis-cordancia angular sobre la Formación Tarjados, e in-clusive al norte de esta localidad lo hace con la mismarelación sobre sedimentitas neopaleozoicas.

Está formada principalmente por bancos de luti-tas negras con intercalaciones muy subordinadas deareniscas que en general tienen un arreglo granode-creciente. En el tramo basal de la secuencia se hanregistrado intercalaciones de coladas de basaltosalmohadillados, que han sido correlacionados con laFormación Baldecitos.

El paleoambiente de depositación de esta uni-dad, que estuvo cerca de la estructura principal quemantuvo activo al hemigabren (Milana y Alcober,1994), fue de tipo lacustre con facies deltaicas su-bordinadas. Las formaciones Chañares-Ischichucafueron interpretadas por Milana y Alcober (1994)como una “Segunda Secuencia de la Primera Etapade Sinrift” que estuvo vinculada a la evolución de lacuenca de Ischichuca-Ischigualasto. Según estos au-tores, la presencia de pillow lavas no sólo señala laefusión de coladas subácueas de basaltos en algu-nos sectores de la cuenca, sino que también com-prueba una época de sinrift.

Esta unidad ha brindado abundantes y excelentesrestos de plantas fósiles, reptiles e icnitas. De acuerdoa las citas de Martínez (1994) se han hallado restos deuna abundante flora fósil constituída por Neocalamitescf. carrerei y varias especies de Dicroidium. Entrelos reptiles pueden citarse Probelesodon lewisi,Probelesodon minor, Chañaresuchus bonapartei,Lagosuchus talampayensis, Marasuchus lilloensisy Gracilisuchus stipanicicuorum.

Las huellas encontradas son tridáctilas bípedasy fueron asignadas por Bonaparte (1969) a un pro-bable reptil ornithischio. Sobre la base de todos es-tos restos paleobiológicos, la Formación Ischichucafua asignada al Triásico medio bajo a alto.

Formación Los Rastros (10)Lutitas negras carbonosas, mantos de carbón yareniscas finas a medias

La Formación Los Rastros (Frenguelli, 1944a)está expuesta en el sector central de la Cuenca de


Ischichuca-Ischigualasto, en una amplia faja orien-tada NO-SE de alrededor de 6 km de ancho.

El tercio basal presenta engranajes laterales conlas formaciones Chañares e Ischichuca, mientras quehacia arriba es cubierta en concordancia con un con-tacto gradual y transicional por la FormaciónIschigualasto, aunque Martínez (1994) citó un con-tacto de tipo concordante y neto.

Está constituída por ciclos rítmicos progradantesque hacia el techo presentan una tendencia generalgranocreciente (foto 11 en página 12). Cada ciclo deprogradación comienza con una capa de carbón o lutitacarbonosa, que pasa gradualmente a lutitas y areniscasfinas limosas con estructuras laminadas, ondulíticas oflaser (Milana y Alcober, 1994). Hacia arriba cambiana areniscas medias, ocasionalmente gruesas, con en-trecruzamientos. Sólo hacia el techo de la secuencia seregistran escasas intercalaciones de basalto que sonequiparables con la Formación Baldecitos.

Las ritmitas constituyen ciclos deltaicos progra-dantes sobre lagos someros (Martínez, 1994) quehabrían estado ubicados sobre el eje de la cuenca enlas partes de topografía más deprimida. Milana yAlcober (1994) interpretaron a la Formación LosRastros como una secuencia asociada a la “PrimeraFase de Post-Rift” vinculada al desarrollo del hemi-graben de Ischichuca-Ischigualasto.

Esta unidad ha brindado abundantes restos devegetales y polen, además de algunas huellas y es-casos restos de invertebrados y peces (Martínez,1994). Entre los géneros de plantas más importan-tes pueden citarse a Equisetites, Phillotheca,Neocalamites, Cladophlebis, Dicroidium, Xylop-teris, Yabeiella, Thinnfeldia, Podozamites, Baieray Cycadocarpidium. Los restos de vertebrados estánrepresentados por el pez paleonisciforme Myrilepiselongatus, mientras que los invertebrados más co-munes son Estheria y Palacomutela. Son igualmen-te importantes las icnitas de Rigalites ischigua-lastianus y huellas tridáctilas no determinadas.

Sobre la base de sus fósiles puede asignarse laFormación Los Rastros al Triásico medio alto.

Formación Ischigualasto (11)Areniscas feldespáticas y micáceas, conglomera-dos, tobas arcillosas, sabulitas, limolitas, bancoscarbonosos y paleosuelos

El área de mayor exposición de la FormaciónIschigualasto (Frenguelli, 1944a) se encuentra en elvalle de La Luna u hoyada de Ischigualasto, al oestede las Barrancas Coloradas. Es una faja NO-SE con

un ancho de afloramiento de aproximadamente 4 km,que hacia el sur culmina contra la estructura queactuó como borde austral de la cuenca (foto 12).

Su base está constituída por el ConglomeradoAgua de La Peña, un conglomerado polimíctico quecubre en forma concordante y neta a la FormaciónLos Rastros. Hacia el techo, en los sectores margi-nales de la cuenca, está cubierta en discordanciaerosiva por la Formación Los Colorados, aunque enlos sectores distales respecto de la zona de aporteesta unidad la cubre en forma concordante, obser-vándose un pasaje transicional.

Al igual que el resto de las unidades del GrupoAgua de la Peña, la Formación Ischigualasto pre-senta cambios laterales y verticales muy importan-tes (Alcober, 1993). Está constituída fundamental-mente por una sucesión de ciclos granodecrecientes(Martínez, 1994) que comienzan con areniscas me-dias a gruesas con entrecruzamientos en artesa, alas que siguen areniscas finas laminadas y culminancon limolitas laminadas que ocasionalmente se in-tercalan con bancos carbonosos o calcáreos. Tam-bién tiene intercalaciones de algunos bancos de es-caso espesor de tobas montmorilloníticas (Bossi,1970a,b).

En el tramo basal presenta intercalaciones decuerpos basálticos (Formación Baldecitos) que ori-ginalmente fueron interpretados como filones capapor Stipanicic y Bonaparte (1979), aunque actual-mente se han encontrado evidencias que permitensostener que corresponden a coladas lávicas derra-madas sobre un sustrato húmedo (Moneta et al.,1993) o efusiones subácueas en cuerpos lacustres(Milana y Alcober, 1994).

Con respecto al paleoambiente, el ConglomeradoAgua de La Peña se considera que representa undepósito de bajada aluvial producido por una impor-tante reactivación de la estructura que gobernaba latectónica del hemigraben (Martínez, 1994; Milana yAlcober, 1994). Durante este intervalo, y en coinci-dencia con esta reactivación, también se produjo laefusión de los numerosos mantos de basalto. El restode la secuencia corresponde a depósitos de ríos en-trelazados, con desarrollo de extensas planicies deinundación a las que se asocian depósitos de lóbulosde crevasse, vinculados con avulsiones producidas porlluvias estacionales (Martínez, 1994). Las planicies deinundación estuvieron medianamente a mal drenadas,lo cual originó los depósitos palustres de bancoscarbonosos y paleosuelos (Milana y Alcober, 1994).

De la misma manera que la secuencia de lasformaciones Chañares-Ischichuca, la secuencia de


Foto 13. Cuenca de Ischigualasto. Vista al este de las barrancas de Los Colorados, donde se puedenapreciar las formaciones Los Colorados, arriba, e Ischigualasto, abajo. Toda la secuencia está suavemen-

te inclinada hacia el noreste.

Foto 12. Borde sureste de la cuenca de Ischigualasto. Capas fuertemente inclinadas de la FormaciónIschigualasto, adosadas a las rocas metamórficas del Complejo Valle Fértil que constituyen el cerro Plateado.

Foto 14. Detalle del contacto entre las formaciones Ischigualasto, abajo, y Los Colorados, arriba.


la Formación Ischigualasto caracteriza la segundaetapa en la evolución de un nuevo período de sinrift(Milana y Alcober, 1994).

Esta unidad ha brindado una gran variedad derestos fósiles de vertebrados, los que están acompa-ñados de un no menos importante registropaleoflorístico. En cuanto a los vertebrados, descrip-tos por Bonaparte (1966, 1973, 1975, 1978), Romer(1962) y Romer y Jensen (1966), cabe destacar lapresencia de Herrerasaurus ischigualastensis,Frenguellisaurus ischigualastensis, Eoraptorlunensis, Pisanosaurus mertii, Ischigualastiajenseni, entre otros. En referencia a la paleoflora, sedebe a Frenguelli (1948, 1950), Groeber y Stipanicic(1953), Archangelsky y Brett (1960), Archangelsky(1963) y Bonetti (1966) la descripción de los génerosNeocalamites, Cladophlebis, Dicroidium,Xylopteris, Podozamites, Phylloteca, Araucarites,Yabeiella, Pterophyllum, Rhexoxylon, etc.

En base a su contenido paleobiológico y a unaedad radimétrica Ar39/Ar40, sobre tobas intercala-das en la secuencia, de 227,8±0.3 Ma (Rogers etal., 1993), la Formación Ischigualasto fue asignadaal Triásico superior pre-Retiano.

Formación Los Colorados (12)Areniscas, limolitas, sabulitas, conglomeradosfinos y arcilitas

La Formación Los Colorados (Groeber y Stipani-cic, 1953) está expuesta al este de las Barrancas Co-loradas en una faja NO-SE de aproximadamente 6km de ancho (foto 13). En general cubre en concor-dancia a la Formación Ischigualasto, mostrando uncontacto gradual y transicional, aunque localmente sehan observado sectores donde se le sobrepone en dis-cordancia erosiva. Hacia el techo está cubierta endiscordancia angular por las sedimentitas de la For-mación Cerro Rajado del Cretácico inferior.

Está constituída por areniscas rojo ladrillo (foto14), finas a gruesas, con escasas intercalaciones delimolitas. En los términos intermedios y más altos dela secuencia se intercalan lentes de conglomerados ysabulitas. Milana y Alcober (1994) dividieron a la For-mación Los Colorados en una secuencia Inferior gra-nocreciente y otra Superior con tendencia granode-creciente. La secuencia Los Colorados Inferior esnetamente arenosa y hacia el tope comienzan a inter-calarse niveles conglomerádicos. Las arenas se ha-brían depositado en un paleoambiente de planicies deinundación heterolíticas, que hacia arriba se encuen-tran cortadas por depósitos conglomerádicos de relle-

nos de canales de un sistema de ríos entrelazadosefímeros (Milana y Alcober, 1994). La secuencia LosColorados Superior está dominada por areniscas y li-molitas que se habrían depositado a partir del mismosistema fluvial, pero con alargamiento de los cursos ydesarrollo de amplias planicies de inundación, hechosrelacionados a procesos de estabilidad y retroceso delrelieve. Según los autores antes citados, estas dos se-cuencias de la Formación Los Colorados están aso-ciadas a la “Segunda Fase de Postrift” de la evolu-ción tectosedimentaria del hemigraben de la cuencade Ischichuca-Ischigualasto.

Los restos fósiles localizados en la unidad provie-nen de los niveles superiores (Bonaparte, 1971) ymedios de la unidad, aunque recientemente se hanproducido hallazgos en el tramo inferior (Martínez,1994). Entre los restos fósiles del tramo superior pue-den citarse a Chaliminia musteloides, Tritylodon sp,Neoaetosauroides engaeus, Riojasaurus incertus,Riojasaurus tenuiceps, Pseudohesperosuchusjachaleri, Coelurosauria, Hemiprotosuchus lealiy Fasolasuchus tenax. Según Bonaparte (1971) lapresencia de esta asociación faunística indica una edadtriásica superior para los depósitos de la FormaciónLos Colorados.

GRUPO CHIFLÓN

Las sedimentitas rojas continentales del GrupoChiflón (Bossi y Herbst, 1968), reune a las forma-ciones Lomas Blancas y Río Chiflón, que formanparte de las facies de la configuración externa de lacuenca de Ischichuca-Ischigualasto (Bossi, 1971).

Formación Lomas Blancas (13)Areniscas finas, areniscas ferruginosas, limolitas,arcilitas, tobas y conglomerados.

La Formación Lomas Blancas (Bossi y Herbst,1968) se encuentra distribuída en varias localidadesdel extremo noreste de la Hoja, hacia el este de lafractura que habría actuado como borde sudorientalde la cuenca de Ischichuca-Ischigualasto. Funda-mentalmente se la encuentra en las zonas deBaldecitos, Balde del Rosario, La Torre y al este delcerro Morado.

La relación con la infrayacente FormaciónTalampaya sólo puede observarse en la región deLa Torre, en donde la Formación Lomas Blancasla cubre en discordancia erosiva. Por arriba estácubierta en concordancia por la Formación Río Chi-flón.


La unidad comienza con un conglomerado debase al que le siguen abundantes bancos de arenis-cas finas entrecruzadas y limolitas laminadas amari-llas, verdes y grises. Ocasionalmente se intercalanbancos de tobas multicolores y hacia la parte cuspi-dal se interponen mantos de basalto de la FormaciónBaldecitos.

En general se compone de ciclotemas granode-crecientes depositados a partir de un sistema fluvialentrelazado con desarrollo de amplias planicies deinundación pelíticas. La facies de conglomeradosengranan lateralmente con areniscas gruesas, queen conjunto podrían representar el relleno tractivode facies de canales.

Azcuy y Morelli (1979) correlacionaron a la For-mación Lomas Blancas con la Formación Los Ras-tros. Por otra parte, no puede descartarse una pro-bable correlación con la Formación Ischigualasto,si se equipara al conglomerado de base de estaunidad con el Conglomerado Agua de La Peña. Estacorrelación tiene un fuerte sustento bioestratigráficoen el contenido paleoflorístico de la Formación Lo-mas Blancas. Bossi y Herbst (1968) reconocieronespecies de Neocalamites, Cladophlebis, Dicroi-dium, Podozamites, Yabeiella, Taeniopteris yGinkgoites, que son formas comunes también enlas formaciones Los Rastros e Ischigualasto.

Por estos argumentos estratigráficos, Azcuy yMorelli (1979) asignaron a la Formación Lomas Blan-cas al intervalo Triásico medio alto a Triásico supe-rior bajo.

Formación Río Chiflón (14)Limolitas, lutitas, fangolitas, areniscas finas amedianas y conglomerados

La Formación Río Chiflón (Bossi y Herbst, 1968)acompaña en su distribución a la Formación Lo-mas Blancas, aunque por su composición esencial-mente pelítica y fácil desagregación, sus aflora-mientos están restringidos a pequeños asomos par-cialmente cubiertos por depósitos cuaternarios.

Cubre en forma concordante con un pasaje gra-dual y transicional a la Formación Lomas Blancas, mien-tras que hacia el techo está cubierta en discordanciapor mantos de basalto de la Formación Baldecitos, porsedimentitas terciarias de la Formación Angosturas opor antiguos niveles de abanicos aluviales.

En la base comienza con bancos de limolitasverde amarillentas a las que le siguen lutitas y fan-golitas grises. Presenta frecuentes intercalacionesde estratos de areniscas finas a medianas de color

morado, en parte calcáreas y de lechos de conglo-merados finos.

El ambiente de depositación se relaciona conun sistema fluvial de ríos anastomosados con fa-cies de relleno de canal (conglomerados finos) yamplio desarrollo de planicies de inundación pelíti-cas.

No se han encontrado restos fósiles en la se-cuencia que permitan ubicarla cronológicamente.Sólo se mencionaron restos de troncos silicificadosen el tercio inferior pero sin valor bioestratigráfico(Azcuy y Morelli, 1979).

Un dique de basalto que corta a la FormaciónRío Chiflón en las lomas Blanca y Negra, dio unaedad K/Ar de 215±5 Ma, mientras que los basaltosdel cerro Negro tienen edades de 225±5 Ma y 194±26Ma (González y Toselli, 1971). Estos datos indicanuna edad triásica superior a jurásica inferior para lasefusiones.

La Formación Río Chiflón cubre a las sedi-mentitas de la Formación Lomas Blancas asigna-da al Triásico medio alto-Triásico superior bajo yestá cubierta por las efusiones de basaltos delTriásico superior-Jurásico inferior. En consecuen-cia y de acuerdo a su posición en la secuencia seasigna la Formación Río Chiflón al Triásico supe-rior alto.

Formación Baldecitos (15)Basaltos olivínicos alcalinos

Los afloramientos de la Formación Baldecitos(Mozetic, 1975) se encuentran sobre el borde orientalde la Hoyada de Ischigualasto y hacia el este sedistribuyen desde el cerro Morado hasta Balde delRosario. También corresponden a esta unidad lasrocas básicas que están expuestas en la zona de LaTorre y en la loma Negra.

Los basaltos de la región del Parque deIschigualasto se encuentran intercalados fundamen-talmente en las formaciones Los Rastros e Ischigua-lasto, aunque en forma más restringida también apa-recen en las formaciones Ischichuca y Los Colora-dos. Moneta et al. (1993) citaron para estos basal-tos un único origen a partir de derrames de coladas,pero recientemente Page et al. (1997) encontrarontanto efusiones como cuerpos intrusivos (diques yfilones capa). Milana y Alcober (1994) identificaronpillow lavas derramadas sobre un sustrato subácueoperteneciente a un cuerpo lacustre.

Los afloramientos de la sierra de Loma Negra,correspondientes a diques intruídos en las sedimen-


titas triásicas del Grupo Chiflón, quizá representenel relleno de las fisuras o conductos de salida de lascoladas y filones capa. En la zona que está al estedel cerro Morado, y en las regiones de La Torre yBalde del Rosario, los mantos efusivos también seencuentran intercalados en las sedimentitas triási-cas del Grupo Chiflón.

Las rocas varían desde tefritas y basanitas hastatefrifonolitas (SiO2=43-57%), con escasos basal-tos y traquiandesitas (Page et al., 1997). Los ba-saltos en general son olivínicos alcalinos, negros agris verdosos, y con una fuerte alteración propilítica.Son de grano fino, mesoscópicamente afíricos, perotienen microfenocristales de plagioclasa zonal conrebordes de feldespato alcalino, rodeados por unapasta de textura intergranular. En la pasta se reco-noce plagioclasa argilizada, clinopiroxeno tipo au-gita titanada y como accesorios magnetita y apati-ta. Como minerales de alteración se presentancloritas, calcita e iddingsita. Los basaltos son ma-cizos o amigdaloides con rellenos de cloritas, calci-ta o ceolitas.

Estas rocas básicas están relacionadas a unacuenca distensiva tipo rift (Monetta et al., 1993),actualmente interpretada como un hemigraben asi-métrico, cuya tectónica estuvo controlada por lareactivación de la megafractura de Valle Fértil(Milana y Alcober, 1994). Las efusiones de los ba-saltos son de tipo fisural y habrían estado controla-das por la mencionada megafractura y por el siste-ma de fracturamiento presente en la sierra Baja deLos Portezuelos.

Según Page et al. (1997), el magmatismo bási-co es de características fuertemente alcalinas en lasrocas que se encuentran en los sectores más aleja-dos de la cuenca o en la parte más baja de la se-cuencia estratigráfica triásica. Los basaltos que es-tán intercalados en los sectores cuspidales de la su-cesión son de tendencia subalcalina. La marcadaalcalinidad presente en algunas rocas está acompa-ñada por un alto contenido de P2O5 y TiO2 y un en-riquecimiento en elementos traza como el Cs, Rb,Ba, Nb, Zr, U y Th (Page et al., 1997).

González y Toselli (1971) obtuvieron edades ra-dimétricas por el método K/Ar sobre basaltos delos cerros Morado y Negro, de 223±4 Ma y 225Ma. Mozetic (1975) sobre los mismos basaltos delcerro Morado obtuvo un valor de 220±10 Ma (K/Ar).

Todas estas edades indican un importante pulsode actividad magmática concentrado en la base delTriásico superior.

2.1.2.2. Cretácico inferior

Formación Cerro Rajado (16)Conglomerados, areniscas medianas y limolitas

La Formación Cerro Rajado (Stipanicic yBonaparte, 1979) solamente está expuesta en el ex-tremo noreste de la Hoja. Aflora como una pequeñafaja de sedimentitas que se extiende por alrededor de50 km con dirección nornoroeste, desde el Valle deLa Luna hasta el cerro Bola (fuera de la zona deestudio). Yace en discordancia erosiva sobre la For-mación Los Colorados y está cubierta en discordan-cia levemente angular por la Formación Angosturas.

Esta secuencia sedimentaria, de hasta 400 m deespesor (Zambrano, 1990), se compone de un con-junto de conglomerados varicolores de clastos an-gulosos a redondeados de metamorfitas, granitoidesy volcanitas. Están pobremente estratificados, po-seen mátrix arenosa y cemento yesoso y tienen in-tercalaciones de areniscas y limolitas rojas a pardo-amarillentas, con estratificación paralela y ondulíti-ca y calcos de carga. Bossi (1977) realizó un deta-llado análisis facial de la unidad, determinando unpaleoambiente constituído por bajadas aluvialescoalescentes, con disminución de la carga de lechoen los sectores medios.

La edad de la Formación Cerro Rajado es muycontrovertida debido a que no es portadora de restosfósiles. Las sedimentitas se encuentran interpuestasentre las capas rojas de la Formación Los Coloradosdel Triásico superior y la sedimentitas continetales dela Formación Angosturas asignada al Plioceno (Azcuyy Morelli, 1979). Su posición en la secuencia estrati-gráfica indica que la edad de la unidad estaría com-prendida entre el Jurásico y el Terciario pre-Neóge-no, pero Zambrano (1990) la correlacionó lateralmentecon los conglomerados de la Formación La Cruz aflo-rantes al sudeste, fuera de la Hoja, y a los cuales asig-nó una edad cretácica inferior a media.

2.1.3. CENOZOICO

2.1.3.1. Neógeno

2.1.3.1.1. Plioceno

Formación Angosturas (17)Areniscas, tobas, conglomerados y niveles de yeso

Los afloramientos de mayor importancia de laFormación Angosturas (Azcuy y Morelli, 1979) se


encuentran en el extremo noreste de la Hoja, cu-briendo en discordancia levemente angular a la For-mación Cerro Rajado. Estas sedimentitas son equi-valentes a las que Bossi (1977) denominó Forma-ción Río Mañero y parcialmente equiparables a laFormación Quebrada del Médano, de Parker (1974).Exposiciones de menor importancia aparecen pordebajo de los actuales niveles de abanicos aluvialesen la zona de Usno y a lo largo de toda la sierra Bajade Los Portezuelos.

En general, todos los afloramientos conformanlomadas suaves y están muy cubiertos por el restode las unidades modernas.

La Formación Angosturas cubre en discordan-cia levemente angular a las formaciones Los Colo-rados, Río Chiflón y Cerro Rajado. Hacia arriba estácubierta en discordancia por los depósitos de baja-das aluviales modernas del borde nororiental de lasierra de Valle Fértil y de la sierra Baja de LosPortezuelos, o por depósitos aluviales y eólicos mo-dernos como ocurre al este de la Hoyada de Ischi-gualasto.

Está constituída por areniscas con estratifica-ción paralela o cruzada, limolitas y arcilitas lamina-das. Forman una típica asociación de capas rojas,con intercalaciones de conglomerados, delgadas ca-pas de yeso y ocasionalmente de finos niveles detobas.

El paleoambiente en el cual se depositó la uni-dad fue de tipo continental, sometido a un rigurosoclima árido. Las areniscas y limolitas serían el resul-tado de la combinación entre un sistema fluvial pocodesarrollado y de médanos, mientras que los conglo-merados representarían avenidas de bajadas aluvia-les sobre la llanura pedemontana.

Azcuy y Morelli (1979) atribuyeron la Forma-ción Angosturas al Plioceno, por correlación con otrassedimentitas de esa edad.

2.1.3.2. Cuaternario

2.1.3.2.1. Pleistoceno

Formación Vichigasta (18)Conglomerados gruesos, areniscas y limolitas

Los afloramientos más importantes de la For-mación Vichigasta (Fidalgo, 1964) se encuentranen las vertientes occidental y oriental de la sie-rra de Valle Fértil. Con escaso desarrollo apare-ce en la sierra Baja de Los Portezuelos. Corres-ponde al primer nivel de bajadas aluviales anti-

guas que están relacionadas con un importantepulso de levantamiento de la sierra de Valle Fér-til.

Constituye los niveles aterrazados que se en-cuentran topográficamente en una posición de máxi-ma altura respecto al resto de los depósitos aluvia-les. Se asientan sobre un sustrato labrado en todaslas rocas pre-pleistocenas y están cubiertas por losdepósitos de la segunda bajada aluvial antigua quecorresponde a la Formación Catinzaco.

Son conglomerados gruesos con abundantesclastos de metamorfitas y granitoides del basamen-to, además de escasos de sedimentitas que dominanen la porción de los ápices de las bajadas. Tienenintercalaciones de areniscas y limolitas que se ubi-can preferentemente en la parte distal de los abani-cos y predominan en la playa de bolsón. El tamañode grano y la forma de los clastos de los conglome-rados es muy variada y su grado de consolidación espobre.

La unidad se correlaciona con los depósitosde similares características que se encuentrancon un amplio desarrollo hacia el este, en la re-gión de Paganzo. Azcuy y Morelli (1979) la asig-naron al Pleistoceno por tratarse del más anti-guo nivel de bajadas aluviales que observaron enla comarca.

Formación Catinzaco (19)Conglomerados gruesos pobremente consolidados

La Formación Catinzaco (Fidalgo, 1964) co-rresponde a los depósitos del segundo nivel deagradación que afloran en la vertiente oriental dela sierra Baja de Los Portezuelos. Hacia el nortede la localidad de La Torre se observan topográfi-camente por debajo de los depósitos del primernivel de agradación de la Formación Vichigasta.Estan cubiertos y rodeados por los depósitos alu-viales actuales y se encuentran disectados por losactuales cursos fluviales. Fuera del ámbito de laHoja, se encuentran más desarrollados a lo largodel borde oriental de las sierras de Valle Fértil-LaHuerta.

Son conglomerados gruesos pobremente conso-lidados, con clastos de metamorfitas y granitoidesdel basamento y de volcanitas basálticas. Los clas-tos de sedimentitas son muy escasos y se encuen-tran en menor proporción que en la FormaciónVichigasta (Azcuy y Morelli, 1979).

Corresponden a depósitos de abanicos aluvialescoalescentes cercanos al ápice. Se interpretó que la


Formación Catinzaco es posterior a la FormaciónVichigasta porque se localiza en un nivel topográfi-co más bajo y sus conglomerados ofrecen menorgrado de consolidación.

2.1.3.2.2. Holoceno

Estas unidades deben consultarse al final delcapítulo de la estratigrafía de la Precordillera.

2.2. PRECORDILLERA CENTRO-ORIENTAL

2.2.1. PALEOZOICO

2.2.1.1. Cámbrico medio

Formación La Laja (20)Calizas micríticas y lutitas

Los afloramientos de la Formación La Laja (Bo-rrello, 1962) se presentan en las inmediaciones dela zona de Los Túneles, sobre la Ruta Nacional N°150 que conecta San José de Jáchal con Rodeo(fotos 15 y 16). Los mismos fueron estudiados porBenedetto et.al. (1986), Astini (1988) y Cabaleri(1989a y b).

La unidad está constituída por calizas (en partedolomías) y lutitas. De acuerdo a Cabaleri (1989a)están distribuídas en tres litofacies principales, quede base a techo de la secuencia son: litofacies decalizas con ocasionales niveles de lutitas, litofaciesde calizas con niveles lutíticos y litofacies de lutitascon niveles de calizas. Las características sedimen-tarias de las dos primeras litofacies indican un pa-leoambiente marino profundo de baja energía depo-sitacional, de tipo subtidal, y de planicie de platafor-ma a talud. La restante litofacies representa un am-biente somero de mayor energía, intertidal bajo asupratidal, que se intercala con depósitos pelíticosde menor energía depositacional.

La sucesión presenta algunos niveles fosilíferos,en los cuales se identificaron formas de trilobitestales como Olenoides sp., Antagmus sp., Athabas-kiella sp., Zacanthoides sp., Pthichagnostuspraecurrens, Kootenia sp., además de Hyolitessp., braquiópodos inarticulados y espículas de es-ponjas (Benedetto et al., 1986; Cabaleri, 1989a).De acuerdo a Benedetto et al. (1986a) la fauna detrilobites pertenecería a las zonas de Glossopleuray Glossopleura-Kootenia, las cuales son carac-terísticas del Cámbrico inferior-Cámbrico mediobajo.

2.2.1.2. Cámbrico superior

Formación San Roque (21)Calizas, dolomías y cherts

La Formación San Roque (Baldis et al., 1981) sehalla expuesta en una faja meridiana que constituyeel borde oriental del cerro Viejo de San Roque (foto17). Bordonaro (1990) citó la presencia de la unidaden la sierra de Potrerillos (La Batea) y en los cerrosLa Silla, El Fuerte y Cumillango. La unidad no fuemapeada en estos sectores, porque no se conocenelementos paleontológicos que certifiquen su edad,aunque no se descarta la presencia de calizas cám-bricas sobre el borde oriental de estos cordones.

La Formación San Roque está cubierta en concor-dancia por la Formación San Juan, con la que observaun pasaje gradual y transicional. Está constituída porcalizas con intercalaciones de dolomías, que en conjun-to conforman una asociación ciclotemática particular-mente bien desarrollada en los niveles basales. Baldiset al. (1981) y Pereyra (1986) describieron tres miem-bros que, enumerados en orden descendente de edadson: Refugio, Los Diaguitas y Agua Negra.

De acuerdo con la interpretación de Bordonaro(1990) estos depósitos representan facies de plata-forma tidal externa, parcialmente restringida y de-sarrollada en un ambiente hipersalino.

En el conjunto carbonático predominan las es-tructuras algales estromatolíticas del tipo “Stratífera”en la base y trombolíticas hacia el techo (foto 19).Sobre la base de la presencia de estas formas algales,Bordonaro (1990) ubicó a la Formación San Roqueen el Cámbrico superior.

2.2.1.3.Ordovícico inferior (Tremadociano-Llanvirniano inferior)

Formación San Juan (22)Calizas, dolomías, lutitas negras y margas

Los afloramientos de la Formación San Juan(Kobayashi, 1937) se encuentran distribuídos en va-rios cordones que se desarrollan en la mitad occi-dental de la Hoja, desde el borde norte hasta el sur,trascendiendo ampliamente sus límites. El cordón másoriental está formado por el anticlinal del cerro Viejode Huaco (también conocido como Anticlinal deAgua Hedionda) y por los cerros La Silla, Cumillangoy La Chilca (fotos 20 y 21). Por el oeste le siguenlos afloramientos de las sierras de Potrerillo-Pericoy de los cerros Piedra Blanca-Viejo de San Roque


Foto 15. Calizas de la Formación La Laja en Los Túneles, enel camino entre San José de Jáchal y Rodeo.

Foto 17. Vista al oeste de la culminación austral del cerro San Roque. Depósitos blanquecinos de la Formación San Roque cu-biertos por estratos de la Formación San Juan.

Foto 16. Detalle de la estratificación de las calizas de la fotoanterior.


Foto 18. Bancos de calizas de la Formación San Juan inclinando al oeste en el faldeo occidental del cerro San Roque, en cerca-nías de San José de Jáchal.

Foto 19. Detalle de las calizas estromatolíticasde la Formación San Roque en el cerro

homónimo.


Foto 20. Calizas y dolomías de la Formación San Juan en el cerro La Silla. El sector blanquecino en el bajo faldeo norte del cerrocorresponde a la cantera El Fuerte. En primer plano, depósitos de abanicos aluviales actuales parcialmente cubiertos por

vegetación.

Foto 21. Cantera de dolomita El Fuerte en el cerro La Silla.


(foto 18). Hacia el sur ambos cordones se reunenpara constituir la sierra de Talacasto. En la regiónoccidental de la Hoja están expuestos otros dos cor-dones de calizas, uno que desde los Mogotes Azulesse extiende por el cerro Blanco hacia las minas deGualilán, ciénaga de Gualilán y culmina hacia el suren el cerro Pachaco (fotos 22 y 23), y el otro queabarca el cordón del Peñón hacia el norte y el bordeoriental de la sierra de la Invernada hacia el sur.Finalmente, un pequeño afloramiento se encuentraen el núcleo de la estructura anticlinal del cerroMorado en la sierra de Mogna.

La Formación San Juan cubre en concordanciaa la Formación San Roque y está cubierta en igualrelación por las formaciones Gualcamayo y LosAzules. En aquellos sectores donde está cubiertadirectamente por la Formación La Chilca (Silúricoinferior), esta se asienta en suave discordancia an-gular.

La unidad está constituída por dos secciones:una inferior de calizas y dolomías grises, compac-tas, y una superior de calizas negras y lutitas deigual color.

La sección inferior está formada por facies decalizas macizas o con estratificación gruesa, quefueron asociadas a un ambiente de plataforma mari-na de gran estabilidad, poco profunda y de baja ener-gía, en una zona intertidal a subtidal. La superior estáconstituída por facies de calizas fosilíferas con es-tratificación fina y en ocasiones con intercalacionespelíticas, que se habrían depositado en un ambientede plataforma calcárea restringida, en una zonasubtidal alta a supratidal.

El tramo superior de la secuencia ofrece una abun-dante fauna, no sólo por la cantidad de ejemplares sinotambién por la diversidad de taxones, los cuales fueronampliamente estudiados por diversos autores.Aceñolaza et al. (1977) determinaron varios géneros yespecies de nautiloideos entre los que se encuentranAclandonosceras, Robsonoseras, Barnasocerassteltzneri y Curtoceras kayseri. Hüniken (1971) citóun conjunto de conodontes entre los que se encuentranlos géneros Oistodus, Scandodus y Periodons y pos-teriormente (Hüniken, 1985) identificaron géneros per-tenecientes a la zona de Eoplacognathuspseudoplanus. Gamboa (1986) destacó la presenciade Maclurites sarmientoi, Curtoceras kayseri,Endoseras sp., Proetiella tellecheai, Illaenus, entreotros, correspondientes a la zona de Proetiellatellecheai (Harrington y Leanza, 1957).

En general se acepta una edad Llanvirniana in-ferior para los niveles cuspidales de la Formación

San Juan, mientras que el resto sería de edad Areni-giana. De acuerdo con Beresi (1990) los nivelesbasales podrían extenderse hasta el Tremadociano.

2.2.1.4. Ordovícico inferior-medio (Arenigia-no-Llanvirniano)

Formación Gualcamayo (23)Lutitas negras y areniscas finas

Los afloramientos de la Formación Gualcamayo(Furque, 1956) se encuentran restringidos a una pe-queña y estrecha faja que se extiende desde el no-roeste del cerro Viejo de Huaco y continúa pocohacia el norte fuera del límite septentrional de la Hoja.

Está compuesta por delgados bancos tabularesde lutitas negras y mudstones, que llevan intercala-ciones de algunos niveles de areniscas finas. Supra-yace en concordancia a la Formación San Juan conla que guarda un contacto transicional y está cu-bierta en discordancia angular por los depósitoscarboníferos de la Formación Volcán. En parte po-dría ser temporalmente equivalente a la FormaciónLos Azules.

Astini (1994a,b) propuso una división en tresmiembros que se corresponden con siete facies (G1-G7), agrupadas en tres secuencias de facies. Sobreesta base el autor reconoció la evolución vertical ylateral del paleoambiente de la Formación Gualca-mayo. El Miembro Inferior, constituído por ciclos rít-micos de margas y pelitas, fue interpretado como unconjunto transgresivo depositado sobre una rampacalcárea distal, el Intermedio, formado por un mo-nótono paquete de pelitas negras, depositado en unacuenca restringida y anóxica y el Superior, constituídopor pelitas negras alternantes con cuerpos de are-niscas y conglomerados, fueron depositados en unazona marina profunda cercana a zonas de grandesescarpas subácueas.

Los bancos de lutitas negras presentan grandesacumulaciones de graptolites. Los primeros hallaz-gos en esta región fueron formas de Amplexograptusconfertus var guandacolensis, Trigonograptusensiformis y Didymograptus aff leptograptoidesa los que Furque (1963) asignó al intervalo Arenigia-no superior-Llanvirniano superior. PosteriormenteBenedetto et al. (1991) hallaron una graptofaunacompuesta por Zygograptus sp., Isograptusvictoriae cf I.v. divergens, Paraglossograptustentaculatus, Paraglossograptus tricornis, loscuales pertenecen a la Zona de Paraglossograptustentaculatus. En base a la presencia de esta fauna


Foto 22. Serranías de calizas de la Formación San Juan expuestas en el interior de la ciénaga de Gualilán.

Foto 23. Escombreras de las minas de oro de Gualilán. Depósitos de la Formación San Juan cubiertos por capas de la FormaciónLos Espejos en la parte inferior de los faldeos.


asignaron a la Formación Gualcamayo una edadllanvirniana.

2.2.1.5. Ordovícico medio-superior(Llanvirniano-Caradociano)

Formación Los Azules (24)Lutitas negras, areniscas y limolitas

La Formación Los Azules (Harrington, 1957;emend. Cuerda y Furque, 1975) constituye asomospequeños que se disponen en estrechas fajas meri-dianas sobre las calizas de la Formación San Juan.Los más importantes se encuentran al sudoeste delanticlinal de Agua Hedionda, en Las Aguaditas alsudoeste de Jáchal, en el del cerro La Chilca, en elextremo norte de la sierra de Talacasto y en el fal-deo occidental de la sierra de Perico.

Los depósitos de esta unidad cubren en con-cordancia a la Formación San Juan y están cubier-tos en discordancia angular por las formaciones LaChilca y Los Espejos del Silúrico o, cuando éstasno están presentes, por la Formación Volcán delCarbonífero.

Astini (1994b) realizó un detallado análisis pa-leoambiental y reconoció dentro de la Formación LosAzules dos grupos de facies. Uno de ellos corres-ponde a los afloramientos del sector oriental, inte-grados por areniscas finas y areniscas cuarcíticasen la base, que hacia el techo alternan con bancoslutíticos y que corresponderían a un ambiente mari-no de moderada a alta energía y poca profundidad,.El segundo grupo de facies, presente en los aflora-mientos occidentales, está caracterizado por la pre-sencia de calizas negras con intercalaciones de luti-tas, se habría depositado sobre una plataforma inun-dada por un ascenso relativo del nivel de un marepicontinental restringido, con depocentros subsiden-tes y umbrales someros.

La formación tiene una nutrida graptofauna queha sido objeto de numerosos estudios. Harrington(1957 en Harrington y Leanza 1957), citó en losniveles inferiores la presencia de Paraglosso-graptus etheridgei, Glyptograptus austroden-tatus, Isograptus caducei y Dichograptus sp. queasignó a las zonas de Glyptograptus teretiusculuse Isograptus gibberulus. Esta fauna correspondeen parte a la misma que integra la FormaciónGualcamayo, de edad llanvirniana inferior. En el ni-vel superior Harrington (1957 en Harrington y Leanza1957) determinó las especies Nemagraptus gracilisy Pterfieldia jachalensis. También fueron citadas

formas de Thelephina (Baldis y Blasco, 1974);Climacograptus sp., Dicranograptus nicholsoniy tecas de Lepotográptidos (Hugo et al., 1977). Ala zona de Dicranograptus nicholsoni se le asignauna edad caradociana inferior alta. Blasco y Ramos(1976) mencionaron formas de Dicellograptusdivaricatus var. salopiensis, Leptograptus flacci-dus Marcer y Climacograptus sp., los que corres-ponderían a la Zona de Dicellograptus divaricatussalopiensis de edad caradociana superior. En basea lo expuesto, la edad de la unidad estaría compren-dida en el lapso Llanvirniano-Caradociano.

Formación Sierra de la Invernada (25)Wackes, lutitas y conglomerados

La Formación Sierra de la Invernada (Furque1983; emend. Furque y Caballé, 1985) está expues-ta en la mayor parte de la sierra homónima, peroúnicamente un pequeño sector de su vertiente orientalse localiza dentro del ámbito de la Hoja. Es parcial-mente equivalente a la Formación Yerba Loca.

Está caracterizada por una secuencia turbidíticaa la que se asocian filones capa y muy escasas cola-das basálticas. En sus niveles inferiores predominanareniscas cuarcíticas y wackes compactos, mien-tras que en el sector medio lo hacen pelitas verdessatinadas. En el tercio superior dominan las faciesmás típicas de la unidad, que están caracterizadaspor una alternancia de wackes y lutitas. No son ra-ras las intercalaciones de bancos de conglomeradosconstituídos predominantemente por rodados de ca-lizas similares a los de la Formación San Juan.

La sucesión está afectada por un metamorfis-mo regional de grado muy bajo y que, por lo tanto,no obliteró sus rasgos depositacionales originales.Las manifestaciones basálticas se interponen prin-cipalmente en los niveles medios y superiores.

La sucesión sedimentaria de la Formación Sie-rra de la Invernada es característica de depósitosturbidíticos de abanicos submarinos desarrollados enambiente de talud y llanura abisal proximal.

En la sierra de la Invernada, aunque fuera de laregión estudiada, fue hallada una importante faunagraptolítica (Furque y Caballé, 1990; Furque et al.1990) constituída principalmente por Hallograptusaff. H. mucronatus, Dicranograptus ramosus,Climacograptus invernadensis, entre otros. Deacuerdo con dicha fauna, estos autores interpreta-ron que la edad de la Formación Sierra de La Inver-nada estaría comprendida entre el Llandeiliano tar-dío y el Caradociano.


Formación Yerba Loca (26)Wackes, lutitas, areniscas feldespáticas, conglome-rados y sabulitas

La Formación Yerba Loca (Furque, 1963) aflo-ra en la región noroccidental, donde constituye lasmayores elevaciones de la Hoja, alcanzando en elcerro Alumbre alturas cercanas a los 3.500 metros(fotos 24 y 25).

Está constituída por lutitas sericíticas, wackes,lutitas arcillosas y arenosas con intercalaciones debancos de conglomerados. Al igual que lo señaladoen la Formación Sierra de la Invernada, la secuenciase encuentra afectada por metamorfismo de muy bajogrado y por intercalaciones de cuerpos de composi-ción básica. Cabe señalar que esta unidad fuereanalizada por Furque y Caballé (1990) al realizar ladescripción de la sierra de la Invernada. Furque et al.(1990) describieron el Grupo Vallecito, integrado porlas formaciones Corralito, Sierra de la Invernada yCántaro de Oro, de las cuales solo la intermedia aflo-ra escasamente en la zona en cuestión. Sin embargo,la mayor parte de los afloramientos de depósitos or-dovícicos silicoclásticos que corresponden a esta Hoja,no fueron estudiados con el suficiente detalle que per-mitiera corroborar la continuidad de las tres unidadesseñaladas hacia el norte. Por tal motivo, se ha prefe-rido preservar en el presente trabajo la denominaciónoriginal de Furque (1963).

Pereyra (1988) reconoció las siguientes cincofacies en la sierra Alto de Mayo:

1. Facies de areniscas pardas y verdes.2. Facies de areniscas verdes.3. Facies de lutitas verdes filíticas.4. Facies de lodolitas calcáreas.5. Facies de diques y filones capa.Las primeras tres facies fueron interpretadas por

este autor como depósitos de corrientes de turbidezde diferente densidad, mientras que la facies delodolitas calcáreas representaría depósitos hemipe-lágicos distales. En general y como fuera estableci-do al tratar la Formación Sierra de la Invernada, es-tas turbiditas corresponderían a abanicos submari-nos desarrollados en ambiente de talud. Las faciesmás finas desarrolladas con mayor predominio ha-cia el oeste, en la sierra del Tigre, representarían unambiente de fondo oceánico, asociado a abundantesmanifestaciones magmáticas básicas vinculadas auna dorsal oceánica.

Durante mucho tiempo estas sedimentitas fue-ron consideradas como proterozoicas, debido a sumetamorfismo, hasta que Volkheimer (1962) descu-

brió ejemplares de Climacograptus sp. y más tardeBlasco y Ramos (1976) hallaron Nemagraptusgracilis yerbensis, Corynoides tricornis turnesi,Glyptograptus sp., Dicellograptus divaricatus varsalopiensis, Protoniscus cuyanensis y restos deun euriptérido. Esta fauna fue ubicada en la Zona deNemagraptus gracilis, lo que llevó a asignar a laFormación Yerba Loca una edad caradociana. Astini(1988) señaló la presencia de restos de una grapto-fauna hallada en los niveles basales de la unidad a laque asignó una edad eollanvirniana. Considerandoque la Formación Sierra de la Invernada es parcial-mente equivalente a la Formación Yerba Loca y lasreferencias realizadas sobre su edad, esta última sedesarrollaría desde el Llanvirniano hasta el Carado-ciano inclusive.

Cuerpos ígneos básicos (27)Basaltos, pillow lavas, diabasas y gabros

Como ya fuera expresado antes, estos cuerposígneos de naturaleza básica se hallan intercaladosdentro de las formaciones Sierra de La Invernada yYerba Loca. La mayoría son filones capa de colornegro a castaño oscuro o verdes, en general de pas-ta muy fina, afíricos o porfíricos. También se hanidentificado, aunque son menos abundantes que losfilones capa, diques y efusiones basálticas de pillowlavas.

El espesor de los filones capa varía entre 0,50-0,60 m a 50-60 m. Están intruídos siguiendo el rum-bo meridiano de la estructura regional. El efecto tér-mico de la intrusión (metamorfismo de contacto)transformó localmente a las rocas hospedantes enpequeñas bandas de hornfels de escasos metros.

Son rocas de composición básica, pero sus tex-turas son diferentes de acuerdo al tipo de emplaza-miento que tuvieron los cuerpos. De esta forma lasvariedades basálticas tienen texturas intergranular aintersertal, las gábricas textura microgranosa y lasdiabásicas textura ofítica a subofítica y seriada.

La mineralogía está formada por plagioclasasbásicas (labradorita), clinopiroxenos (augita titanífera)y escasos ortopiroxenos (diópsido-hipersteno). Losaccesorios más comunes son apatita, ilmenita y mag-netita, junto a muy escasa pirita y calcopirita. Losminerales se encuentran en general fuertemente alte-rados. Las plagioclasas presentan bordes albíticos oparches de clorita y epidoto (pistacita-clinozoicita). Losmafitos en general tienen pasajes a clorita, serpenti-na, epidoto y otros filosilicatos (antigorita-biotita). Es-tas características definen una acentuada espilitización


Foto 24. Vista del extremo sur del cerro Alumbre. Depósitos de la Formación Yerba Loca que engloban cuerpos olistolíticoscalcáreos de la Formación La Laja. En primer plano, el valle del río Jáchal.

Foto 25. Estratos de wackes y pelitas de la Formación Yerba Loca en el extremo austral de la serranía del Alumbre. En primerplano, el valle del río Jáchal con depósitos de aluvio actuales.


y sausuritización de las rocas, acorde con su caráctersubmarino.

El único control estratigráfico que presentan essu intercalación en las sedimentitas llanvirniano-caradocianas de las formaciones Sierra de LaInvernada y Yerba Loca. Debido a la presencia dealgunas coladas de pillow lavas, se considera que suedad es similar a ligeramente posterior a la de di-chas sedimentitas.

2.2.1.6. Ordovícico superior-Silúrico superior

GRUPO TUCUNUCO

El grupo Tucunuco fue establecido por Cuerda(1969), para reunir a las formaciones La Chilca yLos Espejos.

Formación La Chilca (28)Areniscas y lutitas

La Formación La Chilca (Cuerda, 1966) se en-cuentra depositada en discordancia sobre las calizasde la Formación San Juan, salvo en sus facies occi-dentales, donde se desarrolla sobre una superficiebiselada en la Formación Los Azules, como en elcaso de los Mogotes Azules y Los Molles. Haciaarriba está cubierta en concordancia por la Forma-ción Los Espejos, a la cual pasa en un contacto gra-dual y transicional.

Es característica, en la base, la presencia de unconglomerado oligomíctico constituído por clastos dechert y cuarzo con mátrix arenosa y con una marca-da madurez textural. Luego le sigue, en general, unasucesión granodecreciente integrada por ortocuar-citas, cuarcitas calcáreas, arcilitas y limolitas.

Astini y Piovano (1992) identificaron las si-guientes facies dentro de la unidad: de ortocon-glomerado; de fangolitas limo-arenosas; de are-niscas finas laminadas; de areniscas cuarzosasamalgamadas y de areniscas fangosas bioturba-das. Todas estas facies fueron agrupadas en dossecuencias que de abajo hacia arriba son: de pla-taforma interna a infralitoral y de plataforma infra-litoral en transición a cara de playa. Según la in-terpretación de Astini y Piovano (1992), los depó-sitos de la Formación La Chilca corresponden auna plataforma arenosa evolucionada a partir deun primer pulso transgresivo-regresivo asimétri-co, al cual denominaron Ciclo Inferior.

El contenido fosilífero de la Formación La Chilcano es muy abundante, aunque ha permitido estable-

cer la edad de la sucesión con cierta precisión. Cuer-da (1985) identificó formas de Climacograptusputillus, Climacograptus aff. C. medius, Clima-cograptus aff. C. hughesi, Climacograptus cf. C.scalaris scalaris, Monograptus sp. y Clima-cograptus cf. C. scalaris scalaris, considerandoque esta asociación faunística corresponde al Llan-doveriano tardío-Wenlockiano temprano. Posterior-mente, Benedetto et al. (1986b) reconocieronClimacograptus innotatus cf. C. brasiliensis yrestos mal conservados de Monograptus atavus,mediante los cuales atribuyeron a la secuencia unaedad llandoveriana temprana.

Formación Los Espejos (29)Areniscas finas, lutitas, limolitas, coquinas y cali-zas coquinoides

La Formación Los Espejos (Cuerda 1966) se so-brepone concordantemente a la Formación LaChilca a la que acompaña en todos los afloramien-tos de la Hoja, aunque su mayor distribución yespesores se encuentran al oeste de Jáchal. Ha-cia el sur de este sector, al disminuir sus espeso-res, los asomos se convierten en delgadas fajasde rumbo meridiano que se extienden hasta el ríoSan Juan.

La sucesión sedimentaria está constituída por li-molitas, lutitas y areniscas verde claro a pardo ver-dosas, además de calizas arenosas y numerosos ban-cos de coquinas. Hacia el techo, la unidad pasa enforma concordante y transicional a la FormaciónTalacasto del Devónico.

Astini y Piovano (1992) reconocieron las si-guientes facies dentro de la unidad: de pelitaslaminadas; de pelitas bioturbadas; de areniscasdelgadas laminadas; de tempestitas y con estra-tificación lenticular y ondulada, reunidas en tressecuencias, cada una depositada en un subam-biente diferente dentro de un ambiente de plata-forma fangosa desarrollada sobre la plataformaarenosa de la Formación La Chilca. Estos su-bambientes son de plataforma fangosa sin in-fluencia de oleaje, plataforma interna con influen-cia de tormentas y plataforma transicional domi-nada por tormentas. La Formación Los Espejoshabría evolucionado en un ciclo transgresivo-re-gresivo posterior al de la Formación La Chilca,el cual fue denominado como Ciclo Superior porAstini y Piovano (1992).

En los niveles lutíticos se destaca la presenciade Monograptus uncinatus notouncinatus ,


Monograptus leintwardinensis var. incipiens yMonograptus argentinus. Sobre la base de es-tos monográptidos Cuerda (1969; 1973) fijó laedad de la Formación Los Espejos en el Ludlo-wiano temprano a medio. Además de la grapto-fauna citada, aparece una fauna muy abundantede braquiópodos, cefalópodos y pelecípodos, en-tre los que merecen citarse por su homogénea dis-tribución regional e importancia estratigráficaAtripina acutiplicata, Australina jachalensis,Strophodonta fascifer, Chonetes fuertensis,Clarkeia antisiensis y Leptaena argentina, en-tre otros. Sánchez et al. (1993) efectuaron un aná-lisis de la evolución de las faunas entre el Ordoví-cico tardío y el Devónico temprano, llegando a laconclusión que el tramo inferior de esta forma-ción es de edad wenlockiana y el superior esLudloviano, alcanzando sus niveles más altos hastael Pridoliano.

2.2.1.7. Devónico

GRUPO GUALILÁN

Formación Talacasto (30)Arcilitas, limolitas, lutitas, areniscas y conglome-rados

La Formación Talacasto (Padula et al., 1967)sigue en su distribución a los afloramientos de la For-mación Los Espejos, sobre la cual se apoya en con-cordancia y observa un pasaje transicional. La For-mación Talacasto pasa igualmente en forma transi-cional a la suprayacente Formación Punta Negra.Cabe destacar que las formaciones Talacasto y PuntaNegra constituyen los mayores afloramientos de laPrecordillera Central dentro de la Hoja.

Esta unidad tiene una gran uniformidad litológi-ca, la cual está caracterizada por lutitas, limolitas,wackes y areniscas verdes y verde azuladas (foto26). Sobre la base de una síntesis de sus caracterís-ticas litológicas, Peralta y Baldis (1990) identifica-ron los siguientes miembros dentro de la FormaciónTalacasto: Miembro de lutitas verdes; Miembro deareniscas azules; Miembro de areniscas nodulares yMiembro superior de lutitas verdes y moradas.

Astini (1991) reconoció las siguientes seis faciesdentro de la unidad: de fangolitas areno-limosas bio-turbadas; de fangolitas limo-arcillosas bioturbadas; defangolitas bandeadas; de pelitas laminadas; de are-niscas finas laminadas y de calizas micríticas biotur-badas. Según este autor, estas facies se agrupan na-

turalmente en tres secuencias: de plataforma fangosasin influencia de oleaje, de plataforma fangosa coninfluencia periódica de oleaje y de plataforma. De estaforma el paleoambiente habría evolucionado como unaplataforma fangosa, tranquila y subsidente, que estu-vo desarrollada durante los períodos en los cuales losniveles relativos del mar fueron altos.

Estos depósitos marinos son portadores de unaabundante fauna en todos sus niveles. Se han identi-ficado formas de Australocoelia tourteloti,Australospirifer antarticus, Australospirifer kay-serianus, Bellorophon globosus, Conulariaquichua, Metacryphaceous sp., Chonetes falklan-dicus, Nuculites sharpei, Protoleptostrophia con-cina, Schellwienella inca y Dalmanites clarkei,entre otros. A pesar de esta abundante fauna bentó-nica, hasta la fecha no se ha logrado una zonaciónbioestratigráfica con la misma. No obstante se con-sidera que la edad de la secuencia corresponde alDevónico inferior por la presencia de los génerosAustralospirifer, Australocoelia y Metacry-phaceous.

Formación Punta Negra (31)Wackes, areniscas, limolitas, lutitas, conglomera-dos y sabulitas

La Formación Punta Negra (Bracaccini, 1950b)tiene su mayor expresión en el conjunto de sierrasque se elevan al oeste de Jáchal, extendiéndose en-tre el río homónimo y el río San Juan. Es concordan-te con la Formación Talacasto, a la que acompañaen la mayor parte de los afloramientos.

Está constituída por wackes, areniscas, lutitas ylimolitas, en un típico arreglo turbidítico, entre las quese intercalan finos bancos macizos de conglomera-dos y sabulitas.

Son numerosas las facies dadas a conocer porlos distintos autores que trataron la unidad. Un análi-sis y revisión de sus características generales indicaun claro origen turbidítico de los depósitos, pero exis-ten discrepancias sobre el tipo de paleoambiente en elcual se habrían depositado. Según González Bonorino(1975) la secuencia se habría desarrollado en un am-biente de talud y de cono submarino de plataforma,mientras que para Astini (1990) sería el resultado deuna rápida progradación de un abanico deltaico.

La escasez, y muchas veces la carencia absolu-ta de restos fósiles, no ha permitido establecer conprecisión la edad de esta unidad. Sólo se conocenhallazgos de restos vegetales provenientes de susniveles medios y superiores, entre los cuales Fren-


Foto 26. Capas plegadas de la Formación Talacasto en inmediaciones del camino Rodeo- San José de Jáchal.

Foto 27. Estratificación entrecruzada de gran escala en areniscas eólicas de la Formación Ojo de Agua, en el flanco oriental delanticlinal de Huaco.


guelli (1951) y Arrondo (1972) mencionaron la pre-sencia de Hostimella sp., Asteroxylon sp., Haplos-tigma furquei, Sporogonite exulthus, entre otros,formas que indican una edad devónica. El hecho quela Formación Punta Negra se encuentre cubriendoen corcordancia a la Formación Talacasto del De-vónico inferior, permite inferir una edad devónicamedia o quizá superior para esta unidad.

2.2.1.8. Carbonífero-Pérmico

GRUPO QUEBRADA DEL VOLCÁN

El Grupo Quebrada del Volcán fue establecidopor Polanski (1970) para reunir a las formacionesVolcán y Panacán del Carbonífero y Ojo de Aguadel Pérmico.

Formación Volcán (32)Conglomerados, areniscas conglomerádicas, luti-tas y limolitas

Las sedimentitas de la Formación Volcán(Furque, 1963) afloran en todo el borde oriental dela Precordillera Central. Desde Jáchal se extiendenhacia el norte hasta el área de Guandacol fuera dela zona de estudio, en tanto que hacia el sur se des-granan en pequeños asomos hasta la latitud de lasierra de Talacasto. También se presentan impor-tantes afloramientos en la zona del anticlinal de AguaHedionda, desde donde se desprenden con rumbomeridiano tanto hacia el norte como hacia el sur.

La unidad cubre en discordancia angular a lagran mayoría de las formaciones del Paleozoico in-ferior y hacia el techo pasa en forma concordante ytransicional a la Formación Panacán.

En general la sucesión está constituída por con-glomerados en la base, a los que se sobreponen are-niscas conglomerádicas, areniscas, lutitas, sabulitasy limolitas, con ocasionales y finas intercalacionesde niveles de carbón.

Los tramos inferior y medio de la unidad se ca-racterizan por presentar típicas facies de ambientecontinental, con una variación lateral muy marcadaque dificulta su correlación regional. Dentro de esteambiente se registraron facies pertenecientes a su-bambientes fluviales, lagunares y palustres, como asítambién aquellos vinculados con procesos glaciflu-viales. En el tramo superior, la secuencia presentaun cambio importante de ambiente, al registrarse unevento marino trangresivo, que depositó facies deplataforma somera.

Los términos inferiores y medios son portadoresde niveles plantíferos, mientras que hacia la parte su-perior se registra la presencia de niveles con inverte-brados marinos. El contenido fosilífero es muy ricotanto en formas vegetales, que en general están aso-ciadas a los bancos carbonosos, como de invertebra-dos marinos. Frenguelli (1944b) mencionó la presen-cia de Eremopteris whitei, Adiantites peruvianus,Rhacopteris septentrionalis, Lepidodendronperuvianus, mientras que Volkheimer (1962) reco-noció ejemplares de Rhacopteris ovata, Calamitesperuvianus, Eremopteris whitei y Sphenopterisentre otros. Por su parte, Arrondo y Petriella (1979)destacaron la presencia de palinomorfos, mientras queAzcuy y Ottone (1983) dieron a conocer el hallazgode miosporas. En cuanto a los niveles marinos, lasprincipales formas de invertebrados hallados por Lean-za (1945) son: Syringothyris keideli, Strepto-rhynchus inaequiornatus, Lissochonetes jacha-lensis y Spirifer pericoensis.

Sobre la base de la la mega y microflora hallada,como así también de la fauna marina, la edad de laFormación Volcán estaría comprendida entre el Car-bonífero medio y superior. No obstante estas evi-dencias paleontológicas, no se debe descartar unaedad carbonífera inferior para los niveles de granu-lometría más gruesa que se encuentran en la partebasal de la secuencia continental.

Formación Panacán (33)Arcosas, arcilitas carbonosas, areniscas cuarzo-sas, lutitas y conglomerados

La distribución de la Formación Panacán(Furque, 1963) es similar a la de la Formación Vol-cán, sobre la cual se apoya en concordancia. Haciael techo pasa en forma gradual y transicional, conun contacto de tipo concordante, a la Formación Ojode Agua.

En la base está constituída por arcosas y arenis-cas arcósicas con intercalaciones de lentes de arci-litas carbonosas, a las que le sigue una asociaciónde areniscas gruesas y sabulitas, que culminan ha-cia el techo con intercalciones de bancos de lutitas.

En general está constituída por facies que se dis-tribuyen en ciclos psamíticos o psamopelíticos gra-nodecrecientes, que fueron interpretados como de-pósitos de barras en espolón y de canales anasto-mosados, que migran hacia los términos superioreshacia depósitos de planicie de inundación. Asimismono se descarta la presencia dentro de la secuenciade depósitos de probable origen eólico.


Debido a la fuerte energía del paleoambiente flu-vial son pocos los restos fósiles hallados en la se-cuencia. No obstante, Cuerda et al. (1968) mencio-naron la presencia de Gondwanidium nov.sp.,Rhacopteris sp. y Kegelidium sp., géneros que enotros sectores de la Precordillera están asociados aCancrinella y Lissochonetes, fósiles que indicanuna edad carbonífera superior.

Formación Ojo de Agua (34)Cuarzglomerados, areniscas medias a finas y lutitas

La distribución de los afloramientos de la For-mación Ojo de Agua (Furque, 1963) es similar a lade las sedimentitas carboníferas, presentándose prin-cipalmente en el Anticlinal de Agua Hedionda, en laloma de Los Piojos y en el río Francia, desde dondesus exposiciones continúan hacia el sur para desa-parecer cerca de la sierra de Talacasto.

Sus depósitos cubren en concordancia a la For-mación Panacán, con la cual tienen un pasaje gra-dual y transicional. La Formación Cañón Colorado(Triásico) la cubren en discordancia erosiva en elcerro Morado de Mogna, mientras que a lo largode una angosta faja meridiana que se desarrolladesde la Ciénaga de Vallecito hasta la sierra deTalacasto, se aprecia cubierta mediante discordanciaangular por la Formación Vallecito (Terciario).

La secuencia comienza con un conglomeradogrueso formado casi exclusivamente por clastos decuarzo, al que le sigue un conjunto de areniscasmedias a finas, con algunas intercalaciones de ca-lizas y escasas de sabulitas con restos silicificadosde troncos tipo Dadoxilon. En los términos supe-riores se intercalan niveles de lutitas y arcilitas.

Las facies están agrupadas en ciclos psamíticoso psamopelíticos granodecrecientes, que respondena un subambiente de barra en espolón de un sistemafluvial meandriforme que pasa tanto lateralmentecomo hacia el techo a uno de planicie de inundación(Ottone y Azcuy, 1986).

Recientemente Limarino (1994) identificó el de-sarrollo de paleoambientes eólicos dentro de la For-mación Ojo de Agua, especialmente en aquellos sec-tores con monótonas secuencias de areniscas estra-tificadas y bien seleccionadas (foto 27 en página 33).

Las características climáticas extremas que pre-dominaron en el paleoambiente donde se depositó launidad, no permitieron la conservación de restos or-gánicos, a excepción de los ya mencionados troncostipo Dadoxilon (Furque, 1979). Debido a que laFormación Ojo de Agua se apoya en concordancia

sobre sedimentitas del Carbonífero superior y estácubierta por sedimentitas triásicas, se considera unaedad pérmica para la misma.

2.2.2. MESOZOICO

2.2.2.1. Triásico

Formación Cañón Colorado (35)Areniscas finas, limolitas, arcilitas, conglo-merados y bentonitas

La Formación Cañón Colorado (Cuerda et al.,1984; emend. Contreras et al., 1990) está expuestaúnicamente en el extremo sur de la sierra de Mogna,formando parte del núcleo de una importante estruc-tura anticlinal en el cerro Morado. Siguiendo el cri-terio propuesto por Contreras et al. (1990), se con-sidera que las sedimentitas que forman parte de estaunidad corresponden únicamente a las que Cuerdaet al. (1984) denominaron como Miembro CerroMorado de la Formación Cañón Colorado.

Está constituída por areniscas, limolitas y ar-cilitas con intercalaciones de conglomerados, sa-bulitas y niveles de arcilitas bentoníticas. Se apo-ya en discordancia erosiva (Cingolani et al., 1981)sobre las sedimentitas de la Formación Ojo deAgua, y es cubierta, también en discordancia ero-siva, por la Formación Río Salado del Grupo Pon-tón Grande.

Es una secuencia netamente continental deposi-tada a partir de un sistema fluvial meandriforme, condepósitos de relleno de canal y de planicie de inun-dación.

La edad triásica de la secuencia fue establecidasobre la base del hallazgo de restos de dinosauriosprosaurópodos por Casamiquela y Miolano (1983).Además, la unidad está intruída por un neck de ba-saltos alcalinos de edad cretácica (Cingolani et al.,1981), hecho que acota temporalmente la edad de launidad.

2.2.2.2.Cretácico superior

Neck basáltico (36)Basaltos

Este cuerpo se encuentra emplazado sobre elflanco occidental del anticlinal del cerro Morado, enla sierra de Mogna. Debido a la reducida superficieexpuesta y para una mejor visualización, se ha exa-gerado su representación en el mapa.


Se trata de un pequeño cuerpo subvolcánico tiponeck, que intruye a las sedimentitas de las formacio-nes Ojo de Agua y Cañón Colorado. Está compues-ta por melafoiditas basaníticas (Cingolani et al.,1981) verde oscuras o negras, macizas y amigdaloi-des, con textura microporfírica a microglomerofírica.La roca está constituída por microfenocristales deaugita y olivina, rodeados por una pasta microgranularde augita, olivina serpentinizada, magnetita, nefelinay analcima. Las amígdalas son pequeñas (hasta 4mm), ovoides a subcirculares y constituídas funda-mentalmente por rellenos ceolíticos.

La edad de la unidad fue establecida en el Cre-tácico superior por Cingolani et al (1981) sobre labase de cuatro dataciones radimétricas por el méto-do K/Ar en roca total, cuyos valores son: 72±5,82±12, 96±6 y 110±10 Ma. Además, existe una edadcoincidente, de 89±7 Ma, obtenida anteriormente porMozetic (1975).

2.2.3. CENOZOICO

2.2.3.1. Paleógeno-Neógeno inferior

GRUPO RÍO HUACO

El Grupo Río Huaco (Borrelo y Cuerda, 1968)reune a las formaciones Vallecito, Cerro Morado yCauquenes.

Formación Vallecito (37)Areniscas finas a medianas, conglomerados muygruesos a finos y sabulitas

La distribución de la Formación Vallecito (Borreloy Cuerda, 1968) es coincidente con el valle longitudinalde la Ciénaga de Vallecito, que está interpuesto entrelas sierras que flanquean a las localidades de San Joséde Jáchal y Huaco. Se extiende desde el límite norte dela Hoja hacia el sur hasta la localidad de Niquivil. Otrosafloramientos son los que se encuentran al oeste delcerro Cumillango hasta el extremo norte de la sierra deTalacasto y los situados en el extremo noroeste de laHoja, al este de la quebrada de La Tranca.

Sus rocas cubren en discordancia erosiva a laFormación Ojo de Agua (Bracaccini, 1946; Milana,1993) y son cubiertas también en discordancia ero-siva por la Formación Cerro Morado.

Está constituída por areniscas finas con estructu-ras entrecruzadas y óndulas, con ocasionales interca-laciones, en los tramos inferiores de la secuencia, delutitas y conglomerados finos a medianos.

El análisis de sus facies permitió identificar unpaleoambiente eólico (Limarino et al., 1987) concondiciones climáticas áridas y características de de-sertización. El desarrollo de distintos depósitos en lasecuencia indica la presencia de extensos camposde barjanes, dunas piramidales y dunas complejas(Milana, 1993).

La edad de la unidad fue objeto de discusionesdebido a que carece de restos fósiles. Furque (1979)la consideró de edad triásica, aunque tampoco des-cartó una posible edad pérmica, al igual que LópezGamundi et al. (1985).

En algunas localidades donde aflora la Forma-ción Vallecito, se han encontrado niveles tobáceospor debajo de los típicos depósitos eólicos de la uni-dad (Jordan et al., 1990, 1993a, 1993b). De las to-bas se analizaron cristales de biotita y de plagioclasapor el método Ar39/Ar40 (Jordan et al., 1993a, 1993b)que dieron edades de 21,6±0.8 Ma y 32,7±2.6 Ma.Sobre la base de estas edades radimétricas y consi-derando que la Formación Vallecito está cubierta porla Formación Cerro Morado del Mioceno inferior-medio, Jordan et al. (1993a) ubicaron a las eolianitasen el intervalo Oligoceno-Mioceno inferior bajo.

Formación Cerro Morado (38)Aglomerados y brechas volcánicas, basaltos y an-desitas, areniscas

Los afloramientos de la Formación Cerro Mo-rado (Borrelo y Cuerda, 1968) acompañan a los dela Formación Vallecito en el sector de la ciénagahomónima. Cubre en discordancia erosiva a la For-mación Vallecito, mientras que por arriba tambiénestá cubierta en discordancia erosiva por la Forma-ción Cauquenes.

Está constituída por aglomerados y brechas decomposición andesítica, que en la parte media tie-nen intercalaciones de areniscas con entrecruza-mientos de gran escala. Hacia el techo se disponenmantos de andesitas y andesitas basálticas.

Jordan et al. (1993a) interpretaron que las fa-cies principales de la Formación Cerro Morado sehabrían depositado como un abanico que bordeabaun aparato volcánico. Los depósitos de areniscasrepresentan los equivalentes eólicos laterales de losdepósitos volcánicos y aluviales gruesos. Milana(1993) identificó en estas eolianitas depósitos dedunas longitudinales y un campo secundario de du-nas barjanoides dispuesto en las interdunas.

Los circones de un clasto de andesita de los aglo-merados fueron analizados por el método de trazas


de fisión (Jordan et al., 1993a). La edad obtenidafue de 13,4±1,6 Ma, por lo cual la edad de la Forma-ción Cerro Morado no puede ser más antigua queeste valor. Jordan et al. (1993a) consideraron queteniendo en cuenta el rango del error en la edad delos circones y la edad miocena media de lasobreyacente Formación Cauquenes, la edad de de-positación de la Formación Cerro Morado corres-pondería al intervalo 15-14 Ma. Este rango de eda-des permite asignarla al Mioceno inferior alto-Mio-ceno medio.

Formación Cauquenes (39)Arcilitas, limolitas, lutitas, areniscas y conglome-rados

La Formación Cauquenes (Borrelo y Cuerda,1968) está expuesta en el mismo sector que la For-mación Cerro Morado.

Cubre en discordancia erosiva a la FormaciónCerro Morado y está cubierta en discordancia porotras unidades neógenas y cuaternarias.

Está constituída por arcilitas y lutitas rojizas, are-niscas finas entrecruzadas, castañas o violáceas, yhacia el techo se intercalan niveles de conglomera-dos y areniscas conglomerádicas. La secuencia co-rrespondería a un sistema fluvial con desarrollo deplanicies de inundación pelíticas cortadas por depó-sitos de barras y rellenos de canal. Según Jordan etal. (1993a) los conglomerados del techo correspon-derían a depósitos de abanicos aluviales con zonasde aporte locales. Estas zonas habrían sido no sóloel alto topográfico generado por el aparato volcáni-co que originó las secuencias de la Formación CerroMorado, sino también un bloque elevado por la acti-vidad del corrimiento San Roque.

Jordan et al. (1993a) obtuvieron una edad pro-medio de 12,8±1,4 Ma (Ar39/Ar40-4 cristales de pla-gioclasa) sobre una toba redepositada y ubicada en-tre las areniscas y los conglomerados del techo. Estaedad permite asignar la Formación Cauquenes alMioceno medio.

2.2.3.2. Neógeno

2.2.3.2.1. Mioceno inferior-Plioceno

GRUPO PONTÓN GRANDE

Las sedimentitas del Grupo Pontón Grande(Cuerda et al., 1981) están ubicadas en el sectorcentral de la Hoja y forman parte de los mayores

afloramientos de la Precordillera Oriental. En esteámbito, conforman la mayor parte de las sierras deLos Morados de Huaco y de Mogna. Sus rocas for-man parte de un espeso conjunto de sedimentitassinorogénicas de alrededor de 6.000 m de potenciaque se depositaron en una cuenca de antepaís (cuen-ca del Bermejo) a partir del Mioceno (Jordan et al.,1990; Jordan et al., 1993a,b). Según Jordan yDamanti (1990) las características estratigráficas delrelleno de esta cuenca reflejan la estrecha interac-ción entre la tectónica (corrimientos que alzaron laPrecordillera), la subsidencia de la cuenca (por car-ga tectónica o colmatación) y la sedimentación (to-pografía, zona de aporte, clima y red de drenaje).

Son numerosos los estudios que existen sobre laestratigrafía de esta secuencia sedimentaria conti-nental (García, 1946; Bracaccini, 1950b; Kelly, 1962;Pascual y Bondesio, 1963; Furque, 1979, 1983; Cuer-da et al., 1981, 1984). Sin embargo, durante muchotiempo no estuvo clara la ubicación precisa de loslímites estratigráficos de sus formaciones. Las nue-vas interpretaciones sobre la evolución tectosedi-mentaria de la cuenca del Bermejo (Johnsson et al.,1984, 1987; Johnson et al., 1986; Damanti y Jordan,1989; Jordan y Damanti, 1990; Jordan et al., 1990)mejoraron sensiblemente la comprensión de su or-denamiento estratigráfico.

La reconstrucción paleogeográfica y cronoestra-tigráfica de las unidades (Jordan et al., 1990; Jordanet al., 1993a; Jordan et al., 1993b) utilizando métodosmagnetoestratigráficos y geocronológicos (datacionesAr39/Ar40 y por trazas de fisión), sumado al análisisde las secuencias, mostraron que las facies tienenvariaciones laterales y verticales muy acentuadas. Poreste motivo los límites entre las formaciones no tie-nen un mismo equivalente temporal para distintos sec-tores de la cuenca (Fernández y Jordan, 1996). Ladescripción de las unidades litoestratigráficas se rea-lizó sobre la base del esquema estratigráfico propues-to por Kelly (1962), con las sugerencias y modifica-ciones introducidas por Cuerda et al. (1981, 1984) yContreras et al. (1990). De acuerdo con ellas, el gru-po está integrado por las formaciones Río Salado,Quebrada del Jarillal, Huachipampa, Quebrada delCura, Río Jáchal y Mogna.

Formación Río Salado (40)Areniscas, limolitas, arcilitas y tobas bentoníticas

Los afloramientos de la Formación Río Salado(Kelly, 1962) forman parte de los núcleos de losanticlinales de Los Morados de Huaco y de Mogna.


En el cerro Morado de Mogna se aprecia como cu-bre en discordancia erosiva a la Formación CañónColorado y está cubierta en concordancia con uncontacto gradual y transicional, por la FormaciónQuebrada del Jarillal.

Es un conjunto de aproximadamente 200 m deareniscas finas que se intercalan con arcilitas, limo-litas y tobas bentoníticas de color rojo-morado o ver-des. También se intercalan escasos lechos de con-glomerados lenticulares.

Sus diferentes litofacies corresponden a un am-biente fluvial anastomosado que evolucionó ameandriforme. En forma episódica y quizá estacionalse depositaron bancos de sedimentitas lacustres, quese intercalan con depósitos de lluvias de cenizas quedieron origen a las bentonitas.

Tabbutt et al. (1987, 1989) obtuvieron una edadde 17.0±1.9 Ma del análisis de los circones de unnivel de tobas, que fueron datados por el método detrazas de fisión. Este valor permite ubicar a la For-mación Río Salado en el intervalo Mioceno inferioralto-Mioceno medio.

Formación Quebrada del Jarillal (41)Areniscas feldespáticas y pelitas

La Formación Quebrada del Jarillal (Kelly, 1962)cubre en concordancia a la Formación Río Salado,con la cual tiene un contacto gradual y transicional yestá cubierta por la Formación Huachipampa con lamisma relación estratigráfica.

Es una potente sucesión granodecreciente de 800m de areniscas feldespáticas de grano fino a media-no, a las que le siguen estratos de limolitas con inter-calaciones lenticulares de areniscas medianas, conbases erosivas y estratificación entrecruzada en ar-tesa y tabular plana. Ocasionalmente se intercalandelgados bancos de calizas.

El ambiente de depositación de la unidad fueun sistema fluvial entrelazado con desarrollo deplanicies de inundación pelíticas que fueron cor-tadas por la reactivación de cursos canalizados,quizá durante períodos de avenidas. Esporádica-mente se originaron cuerpos lagunares en dondese depositaron los bancos calcáreos. Jordan et al.(1990) establecieron que la Formación Quebradadel Jarillal (FQJ) es un equivalente lateral de laFormación Cuculí (FC) de la Precordillera Cen-tral, unidades pertenecientes a una planicie alu-vial de ríos entrelazados y efímeros, conpaleocorrientes orientadas de oeste a este prove-nientes desde el margen occidental de la cuenca

del Bermejo. La FQJ se depositó al este de la FC,por lo cual representa depósitos más distales res-pecto de la ubicación de ésta.

La FQJ es portadora de icnitas en el tercio su-perior de la secuencia. Casamiquela (in Cuerda etal., 1984) estudió estas trazas fósiles y las asignó areptiles triásicos, pero posteriormente fueronreinterpretadas por Contreras y Gargiulo (1985)como pistas de mamíferos neógenos. Estudios demagnetoestratigrafía realizados por Johnson et al.,(1986), Jordan et al. (1990) y Fernández y Jordan(1996) determinaron que la FQJ se habría deposi-tado en el intervalo entre 14-10 Ma. De acuerdo aestos valores la ubicaron en el Mioceno medio alto-Mioceno superior bajo.

Formación Huachipampa (42)Areniscas gruesas a finas y conglomerados finos

La Formación Huachipampa (Kelly, 1962) cu-bre en concordancia con un contacto gradual y tran-sicional a la Formación Quebrada del Jarillal y estácubierta en forma concordante y transicional por laFormación Quebrada del Cura.

Está constituída por una secuencia cíclica ysimétrica de areniscas medianas a finas, limolitasy lutitas de aproximadamente 610 m de espesor(Johnson et al., 1986). Se destacan por sus colo-res gris blanquecinos, que contrastan notablementecon los pardo-amarillentos de la Formación Que-brada del Jarillal. Localmente algunas areniscasson tobáceas y otras tienen escasas intercalacio-nes de conglomerados finos con clastos redon-deados de volcanitas que no superan los 3 cm dediámetro.

Las facies y las estructuras sedimentarias su-gieren un paleoambiente depositacional de tipoabanico aluvial distal, que tuvo engranajes late-rales con depósitos de planicies aluviales o deplaya. Esta caracterización fue observada porJordan et al. (1990), quienes establecieron quela Formación Huachipampa (FH) es contempo-ránea con la Formación El Corral (FEC) de laPrecordillera Central. Las paleocorrientes indi-can que el drenaje se produjo hacia el este, locual implica que la FH representa a los depósi-tos distales de este ambiente (Jordan et al.,1990). Por esta correlación regional estos auto-res estimaron que la FH tuvo que haberse desa-rrollado en el intervalo 10-8.4 Ma. Este valor in-dica una edad miocena superior baja para estaunidad.


Formación Quebrada del Cura (43)Areniscas tobáceas y feldespáticas, limolitas yyeso

Las relaciones estratigráficas de la FormaciónQuebrada del Cura (FQC) (Kelly, 1962) son con-cordantes y con contactos graduales y transiciona-les en su base y techo con las formaciones Huachi-pampa y Río Jáchal respectivamente.

Está constituída por ciclos granodecrecientes deareniscas medianas a finas y limolitas, que en con-junto totalizan aproximadamente entre 900 m (Kelly,1962) y 1315 m de espesor (Jordan et al., 1990).Algunos bancos arenosos desaparecen lateralmen-te, evidenciando una morfología lenticular propia dedepositos canalizados. En el tramo medio la secuen-cia incluye intercalaciones de bancos de conglome-rados y bentonitas.

La FQC probablemente se haya depositado enuna zona proximal de un sistema de abanico aluvialo de planicie entrelazada. Por sus características pudocorresponder a una zona más cercana que la ubica-ción que tuvo la Formación Huachipampa (Jordanet al., 1990).

Una toba interestratificada en el sector mediode la secuencia dio una edad de 7.1±0.8 Ma (trazasde fisión en seis granos de circón). Este valor y losdatos de la magnetoestratigrafía permitieron a Jordanet al. (1990) establecer que la depositación de laFQC se produjo entre 8.25 y 6.25 Ma. Estos valorespermiten asignar a la FQC al Mioceno superior.

Formación Río Jáchal (44)Areniscas finas, limolitas, sabulitas y conglomera-dos

La Formación Río Jáchal (Kelly, 1962) cubre ala Formación Quebrada del Cura en forma concor-dante y transicional y está cubierta con idéntica re-lación por la Formación Mogna.

La Formación Río Jáchal (FRJ) fue dividida in-formalmente en los Miembros Inferior y Superior(Johnsson et al., 1984; Johnson et al., 1986), los queen conjunto suman un espesor aproximado de 2500m. El Miembro Inferior está constituído por bancosgruesos de areniscas medianas que tienen intercala-ciones de lutitas, limolitas y areniscas finas. Las are-niscas en general tienen bases erosivas y desapare-cen lateralmente, evidenciando fenómenos de cana-lización local. Las pelitas son laminares con abun-dantes grietas de desecación. El Miembro Superiores netamente conglomerádico y, a diferencia del In-

ferior que es fuertemente yesoso, presenta un ca-racterístico cemento calcáreo (Johnson et al., 1986).Los depósitos de este miembro presentan estructu-ra interna paralela o con entrecruzamientos tabula-res y hacia arriba gradan a depósitos mejor selec-cionados con entrecruzamientos en artesa e inter-calaciones de lentes de areniscas gruesas.

La FRJ fue depositada en un paleoambiente deabanicos aluviales. Los depósitos gruesos de la sec-ción superior representan barras de canal, así comolos finos que están por debajo equivalen a depósitosde áreas de intercanales o del techo de las barras(Johnson et al., 1986).

El análisis de seis circones (trazas de fisión) pro-venientes de un banco de toba intercalado en el sec-tor basal de la FRJ, dieron una edad de 6.1±0.9 Ma(Johnson et al., 1986). Según este dato y su compa-ración con los valores determinados por métodosmagnetoestratigráficos, la FRJ se depositó entre los6.25 y 2.75 Ma, hecho que permite ubicarla entre elMioceno superior alto y el Plioceno superior bajo.

Formación Mogna (45)Conglomerados polimícticos, sabulitas, areniscasgruesas y limoarcilitas

La Formación Mogna (FM) (Kelly, 1962) cubreen forma concordante con un contacto transicionala la Formación Río Jáchal y está cubierta en discor-dancia angular por diferentes niveles de los Depósi-tos de abanicos aluviales antiguos y recientes.

Es un conjunto de gruesos bancos de conglome-rados masivos, bien seleccionados y con clastos re-dondeados, que hacia arriba pasan a bancos con es-tratificación paralela pero de selección más pobre.Presenta frecuentes intercalaciones de finas capasde areniscas y limolitas, que se vuelven escasas ha-cia la parte superior de la secuencia. Estos conglo-merados tienen una composición diferente que losde la infrayacente Formación Río Jáchal (Johnsonet al., 1986), ya que tienen pocos clastos limolíticosy en general están mejor redondeados. La secuen-cia tiene entre 600 y 800 m de potencia, sin conside-rar los metros que pudieron haber sido eliminadospor erosión.

Esta unidad representa uno de los depósitos deabanicos aluviales más proximales que se presentandentro de toda la secuencia neógena, dentro de loscuales estas psefitas se depositaron como el rellenode canales anastomosados de corta duración.

El contacto entre la FM y la FRJ, a la cual cu-bre, se encuentra alrededor de los 2.6 Ma, por lo


cual su edad fue asignada al Plioceno superior(Johnsson et al., 1984).

Formación Rodeo (46)Conglomerados, tobas, areniscas conglomerádi-cas, areniscas finas, limolitas, yeso, sulfatos ydiatomitas

Los depósitos de la Formación Rodeo (Furque,1979) están expuestos únicamente en el extremonoroeste de la Hoja, sobre el borde oriental del vallede Iglesia-Las Flores-Rodeo, y en la quebrada deLa Tranca. Son correlacionables con el Grupo Igle-sia de Wetten (1975).

Se apoyan en discordancia angular sobre las se-dimentitas de la Formación Yerba Loca (Ordovíci-co) y sobre otros depósitos sedimentarios del Paleo-zoico inferior. Están cubiertos en discordancia porlos Depósitos de abanicos aluviales actuales y porlos Depósitos aluviales actuales.

El tercio basal de la secuencia está formado porconglomerados con clastos de volcanitas y arenis-cas conglomerádicas castaño blanquecinas, a las quele siguen bancos de areniscas finas. El sector mediolleva potentes bancos de tobas blancas con restosvegetales indeterminados, entre los que se interca-lan arcilitas y limolitas. Hacia la parte superior seintercalan abundantes láminas de yeso y depósitosde sulfato de magnesio, además de algunos bancosde diatomitas.

Según la interpretación de Beer et al. (1989), elactual valle de Iglesia-Las Flores-Rodeo formó par-te de una cuenca de tipo “Piggy back” en la cual sedepositaron varios cortejos sedimentarios que estu-vieron estrechamente vinculados al ascenso de blo-ques provocados por los corrimientos que afectarona este sector de la Precordillera durante el Mioce-no. En esta cuenca de drenaje centrípeto se desa-rrollaron zonas de abanicos aluviales proximales, quegradan lateralmente a depósitos fluviales de plata-forma arenosa. En las partes centrales de la cuencay distales respecto de la zona de aporte (playa lake),se depositaron las secuencias más finas con las in-tercalaciones de yeso, otros sulfatos y diatomitas. Elmaterial volcaniclástico intercalado en la sucesión,tuvo su origen en la actividad de un volcanismomesosilícico intermitente durante la evolución de lacuenca.

Johnsson et al. (1987) obtuvieron una edad ra-dimétrica promedio de 8.1±1.5 Ma sobre una tobaintercalada en el tramo inferior de la secuencia (mé-todo de trazas de fisión en circones), mientras que

Beer et al. (1989) aportaron una edad de 6.7±2 Mapara otros depósitos tobáceos. Estas edades permi-ten asignar la Formación Rodeo al Mioceno supe-rior.

Cuerpos ígneos subvolcánicos (47)Dacitas y andesitas

Son diques subvolcánicos y otros cuerpos intru-sivos menores que se encuentran en el extremo no-roeste de la Hoja y en el sector noroeste de la ciéna-ga de Gualilán. Los primeros tienen como roca decaja a las sedimentitas gondwánicas que están ex-puestas al oeste de la huerta de Huachi, mientrasque los que se encuentran en la ciénaga de Gualilánestán intruídos en las calizas ordovícicas de la For-mación San Juan y en las sedimentitas marinas siluro-devónicas.

Las rocas son principalmente andesitas basálti-cas, andesitas y pórfidos andesíticos y dacíticos decolor gris a gris verdoso o verde. Las texturas porfí-ricas están acompañadas en general de mesostasisseriadas a microgranosas, aunque también son fre-cuentes la microlítica fluidal y traquítica. En generalestán compuestas por plagioclasa, piroxeno, horn-blenda, biotita y escaso cuarzo en el caso de las da-citas. Los accesorios más comunes son apatita yminerales opacos. Las rocas presentan una profusapropilitización (clorita-epidoto) y en otros casoscaolinización o sericitización.

Estas rocas fueron asignadas al Mioceno sobrela base de dos dataciones radimétricas (K/Ar) de21±5 Ma y 16±5 Ma, dadas a conocer por Simon(1985) para diques que se encuentran en el DistritoMinero de Huachi, unos kilómetros al norte del lími-te septentrional de la Hoja. Este autor, sin embargo,también obtuvo otra edad de 30±5 Ma, por lo cualno se debe descartar que el volcanismo haya co-menzado durante el Paleógeno.

Formación Cuculí (48)Areniscas, limolitas y conglomerados

La Formación Cuculí (Cuerda y Furque, 1981)está expuesta en el extremo norte de la sierra deTalacasto, en el borde occidental de la sierra de LaTrampa y al sur de la ciénaga de Gualilán, sobre elborde oriental de la sierra de la Crucecita.

Se apoya en discordancia erosiva sobre la For-mación Vallecito (Oligoceno-Mioceno inferior) y estácubierta en forma concordante con un contacto gra-dual y transicional por la Formación El Corral.


Furque (1983) dividió a la unidad en tres miem-bros que de base a techo de la secuencia son: Miem-bro Arenoso Basal, Miembro Conglomerádico yMiembro Arenoso Superior. El primero estáconstituído por un espeso conjunto de ciclos rítmi-cos de areniscas finas a medianas y limolitas par-do-rojizas con estratificación paralela, con ocasio-nales intercalaciones de bancos sabulíticos. ElMiembro Conglomerádico se compone de bancosgrano y estrato crecientes de conglomerados conbases erosivas, mientras que el Miembro ArenosoSuperior está formado por areniscas medianas agruesas y limolitas rojizas con escasas intercala-ciones de conglomerados lenticulares o tabularesgranodecrecientes.

La Formación Cuculí (FC) forma parte de uncortejo de sedimentitas sinorogénicas que se depo-sitaron en la cuenca del Bermejo. Jordan et al. (1990)establecieron que la FC es un equivalente lateral dela Formación Quebrada del Jarillal (FQJ) de laPrecordillera Oriental. Ambas unidades provienende una planicie aluvial de ríos entrelazados y efíme-ros que drenaban sus aguas hacia el este. Dentro deeste marco la FC se depositó al oeste de la FQJ, porlo cual representa a los depósitos más proximales deesta bajada, dentro del antiguo marco paleogeo-gráfico de la cuenca del Bermejo.

Las edades radimétricas de la Formación Cuculíestán comprendidas entre 12.5±2 Ma (sector basal)y 10.4±2.1 Ma (sector cuspidal) según Jordan et al.(1990). Estos valores permiten ubicarla en el Mio-ceno medio-Mioceno superior bajo.

Formación El Corral (49)Conglomerados y fanglomerados

La Formación El Corral (Furque, 1963) está ex-puesta en los mismos sectores donde aparece laFormación Cuculí, a la cual cubre en forma concor-dante. Hacia el techo está cubierta en discordanciaangular por diferentes depósitos de abanicos aluvia-les pleistocenos.

Fundamentalmente está constituída por bancosgruesos de conglomerados y fanglomerados de es-tratificación grosera, que tienen escasas y muy su-bordinadas intercalaciones lenticulares de areniscasy limolitas, además de algunos bancos de tobas.

La evolución tectosedimentaria de la unidad seprodujo como depósitos de abanicos aluviales den-tro de la cuenca del Bermejo. Jordan et al. (1990)determinaron que la Formación El Corral (FEC) escontemporánea con la Formación Huachipampa

(FH) de la Precordillera Oriental. Las paleocorrientesindican que el drenaje se produjo hacia el este, locual implica que la FEC representa a los depósitosproximales de este ambiente.

La edad de la Formación El Corral fue asignadaal Mioceno superior, sobre la base de la edad de unatoba intercalada en la secuencia de 9.2±2.5 Ma(Jordan y Damanti, 1990; Jordan et al., 1990).

2.2.3.3. Cuaternario

2.2.3.3.1. Pleistoceno

Depósitos de abanicos aluviales antiguos (50)Fanglomerados, conglomerados y areniscas grue-sas parcialmente consolidadas a inconsolidadas

Corresponden a un grupo de abanicos aluvialesque se encuentran sobre el flanco este de las sierrasde los Morados de Huaco y Mogna (sobre el valledel río Bermejo), en el borde oriental de la sierra deTalacasto entre Tucunuco y el extremo norte delbolsón de Matagusanos y al sur de los Morados deTalacasto y Altos de Mogna.

Estos depósitos corresponden parcialmente a lasbajadas aluviales denominadas por Furque (1979,1983) con diferentes nombres formacionales.

Están constituídos por fanglomerados y conglo-merados mal seleccionados, con clastos de diferen-tes formas y tamaños provenientes de las sedimen-titas paleozoicas y cenozoicas. Su mátrix es areno-sa, de granulometría gruesa y frecuentemente la su-cesión tiene intercalaciones lenticulares de arenis-cas gruesas. Ocasionalmente presentan intercala-ciones pelíticas, que podrían representar niveles la-custres o depósitos de playa lake distales.

Fueron asignados al Pleistoceno porque cubrenen discordancia angular a sedimentitas pliocenas delGrupo Pontón Grande y a otras unidades cenozoi-cas previas, al tiempo que está cubierta por los de-pósitos correspondientes a abanicos aluviales másmodernos atribuídos al Holoceno.

2.2.3.3.2. Holoceno

Los depósitos de esta edad constituyen una ca-racterística estratigráfica compartida entre las Sie-rras Pampeanas y la Precordillera. Consecuentemen-te se los tratará en forma conjunta a los fines desimplificar la descripción de los diferentes tipos deprocesos que les dieron origen y para una mejor ob-servación en el mapa geológico.


Depósitos de abanicos aluviales actuales (51)Fanglomerados y conglomerados inconsolidados

En las Sierras Pampeanas, su máximo desarro-llo se encuentra sobre la vertiente occidental de lasierra de Valle Fértil y al oeste de la Hoyada deIschigualasto. Otras exposiciones de menor exten-sión areal se encuentran sobre el piedemonte estede la sierra de Valle Fértil y en la sierra Baja de LosPortezuelos. Se encuentran cubiertos por el aluviodel valle del río Bermejo y por los depósitos de gran-des médanos que se recuestan sobre la ladera oestede la serranía de Valle Fértil. Están constituídos poraglomerados, fanglomerados y conglomerados noconsolidados de abanicos aluviales recientes. Sondepósitos mal seleccionados, con abundante mátrixareno-limosa y clastos de diferentes formas y tama-ños de metamorfitas, granitoides, sedimentitas, etc.

En la Precordillera Central y Oriental constitu-yen los actuales depósitos de los abanicos aluvialesque se desprenden de los diferentes cordones y quese dirigen hacia las zonas intermontanas (pampasdel Chañar, Vieja, etc.), hacia los bolsones (ciéna-gas de Gualilán, Cumillango, Matagusanos) y haciael borde oeste del valle del río Bermejo.

Sus depósitos son similares a los anteriormentedescriptos, pero con clastos de calizas, wackes yareniscas de diferentes formas y tamaños.

Debido a que cubren a depósitos de abanicosaluviales asignados al Pleistoceno, su edad fue esta-blecida como holocena.

Depósitos de médanos actuales (52)Arenas finas y limos arenosos

En el ámbito de las Sierras Pampeanas, espe-cialmente sobre el valle del Bermejo y entre la Ho-yada de Ischigualasto y la sierra Baja de los Porte-zuelos, una vasta superficie se encuentra cubiertapor arenas eólicas de granulometría fina a mediana.Constituyen grandes campos arenosos, como el deAmpacama y el que se encuentra al noreste de Puntadel Agua. Se han identificado dunas longitudinales ycrestas barjanoides, aunque no son raros los gran-des montículos de arena.

En el ámbito de la Precordillera las formas deacumulación eólica se presentan en la ciénaga deGualilán, en los médanos de Tucunuco o campo deLas Liebres y sobre el valle del río Bermejo (cam-pos de la Punta del Agua, Mogna y Travesía deMogna). Constituyen dunas en general complejas,aunque se pueden identificar algunos seifs y crestas

barjanoides. Son de arena fina con delgados depósi-tos limosos de morfología lenticular.

Depósitos de salitrales y barreales (53)Limos, arcillas, arenas muy finas y eflorescenciassalinas

En la región de las Sierras Pampeanas se en-cuentran fundamentalmente sobre el valle del ríoBermejo. Uno de los más importantes es el barrealColorado, que está recostado sobre la ladera oestede la sierra de Valle Fértil y cuyas aguas drenanhacia el curso principal de los ríos Bermejo y Zan-jón. Son arcillas y limos no consolidados con abun-dantes eflorescencias y ocasionales duricostras sa-linas. Durante los aportes estacionales de las esca-sas precipitaciones que se producen en la zona, laspartes deprimidas de los bajos pueden albergar pe-queños espejos de agua transitorios.

En la Precordillera los depósitos más importan-tes se encuentran en la ciénaga de Gualilán y en elextremo norte del bolsón de Matagusanos. Otrosbarreales de importancia se encuentran en el sectorcentro-sur de la Hoja. La ciénaga de Gualilán esuna planicie contínua de limos y arcillas sin irregula-ridades, donde solo se destaca una laguna temporariaque en épocas de sequía constituye un verdaderobarreal (Furque, 1983). Las estructuras de deseca-ción y el abarquillamiento son formas frecuentes deencontrar en este tipo de depósitos.

Durante las grandes crecientes, pequeños cur-sos efímeros disectan la planicie produciendo la avul-sión de los torrentes de agua y fango, causando elanegamiento de los sectores deprimidos y la forma-ción de una nueva laguna temporaria.

Depósitos de aluvios actuales (54)Sábulos, gravas, arenas muy gruesas a muy finas,limos y arcillas

En distintos sectores de las Sierras Pampeanasy de Precodillera comprenden a todos los depósitosinconsolidados y de diferentes granulometrías querellenan los valles y las zonas interserranas.

Son depósitos de arenas, gravas y limos total-mente inconsolidados que son acarreados por el agua,el viento o por algún proceso local de remoción enmasa. Se encuentran sobre las planicies de inunda-ción de los actuales cursos fluviales o rellenando lasdepresiones entre las zonas interserranas (fotos 28y 29).


Foto 28. Depósitos lacustres actuales en la zona de Pachimoco.

Foto 29. Depósitos de aluvios actuales en el tramo superior de la cuenca del río Bermejo. Al fondo, la sierra de los Morados deHuaco.


3. TECTÓNICA

La Precordillera Central (PC) se caracteriza porconstituir una faja plegada y corrida con estructurasde vergencia oriental, en cuya deformación no estáinvolucrado el basamento (thin-skinned thrust beltsystem). La Precordillera Oriental (POr) tambiénes una faja plegada y corrida pero de vergencia oc-cidental y de tipo thick-skinned, en la cual el basa-mento está involucrado en la deformación (Zapata yAllmendinger, 1993, 1996a, 1996b). Estos dos siste-mas de corrimientos de vergencia opuesta, delimi-tan una compleja zona triangular de tipo thick-skinned(Zapata y Allmendinger, 1996a, 1996b).

Las Sierras Pampeanas Occidentales (SPOc)se caracterizan por la presencia de corrimientos queafectan al basamento cristalino. Estos provocaronel ascenso de bloques que causaron la deformaciónde la cubierta sedimentaria. Este sistema de corri-mientos es de tipo thick-skinned, ya que el basamentose encuentra involucrado en la deformación.

Debido a las marcadas diferencias que existenentre los estilos tectónicos de la Precordillera Cen-tral y Oriental y entre estas y las Sierras Pampea-nas Occidentales, se considera necesario analizarpor separado las estructuras de cada una de ellas.El esquema tectónico de la Hoja se presenta en lafigura 3.

SIERRAS PAMPEANAS OCCIDENTALES

Las fallas constituyen una estructura importan-te en la configuración tectónica del basamento. Dosimportantes sistemas de corrimientos elevan orográfi-camente a las sierras de Valle Fértil y Baja de LosPortezuelos (foto 30). Uno es la Megafractura deValle Fértil (Baldis et al., 1994), que se encuentrasobre el sector occidental de la sierra homónima ytiene rumbo NNO-SSE con vergencia de los blo-ques hacia el poniente. El funcionamiento de estaestructura durante el Neógeno fue interpretado porRosello et al. (1996a) a través de movimientostranspresivos sinistrales, que estarían conjugados conla zona de transferencia dextral del Lineamiento deTucumán. La Megafractura de Valle Fértil es un sis-tema de fracturación antiguo y regmático del basa-mento proterozoico-eopaleozoico (Ramos, 1988) queposteriormente fue reactivado en varias etapas.Actuó como un elemento de control de la sedimen-tación gondwánica de la cuenca de Paganzo (Cuer-da et al., 1984) y también de la sedimentación triási-ca (Ramos y Kay, 1991).

El otro sistema de corrimientos es el de Porte-zuelos, que limita a la sierra de Valle Fértil en susector oriental. Hacia el norte continúa por el bor-de oeste de la sierra Baja de los Portezuelos y fue-ra del límite septentrional de la Hoja sigue en elsistema de fallas que elevan la sierra de Sañogasta.Rosello et al. (1996b) interpretaron esta estructu-ra como bloques de basamento que tuvieron un mo-vimiento transpresivo sinistral, similar al de lamegafractura del borde oeste de la sierra. Los mis-mos autores realizaron la interpretación regional deambos sistemas de corrimientos como una estruc-tura en flor con bloques de vergencia occidental.

La actual configuración tectónica de la sierra deValle Fértil (y su prolongación austral en la de LaHuerta) es consecuencia de las últimas reactiva-ciones de estos grandes lineamientos regionales. Losmovimientos de reactivación habrían comenzado amanifestarse a partir del permotriásico (Castro deMachuca y Carrizo, 1993) y habrían continuado du-rante el resto del Mesozoico y Cenozoico (Roselloet al., 1996a; 1996b).

La estructura interna del Complejo Valle Fértiles muy compleja. Ello se debe a la interferencia y ala superposición de distintos elementos planares ylineales originados en diferentes episodios de defor-mación. Las metamorfitas tienen en general planosde foliación definidos por la orientación de agrega-dos de minerales micáceos o por la alternancia debandas leucocráticas y melanocráticas. El rumbodominante de la foliación es NO-SE, coincidente conla orientación de la sierra, mientras que la inclina-ción es hacia el E y NE, aunque presenta frecuentesvariaciones hacia el O y SO. Las rocas del basa-mento tienen un estilo de plegamiento isoclinal, en elcual la actitud de los ejes y las superficies axiales delos pliegues son, en general, coincidentes con los dela foliación.

PRECORDILLERA CENTRAL

La estructura dominante en este sector de laPrecordillera es un conjunto de corrimientos de rumbomeridiano, que delimitan bloques de sierra de ver-gencia oriental (Rolleri y Baldis, 1969; Fielding yJordan, 1988) y transportan a rocas paleozoicas yterciarias. Los corrimientos más importantes son losde Caracol, Blanco, Blanquitos, San Roque y Niquivil,que se encuentran en el faldeo este de los cordonesserranos (figura 3).

Sobre la base de la interpretación de datos sís-micos, Allmendinger et al. (1990) determinaron que


0 20 40 km

REFERENCIAS

Cubierta sedimentaria actual

PRECORDILLERA OCCIDENTAL Y CENTRAL

Escamas tectónicas de lassedimentitas del Terciario

Escamas tectónicas de lassedimentitas del Paleozoico

PRECORDILLERA ORIENTAL

Escamas tectónicas de lassedimentitas neógenas

Escamas tectónicas de lassedimentitas godwánicas

SIERRAS PAMPEANAS OCCIDENTALES

GranitoIdes delPaleozoico inferior

Basamento metámorficosdel Proterozoico superior

Falla con indicaciónde labio bajo

Falla/lineamiento

Falla/lineamientoinferido

Corrimiento

Pliegue sinclinalcon eje buzante

Pliegue anticlinal coneje buzante

a Huaco

Los Moradosb

c Mogna

CARACOL

BLANCO

BLANQUITOS

SAN ROQUE

NIQUIVIL

ORIENTAL

VALLE FÉRTIL

PORTEZUELOS

1

2

3

4

5

6

7

8

Figura 3. Esquema tectónico de la Hoja Jáchal

Río Huaco

Río

Berm

ejo

Río

Zanjón

Sierra

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értilMogna

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Huaco

S. J. deJáchal

Río

Jáchal

Ciénagade

Gualilán

67°30´

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Cuenca

del B

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ejo

67°30´

69°00´

69°00´30°00´

31°00´31°00´

30°00´

8

7

1

6

c

a

b

43

5

2


estos corrimientos se reunen en una rampa hori-zontal de despegue o “décollement” que estaríalocalizada a una profundidad mayor o igual a 15km.

Los corrimientos están asociados a grandes anti-clinales asimétricos, con el limbo oeste tendido y elflanco este ubicado en una posición cercana a lavertical y hasta recumbente. Los pliegues de menorescala son formas con estilos apretados (tight) aisoclinales, siendo comunes también los pliegues encajón. Estas estructuras de plegamiento fueron in-terpretadas como pliegues de propagación de falla,mientras que su mecanismo de formación fue consi-derado como uno de los más importantes para expli-car el acortamiento y la formación del cinturón ple-gado y corrido de la Precordillera (Allmendinger etal., 1990).

Jordan et al. (1993b) interpretaron la evolu-ción tectónica del cinturón plegado y corrido de laPrecordillera sobre la base de la combinación dedatos estratigráficos y estructurales. Establecie-ron que las Precordilleras Occidental y Centralrepresentan un sistema de seis corrimientos ma-yores que avanzaron “en secuencia” a través dela cuenca del Bermejo y hacia el antepaís. Loscorrimientos más jóvenes fueron cortando haciael este, primero a las rocas paleozoicas y luego alos depósitos sinorogénicos terciarios, fundamen-talmente entre los 20 y 5 Ma. La PrecordilleraOccidental se habría formado durante un corto in-tervalo de acortamiento producido alrededor delos 20 Ma, mientras que la Precordillera Centralhabría sido estructurada por un ciclo de acorta-miento más prolongado, que habría comenzadoentre 16-14 Ma. Los corrimientos ubicados en unaposición más oriental habrían estado activos du-rante los últimos 8 Ma. La evolución fluvial y alu-vial de la cuenca de antepaís del Bermejo refleja-ría la actividad de este prolongado período deacortameinto de la Precordillera (Jordan et al.,1993b). Los corrimientos “fuera de secuencia”presentes en las quebradas de Vallecito y de laTranca (esta última fuera de la zona de estudio enla Precordillera Occidental), se interpretaron comocausados por un mecanismo de acortamiento dedesarrollo local (Allmendinger et al., 1990; Jordanet al., 1993b).

PRECORDILLERA ORIENTAL

La estructura de la Precordillera Oriental (Ortizy Zambrano, 1981) se caracteriza por un conjunto

de corrimientos de rumbo meridiano, que delimitanbloques de sierra que contienen pliegues anticlinalesasimétricos de vergencia occidental.

La principal estructura de fallamiento es el Co-rrimiento Oriental (Jordan et al., 1993b), cuyo planoinclina hacia el naciente. Los anticlinales más im-portantes son los de Niquivil y Las Salinas (Zapata yAllmendinger, 1993) que están separados por uncerrado sinclinal de estilo tight. Estos anticlinalesestán identificados como una sola estructura (Anti-clinal de los Morados) en la figura 3. El anticlinal deNiquivil tiene su eje con dirección NNE-SSO y esdoblemente buzante. Su flanco occidental inclinahacia el oeste con valores angulares altos cercanosa la vertical, mientras que el flanco oriental está mástendido e inclinando hacia el naciente. El Anticlinalde Las Salinas es recumbente y tiene una clara ver-gencia occidental. Su orientación es similar al anti-clinal de Niquivil y su eje también es doblementebuzante. Los flancos inclinan hacia el este, pero losángulos del limbo occidental son más elevados quelos del oriental.

Un set de fallas conjugadas de tipo strike slipafectó a estos dos anticlinales, posiblemente de ma-nera coetánea con el episodio de plegamiento (Za-pata y Allmendinger, 1993).

La estructuración de la Precordillera Orien-tal, que aún se encuentra activa, habría comenza-do después de los 2.7-2.6 Ma (Jordan et al., 1993b;Zapata y Allmendinger, 1993, 1996a, 1996b) y se-ría una consecuencia del avance del frenteorogénico de deformación de la Precordillera Cen-tral (Zapata y Allmendinger, 1996a, 1996b). Estefrente de deformación, representado por el Corri-miento Niquivil (figura 3), cesó su avance cuandoalcanzó la zona de contacto con la PrecordilleraOriental, alrededor de los 2.7 Ma. Aquí comenzóel avance de los corrimientos de la PrecordilleraOriental, que replegaron y cortaron al Corrimien-to Niquivil.

La deformación continuó en otros sectores de laPrecordillera Central, aunque no habría sido comoun frente de avance hacia el este, sino como acorta-mientos por medio de corrimientos fuera de secuen-cia (Zapata y Allmendinger, 1996a, 1996b).

La interacción de los sistemas plegados y corri-dos de vergencia opuesta y de diferente estilo dedeformación (thin-skinned de la Precordillera Cen-tral y thick skined de la Oriental), delimitaron unacompleja zona triangular que fue interpretada porZapata y Allmendinger (1996a, 1996b) como de tipothick-skinned.


Foto 30. Vista al oeste del bolsón del río Bermejo desde la cumbre de la sierra de Valle Fértil, a la latitud del Balde del Rosario. Alfondo, cordones serranos de la Precordillera Oriental.

Foto 31. Pequeña estructura braquianticlinal en capas del Grupo Pontón Grande en la sierra de los Morados de Huaco, en elcamino entre Huaco y Punta del Agua.


4. GEOMORFOLOGÍA

El paisaje de la Hoja Jáchal es principalmente elresultado de la tectónica de corrimientos que produjo elascenso de las mayores serranías de la región, las cua-les guardan una manifiesta orientación submeridiana.Sin embargo su modelado actual está vinculado, ade-más, a diversos procesos geomorfológicos exógenosoriginados durante el Cenozoico. Las acciones fluvial,aluvial y eólica producidas en general en condicionesde clima desértico, con grandes variaciones térmicasdiarias y estacionales, son responsables del modeladode la fisonomía de las tres grandes áreas que involucrala región. Estas son, de este a oeste, las Sierras Pam-peanas Occidentales, el valle del río Bermejo y lasPrecordilleras Oriental y Central.

En la vertiente occidental de las Sierras Pampea-nas se distinguen como elementos orográficos princi-pales las sierras de Valle Fértil y Baja de losPortezuelos y el Alto de Ischigualasto. Este último estáconstituído por las lomadas que limitan por el oeste ala Hoyada de Ischigualasto o Valle de la Luna.

El valle del río Bermejo, de origen tectónico,comienza poco al norte del límite septentrional de laHoja, alcanza su máximo desarrollo latitudinal den-tro del ámbito de la misma y hacia el sur, fuera de susuperficie, se conecta con la cuenca del río Desa-guadero.

La Precordillera Oriental, cuyas sierras másimportantes son las de Huaco y de Mogna, está se-parada de la Central por la depresión tectónica deMatagusanos y su continuación al norte en el vallede Huaco. En el ámbito de la Precordillera Centralse destacan los cordones de Alto de Mayo (cerroAlumbre), La Trampa, Talacasto y un grupo de se-rranías que se ubica inmediatamente al oeste deHuaco. Las principales depresiones en esta zona sonlas pampas del Chañar, al norte, y de Gualilán, al sur.

Las principales geoformas que se observan enel ámbito de la Hoja son:

- Pedimentos- Bajadas- Playas lake- Planicies aluviales- Médanos- Mesillas- Formas de abrasión eólica

En la superficie de la Hoja se encuentra muybien representado el ambiente de pie de monte vin-culado al ciclo árido. Sin embargo, no es frecuente

observar las formas erosivas del mismo, los pedi-mentos, ya sea por no presentar buen desarrollo opor estar parcial o totalmente cubiertos por depósi-tos aluviales de ciclos de agradación posteriores. Eneste sentido, Uliarte et al. (1990) mencionaron pedi-mentos labrados en sedimentitas terciarias en lamargen occidental del valle de Matagusanos, ade-más de aquellos que se localizan en el bajo faldeooccidental de la sierra de Valle Fértil.

Las bajadas se encuentran adosadas a los prin-cipales frentes montañosos, la mayor parte de loscuáles están relacionados a escarpas de falla de rum-bo submeridiano. Las más extensas se localizan enel pie de monte occidental de la sierra de Valle Fér-til, en el borde este de la Precordillera Central, en lavertiente este de las sierras de Huaco y de Mogna yal pie de las serranías que rodean al bolsón deGualilán. Las mencionadas en primer y segundo tér-mino superan ampliamente la longitud de la Hoja ensentido norte-sur. En el valle de Matagusanos la ba-jada llegar a exceder los 10 km de ancho.

Estas bajadas involucran los depósitos psefíticoscorrespondientes a los Abanicos aluviales actuales(unidad geológica 51), asociándose a las mismas losremanentes de depósitos de niveles de agradaciónasignados al Pleistoceno, tanto del ámbito precor-dillerano (unidad geológica 50) como sus equivalen-tes de las Sierras Pampeanas, las formacionesVichigasta (unidad geológica 18) y Catinzaco (uni-dad geológica 19). Estos depósitos representan dis-tintas etapas de levantamiento tectónico por reacti-vación de fallas de extensión regional, situándose losmás antiguos a mayores alturas topográficas.

El ambiente de playa lake adquiere su máximaexpresión en el valle del río Bermejo, donde se loca-liza el barreal Colorado y otros sin nombre en el ex-tremo sur de la Hoja, en el bolsón de Gualilán y en ladepresión de Matagusanos. En este ámbito se desa-rrollan los Depósitos de salitrales y barreales (uni-dad geológica 53). Son planicies de limo y arcillasque permanecen secos la mayor parte del año. Sóloen los cortos períodos de lluvia son disectadas porcursos de agua efímeros, los cuales suelen transfor-marse en torrentes de agua y barro durante las cre-cientes, causando el anegamiento de los sectores másdeprimidos y con ello la formación de lagunas tem-porarias. Si bien no se desarrollan verdaderos salitra-les, se suelen asociar a este ambiente delgadas cos-tras de sales producidas por la sequedad del clima yla fuerte evaporación.

El ambiente de planicie aluvial adopta un grandesarrollo en el valle del río Bermejo. Su ancho es


variable de norte a sur, alcanzando 50 km en la lati-tud de su confluencia con el río Jáchal (Uliarte etal., 1990). Planicies aluviales menores se extiendenen el valle de Huaco y al este de la sierra de ValleFértil. Son grandes extensiones de depósitos de gra-vas, arenas y materiales más finos (unidad geológi-ca 54), en general asociados a la red de drenaje ac-tual y en su mayor parte depositados durante lasépocas de crecientes.

Los médanos actuales adquieren su máximaexpresión en la planicie aluvial del río Bermejo , es-pecialmente sobre su margen izquierda, donde losdepósitos arenosos (unidad geológica 52) adoptangrandes extensiones areales y destacables alturas.Manifestaciones menores se localizan en la margenoriental del bolsón de Gualilán en el valle deMatagusanos y al noreste de la sierra de Valle Fér-til. Las dunas más notables son longitudinales, cuyaorientación meridiana es el resultado de los vientosque acompañan la morfología regional de las serra-nías y depresiones mayores. Algunas de ellas pre-sentan una cubierta vegetal que, a pesar de ser exi-gua, las hace fijas, mientras que otras son móvilespor carecer de la misma.

El paisaje de la zona localizada al noreste de lasierra de Valle Fértil, en inmediaciones de la cuencade Ischigualasto y en la región de La Torre, resultatípico por la presencia de mesillas basálticas. Sonformas tabulares de disposición subhorizontal corres-pondientes a coladas triásicas de la FormaciónBaldecitos (unidad geológica 15), que rematancerrillos conformados por sedimentitas continenta-les de igual edad y más fácilmente erosionables.

Las formas de abrasión eólica que caracteri-zan el paisaje del Valle de la Luna son, además de suriqueza fosilífera, motivo de admiración (ver Capítu-lo 7-Sitios de Interés Geológico). La acción erosivadel viento, y en menor medida la del agua en lasépocas de fuertes lluvias han labrado interesantesgeoformas que hacen singular el relieve actual deesta cuenca. Las mismas son el resultado del des-gaste, frecuentemente diferencial, de los estratossuavemente inclinados de los grupos Agua de la Peñay Chiflón (7-14). Entre las formas más típicas sepueden mencionar mesillas, crestones, hongos y es-carpas erosivas.

5. HISTORIA GEOLÓGICA

Las metamorfitas del Complejo Valle Fértil evo-lucionaron a partir de dos rocas madres diferentes.

Los gneises con intercalaciones de anfibolitas ymármoles provienen de un protolito sedimentario quehabría estado constituído por un potente conjunto degrauvacas, areniscas, lutitas, margas y calizas. Estasecuencia sedimentaria se habría depositado en unacuenca marina (Mirré, 1971; Cuerda et al., 1984;Castro de Machuca, 1990) asociada a un arco mag-mático islándico, que se habría desarrollado sobreuna corteza oceánica delgada e inmadura (Vujovich,1993; Castro de Machuca et al., 1996). Las anfibo-litas y algunas rocas ultramáficas tendrían un protolitomagmático derivado de efusiones basálticas inter-caladas en la secuencia sedimentaria y de intrusio-nes básicas y ultrabásicas afines con quimismostoleíticos (Castro de Machuca y Conte-Grand, 1994;Vujovich, 1994; Castro de Machuca et al., 1996;Rabbia, 1996).

Las rocas madres fueron afectadas por un me-tamorfismo regional progrado en facies anfibolita ygranulita (correlacionables quizás con los episodiosde metamorfismo M1 y M2 determinados por Cas-tro de Machuca et al., 1996). El pico metamórficoen facies granulita fue contemporáneo con la intru-sión de cuerpos máficos-ultramáficos datados en 478Ma (Pankhurst et al., 2000). Las condiciones delmetamorfismo regional halladas para la sierra de ValleFértil (Mirré, 1971, 1976; Rabbia, 1996; Baldo et al.,1999, 2001), indican temperaturas altas (~ 700º C) ypresiones medias (~ 4 Kb), con presión de fluídosbajas. Si se comparan las metamorfitas de Valle Fértilcon las de la vecina sierra de La Huerta, se observaque el grado metamórfico es similar aunque con con-diciones termobáricas algo diferentes. Llano y Cas-tro de Machuca (1984) establecieron condiciones demetamorfismo de mediano a alto grado, con tempe-raturas comprendidas entre 650° y 850°C, presio-nes de confinamiento de 3 a 5 Kbar y una baja pre-sión de fluídos. Vujovich (1994) determinó tempera-turas comprendidas entre 550°C y 750°C y presio-nes de 5,5 a 7,5 Kb. Datos de 769º ± 18ºC y 12,1 ± 1Kb fueron obtenidos por Baldo et al. (2001). Luegode alcanzado el pico de metamorfismo progrado bajocondiciones de facies anfibolita-granulita, se habríaproducido un episodio de retrogradación regional (en-friamiento y descompresión) de las metamorfitas delbasamento a una nueva facies anfibolita (cf. meta-morfismo M3 de Castro de Machuca et al., 1996).

Una estrecha faja de rocas expuestas en el sec-tor occidental de la sierra, fueron retrogradadas desdefacies anfibolita-granulita hasta facies esquistos ver-des (Mirré, 1971, 1976; Cuerda et al., 1984; Castrode Machuca, 1990; Castro de Machuca y Carrizo,


1993; Vujovich, 1994). Este episodio de retrograda-ción está localizado y restringido a zonas de cizallarelacionadas con la Megafractura de Valle Fértil.Este episodio sería correlacionable con el metamor-fismo M4 de Castro de Machuca et al. (1996) en lasierra de La Huerta.

El metamorfismo, la deformación, la migmatiza-ción y la retrogradación regional son procesos ante-riores a los movimientos compresivos que dieron ori-gen a los lineamientos estructurales de Valle Fértil(anteriores al Paleozoico superior). La retrogradaciónlocalizada en las zonas de cizalla sería simultáneacon alguno de los movimientos que dieron origen alproceso de estructuración de la sierra con posterio-ridad al Paleozoico superior.

El metamorfismo regional y los procesos defor-mativos que afectaron al Complejo Valle Fértil ocu-rrieron en el Ordovícico temprano, y junto con elmagmatismo de arco de la Formación Cerro Blanco(también del Ordovícico temprano) forman parte delborde occidental del Orógeno Famatiniano, construídoa lo largo del margen sudoccidental de Gondwana,durante la colisión del terreno Precordillera.

Procesos tectónicos y metamórficos pre-ordo-vícicos son difíciles de evaluar en la sierra de ValleFértil, con el estado actual del conocimiento geo-cronológico de las rocas del Complejo metamórfico.

La Precordillera, junto con sus depósitos ma-rinos cambro-ordovícicos de la plataforma carbo-nática, fue acrecionada al borde occidental deGondwana (Astini et al., 1995; Dalziel et al.,1996; Dalla Salda et al., 1996). El margen pasivo,sobre el cual se depositó la plataforma carbonáti-ca, se originó por la apertura de una cuencaocéanica durante el Proterozoico más tardío oCámbrico temprano (Hatcher, 1989; Thomas,1991). En el inicio del proceso de rifting este mar-gen pasivo formó parte del supercontinente deLaurentia. Posteriormente, al comenzar la expan-sión de la cuenca por generación de fondo oceá-nico, comenzó la deriva y el distanciamiento delbloque de la Precordillera, alejándose de Lauren-tia (Astini et al., 1995; Dalla Salda et al., 1996).Durante el Cámbrico medio a superior, el margenpasivo oriental de la Precordillera se transformóen un margen activo, iniciándose de esta manerael proceso de subducción en el margen oeste deGondwana. Para el Arenigiano la Precordillera sehabría separado unos 3000 km del borde este deLaurentia (Astini et al., 1995) y sólo quedaría unestrecho océano que la separaría del margen oc-cidental de Gondwana (Astini et al., 1995; Dalla

Salda et al., 1996). La secuencia carbonática deplataforma continuó depositándose en el bordeoeste de la Precordillera hasta el tiempo que co-menzó a desarrollarse un extenso arco volcánicoen la zona de Famatina (Toselli et al., 1990).

La acreción del bloque de la Precordillera a Gond-wana ocurrió durante el Ordovícico (Astini et al.,1995; Dalla Salda et al., 1996), y la zona de suturaestá localizada en el subsuelo de la cuenca del Ber-mejo, entre la Precordillera Oriental y la sierra de ValleFértil. En este período, espesos bancos de lutitas ne-gras cubrieron en discordancia a la plataforma carbo-nática, en respuesta a un proceso combinado entreascenso relativo del nivel del mar y subsidencia porapilamiento tectónico producido por los cabalgamientosoriginados durante la colisión (Astini et al., 1995). LaFase Guandacol del Ciclo Orogénico Famatiniano fueinterpretada como la responsable de la estructuracióny de la formación de la discordancia que separa lassecuencias someras de plataforma carbonática de losdepósitos más profundos de lutitas negras.

Las secuencias marinas silicoclásticas silúricas(Grupo Tucunuco y equivalentes) se depositaron enrelación de on lap sobre las sedimentitas del Ordo-vícico (Astini et al., 1995). Son depósitos cíclicos deplataforma somera, cuya sedimentación se produjobajo condiciones de profundidad y energía variables(Astini y Piovano, 1992). Por encima de estos sedesarrollaron las secuencias marinas silicoclásticasdevónicas (Grupo Gualilán), que también constitu-yen depósitos cíclicos de una plataforma somera(Astini, 1991; Astini et al., 1995).

Las secuencias del Paleozoico inferior a mediofueron estructuradas (plegadas y sobrecorridas) du-rante la Fase Chánica (Devónico superior) que, conel ascenso de la Protoprecordillera (Rolleri y Baldis,1969), cerró la evolución del orógeno Famatiniano(Dalla Salda et al., 1992; 1993). Según Ramos et al.(1984; 1986), esta fase compresiva habría sido elresultado de la colisión de Chilenia, terreno alóctonodel cual aún se desconoce la ubicación de sus rocas.

Un nuevo proceso de subducción se instaló alo largo del nuevo margen oeste de Gondwana (Ra-mos et al., 1984), con el desarrollo de un arco mag-mático cuyo eje principal estaría en la actual cordi-llera de la Costa chilena (Hervé et al., 1982). En lazona de retroarco y antepaís, una fuerte discordan-cia angular de extensión regional subyace a los de-pósitos del Paleozoico superior que cubren a todaslas secuencias eo-mesopaleozoicas (FernándezSeveso et al., 1990, 1991). La generación de depo-centros pequeños separados por altos estructura-


les pudo haber sido el rasgo dominante durante laetapa de apertura de la cuenca donde se deposita-ron las secuencias del Paleozoico superior. De estamanera, las secuencias continentales carbonífero-pérmicas del Grupo Paganzo se habrían deposita-do en cuencas intracratónicas (Bercowski yZambrano, 1990), mientras que las sedimentitasmarinas y continentales del Grupo Quebrada delVolcán se habrían acumulado en cuencas deretroarco (Sessarego y Limarino, 1986; LópezGamundi et al., 1985). Esta situación paleogeográ-fica marcaría el probable engranaje lateral entreambos grupos de facies y la posible conexión entrelos diferentes depocentros (Ramos et al., 1984;Bercowski y Zambrano, 1990).

La tectónica distensiva que controló la evolu-ción paleogeográfica durante el Mesozoico inferiores un rasgo común con otras zonas del antepaísgondwánico (Ramos, 1993). La secuencia continentaldel Triásico de Ischichuca-Ischigualasto se depositóen una cuenca de tipo rift (Rolleri y Criado Roqué,1968; Stipanicic y Bonaparte, 1979; Baraldo et al.,1990), que recientemente fue reinterpretada comoun hemigraben asimétrico (Milana y Alcober, 1994)cuya falla principal es coincidente con el lineamien-to de Valle Fértil.

La evolución del Orógeno Andino durante elMesozoico medio a superior, y su continuidad du-rante el Cenozoico, provocó una configuracióngeotectónica similar a la actual. En el interior delcontinente, en zonas alejadas del arco y por detrásde la cuenca de antepaís, se depositaron secuenciascontinentales intermontanas asociadas a diferentesprocesos fluviales, tanto del Cretácico (FormaciónCerro Rajado) como del Neógeno (Formación An-gosturas).

En la cuenca de antepaís del Bermejo se depo-sitó a partir del Oligoceno un espeso cortejo de sedi-mentitas sinorogénicas de alrededor de 6.000 m depotencia (Jordan et al. 1990; Jordan et al., 1993a).Las características estratigráficas del relleno de estacuenca (Jordan y Damanti, 1990), reflejan la estre-cha interacción entre la tectónica (corrimientos quealzaron a la Precordillera), la subsidencia de la cuenca(por carga tectónica o colmatación) y la sedimenta-ción (topografía, zona de aporte, clima y red de dre-naje). El origen y la subsidencia de esta cuenca es-tuvieron vinculados a distintas etapas del acortamien-to cortical que se produjo a causa de los corrimien-tos que estructuraron la Precordillera.

El relleno de los valles y planicies intermontanasactuales es una consecuencia de la reciente confi-

guración morfoestructural, en la cual interactúan latectónica, el clima y los diferentes procesos erosi-vos y sedimentarios.

6. RECURSOS MINERALES

6.1. INTRODUCCIÓN

Los principales recursos mineros que se explo-tan en el ámbito de la Hoja son los siguientes mine-rales industriales: bentonitas de Mogna, calcita deNiquivil y cuarzo-feldespato de Valle Fértil. La ex-plotación de cuarzo y feldespato de las pegmatitasde Valle Fértil implica también el aprovechamientode mica (vermiculita) y en forma muy subordinadaberilo, tantalita y minerales con tierras raras. El ce-rro El Alumbre constituye un depósito de sulfato dealuminio alojado en lutitas alumbríferas caradocianas.

Entre los yacimientos de minerales metalíferosse destaca Gualilán, yacimiento de oro parcialmenteexplotada.

El distrito El Morado, ubicado en el límite sur dela Hoja, es portador de oro. Sus características geo-lógicas y metalogenéticas fueron reseñadas por Car-dó et al. (2000). Se detectaron manifestaciones decobre en areniscas rojas terciarias en Mogna y enareniscas pérmicas en Huaco (quebradas Sombre-rito y Agua de los Burros) que estarían relacionadascon manifestaciones de uranio (La Cuesta, Huaco).Con respecto a este elemento radioactivo, ademásde la manifestación de La Cuesta, se pueden men-cionar otras como La Pantera, La Enterrada (vincu-lada también a cobre) y Médano Rico.

Dentro del área de la Hoja se hallan algunos po-zos de exploración de petróleo realizados por YPF,Cities Service y Shell, cuyos resultados fueron ne-gativos. Las principales características de los indi-cios y ocurrencias minerales de la Hoja se resumenen el Cuadro 2.

6.2. YACIMIENTOS DE MINERALESMETALÍFEROS

COBRE

Área de Mogna

Está ubicada a 85 km al norte de San Juan y a 6km al O de la ruta que conduce a Mogna. Entre lasmanifestaciones de cobre del área se halla el yaci-miento Santa Teresita, del que Muchino y Robledo


(1969) y Miolano (1972) realizaron algunas conside-raciones económicas. La mineralización se presen-ta como impregnaciones en grietas y cemento enconglomerados terciarios de la Formación Huachi-pampa, que Angelelli (1984) reunió en cuatro gruposde afloramientos que tienen en total una longitud de300 m y una potencia de hasta 122 metros.

Área de Huaco

Incluye los yacimientos Los Tres y Don Mar-cos. Son semejantes a los del Distrito Mogna y seemplazan en areniscas rojas del Grupo Río Huaco(Terciario). Se localizan en el arroyo Sombreritos a2 km de la ciénaga de Huaco.

La mineralización es esporádica y aparece enforma de impregnaciones en un horizonte de unos26 m de espesor (Rodríguez Murillo, 1974). Los mi-nerales presentes son calcantita, malaquita ycalcopirita subordinada. Según Rodríguez Murillo(1974) las leyes son de 1,57 % Cu en las labores yde 3,02 % Cu en el mineral seleccionado.

Otra manifestación de particular interés dentrodel área es el yacimiento Olga, que se localiza en laquebrada Agua de las Burras, a 2 km al N de laciénaga de Huaco, sobre el flanco occidental delanticlinal de Agua Hedionda. Brodtkorb et al. (1985)determinaron que la mineralización se ubica en elcontacto entre un conglomerado fino-sabulita arcó-sica y una arcilita que pasa en forma gradual haciaarriba a psamitas muy finas también arcósicas. Lamineralización consiste en nódulos aplanados segúnsus eje vertical, que se ubican en forma concordan-te con la estratificación de las sedimentitas pérmi-cas que los contienen (Formación Ojo de Agua). Lasconcreciones nodulares de cobre tienen un diámetrode 1 a 3 cm, alcanzando eventualmente un máximode 10 centímetros. Abarcan entre 5 y 20% del volu-men total de las sedimentitas.

Los minerales que componen los nódulos son pi-rita, calcosina, covelina, cuprita, cobre nativo, car-bonatos de cobre y otros minerales opacos no iden-tificados por su pequeño tamaño. La pirita ha sidoreemplazada por calcosina. La cuprita y la calcosinason los componentes más abundantes formando el60% del total. La superficie externa de los nódulosestá cubierta por minerales secundarios de cobre.

HIERRO

Furque (1979) describió manifestaciones dehierro a unos 10 km al N de Huaco y a 3 km de la

ruta nacional 40. Entre las más importantes sepueden mencionar a San Nicolás de Bari, Nues-tra Señora del Rosario y Doble H, que se ubicanen los niveles inferiores de la Formación Ojo deAgua. Se trata esencialmente de bancos de are-niscas de 1 a 2 m de espesor que se distinguenpor su color rojizo y porque forman filos que sedestacan en el relieve.

La mineralización se compone de hematita congoethita en areniscas casi cuarcíticas. El contenidoen Fe2O3 es pobre y las corridas son cortas.

En la quebrada La Peseña, ubicada a 70 km alO de Huaco, existe un yacimiento de ocres descrip-to por Rodríguez Murillo (1978), que es portador delimonitas y hematita en areniscas cuarzosas y arcó-sicas de la Formación Tupe (Carbonífero superior).Las sedimentitas tienen rumbo N-S e inclinacionesentre 45° y 75° al E. La potencia oscila entre 1 y3 m con una ley de 18,5 % Fe en promedio y 27,30% de ocres en total. Además se encuentra 2,5 % deP2O5. Rodríguez Murillo (1978) cubicó unas 12.000tde mineral muy localizado.

ORO

Se destacan por su importancia metalogenéticalos distritos Gualilán y El Morado.

Distrito Gualilán

Está situado a 120 km al NO de la ciudad deSan Juan en el departamento Ullúm, a la altura delkilómetro 63 de la ruta provincial 436, en el bordeoccidental de la pampa de Gualilán y a 1.750 m so-bre el nivel del mar.

En el área del Distrito se pueden mencionar lostrabajos de Stappenbeck (1910), Angelelli (1936,1984), Oliveri y Fernández Lima (1951), Oliveri(1971), Pelichotti (1976), Pelichotti y Borelli (1983),Furque (1983), Borelli (1983), Vallone (1986, 1991),Bengochea et al. (1988), Wetten et al. (1988), Car-dó y Rojo (1988), Simon y Cardinali (1990) y Sillitoe(1992).

Según Angelelli (1984), las minas que integraneste distrito se localizan en dos pequeñas elevacio-nes, denominadas Norte y Sur. El marco geológicoestá caracterizado fundamentalmente por calizasgris claro a gris azulado de la Formación San Juan(Ordovícico) que constituyen la litología dominantede los cerros anteriormente descriptos. Su rumboaproximado es N-S y su inclinación 45-50° al O.Cuerpos subvolcánicos de composición dacítica y


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Los cuerpos mineralizados más importantes sealojan en las calizas y son concordantes con ellas.Constituyen dos corridas: una situada en las minas delsur (Sentazón, Muchilera y Magnata) de más de 500m y otra en las del norte (Punilla, Alcaparrosa, Pardo,Sánchez y Guía del Alto). También existen otros cuer-pos ubicados en el contacto caliza-dacita, tales comoFlor de los Andes, Pizarro, Toro y otros menores.

En general los cuerpos mineralizados son lenti-culares (clavos) y profundos y suelen adelgazarsehorizontalmente en cuña en sus extremos. Tienenuna extensión de 50 a 80 m y se disponen a manerade rosario como en las minas Sentazón, Muchilera yen las corridas del cerrito Norte.

La potencia media aproximada en el laboreo pro-fundo (Angelelli, 1984) de las minas Sentazón,Muchilera y Magnata varía entre 1 y 2,50 m conmáximos de 6,50 a 7 m, siendo mayor en el cruce devetas.

La mineralización primaria consiste en pirita aurí-fera, a la que acompañan blenda negra (marmatita),pirrotina, galena (en pequeñas proporciones) y escasacalcopirita. En el sector sur Vallone (1986) mencionótambién electrum, magnetita, especularita, ilvaíta ymackinawita. En la zona de oxidación, que alcanza undesarrollo de 100 a 200 m, se reconocen limonitas aurí-feras, hematita, goethita, abundante yeso, malaquita, es-casa azurita, crisocola, smithsonita y pirolusita.

La ganga está constituida por hedenbergita,augita, actinolita, granate, cuarzo y calcita, que seobservan en el pique del Sur y en el Ortega de lasminas Sentazón y Magnata. Angelelli (1984) men-cionó que la mineralización es de dos tipos: porreemplazo (la más importante) y por relleno defisuras, y que está controlada estructuralmente porfallas concordantes con las calizas. Bengochea etal. (1988) citaron, además de las mencionadas,las de tipo diseminado y las de tipo skarn (esteúltimo en el sector sur). Estos autores señalan queel oro es submicroscópico, con una relación Au/Ag baja y además el oro está asociado a minera-lización de Pb-Zn. Angelelli (1984) destacó quehay fallas transversales de alto ángulo que hanactuado como conductos para los fluídos ascen-dentes que han reemplazado y mineralizado a ni-veles favorables.

De la extracción de muestras realizada porOliveri y Fernández Lima (1951) se obtuvieron lossiguientes tenores medios:• Sentazón: mineral superior 8,87 g/t Au y poten-

cia 2,20 m, y mineral inferior 9,10 g/t Au y po-tencia 2,07 m.

• Muchilera: mineral superior 14,67 g/t Au y po-tencia 2,00 m, y mineral inferior 32,77 g/t Au ypotencia 1,00 m.

• Magnata: mineral superior 10,27 g/t Au y poten-cia 4,00 m, y mineral inferior 5,23 g/t Au y po-tencia 2,70 metros.Se entiende por mineral superior el que se en-

cuentra por arriba, y por inferior el que se halla pordebajo de los socavones de las minas mencionadas.

Las reservas totales establecidas, incluyendorelaves y desmontes, se han estimado en 275.000 tcon un tenor de 10,8 g/t Au (2.970 kilogramos).

Existen 23 labores que suman 6.500 m de desa-rrollo. En ellas se incluyen tres piques (del Sud, Or-tega y del Norte) y dos chiflones (cerro Norte), unode los cuales se comunica con una zona con labo-reos que alcanzan unos 3,5 km. Además hay traba-jos superficiales y niveles y chiflones internos envarias minas.

Wetten et al. (1988) determinaron valores anó-malos de Au, As y Hg en una brecha silícea al sur dela mina Gualilán, relacionando estos tenores con lacirculación de fluídos en un sistema hidrotermal contemperaturas entre 175 y 200°C. Además compara-ron a Gualilán con los distritos auríferos del oeste delos Estados Unidos.

Cardó y Rojo (1988) realizaron una evaluacióndel cerro Norte de Gualilán utilizando como base eltrabajo de Oliveri y Fernández Lima (1951) y de estaforma cubicaron 6.987 t de mineral medido, 35.019 tde mineral indicado, 15.417 t de mineral inferido y30.000 t de mineral hipotético, lo que hace un totalde 87.427 t de reservas geológicas. Las leyes decabeza establecidas son 10,5 g/t Au y 57,5 gramospor tonelada de Ag.

URANIO

Distrito Huaco

Se destacan en este distrito los yacimientos LaCuesta, La Despreciada y La Pantera. Los dos pri-meros se ubican a 150 m al N de la hostería de AguaHedionda en la ruta nacional 40, mientras que LaPantera se localiza a 3 km al S de la población de LaCiénaga.


La Cuesta y La Despreciada fueron descriptaspor Antonietti (1964), Antonietti et al. (1984) y Furque(1979). Constituyen depósitos de uranio en forma deimpregnaciones irregulares sobre paleorrelieves, ubi-cadas en conglomerados, lutitas y areniscas de la For-mación Volcán (Carbonífero inferior). Baraldo y Treo(1983) detectaron anomalías de Au. La mineraliza-ción se compone de fluorita, calcita, pirita y mineralessupergénicos de cobre y uranio. Presenta una longi-tud de 25 m y una potencia de 0,5 m con leyes quevarían entre 0,2 y 10/00 de U3O8.

La Pantera es un depósito estratificado de ura-nio que fue descripto por Belluco et al. (1974). Tie-ne minerales secundarios de uranio que están acom-pañados por malaquita y azurita. Está alojado en ni-veles permeables en arcosas de la FormaciónPanacán (Carbonífero superior). La potencia es de0,40-0,50 m, y las leyes varían entre 0,5 y 10/00 U3O8.Este yacimiento ha sido trabajado a través de unpique de 8 m y galerías de 3,8 m de longitud.

Fuera del distrito Huaco está la mina La Enterra-da, que se ubica en la sierra Morada a 33 km al NE deJáchal. Fue descripta por Rodríguez (1958) como undepósito de uranio en vetillas y como relleno de diacla-sas que se disponen en niveles de areniscas rojas ter-ciarias del Grupo Pontón Grande. La mineralogía seasemeja a la de la mina La Pantera y su importanciaeconómica es muy exigua. En el yacimiento se hanrealizado 14 perforaciones totalizando 316 metros.

El depósito denominado Médano Rico se localizaen el arroyo Los Azules, a 10 km al O de la ruta 40 ya 10 km al O de la estación Adán Quiroga del Ferro-carril General Belgrano. Es estratiforme y consisteen impregnaciones en la Formación Panacán (Bellucoet al., 1974). Antonietti et al. (1984) describieron unaasociación de minerales de uranio junto con restosvegetales carbonizados y en menor escala silicifica-dos. Videla y Rodríguez (1959) citaron una potenciade 10 a 20 m (aunque la mineralización abarca sóloentre 0,1 y 1 m) y una longitud de 100 metros. Lamineralogía consiste en betauranofano y boltwoodita.Las leyes varían entre 0,5 y 20/00 de U3O8.

6.3. YACIMIENTOS DE MINERALESINDUSTRIALES

BENTONITA

Distrito Mogna

En las proximidades del cerro Morado, en elextremo sudoeste de la sierra de Mogna, existen

arcillas de interés económico que a la fecha estánen explotación.

El distrito bentonitífero de Mogna está ubica-do a 89 km al N de la ciudad de San Juan. Desdeesta última localidad se deben transitar 55 km alN por la ruta nacional 40 y luego 24 km hacia el Epor el camino a Mogna. Finalmente se accede almismo tomando el desvío que conduce a las mi-nas.

Según Cuerda et al. (1984) los depósitos de ar-cillas se encuentran dentro de la Formación CañónColorado (Triásico). Los afloramientos de estas se-dimentitas se ajustan en su distribución a la estruc-tura braquianticlinal que se expone en la comarcadel cerro Morado. Los niveles bentoníticos se dispo-nen en cuerpos tabulares, cuya inclinación respondeal buzamiento de los flancos del braquianticlinal ypresentan potencias que varían entre 0,5-1,0 y 2,5metros. Es importante destacar que el extremo su-deste de la estructura sufrió un complejo campo deesfuerzos compresivos que ocasionaron una dispo-sición curiosa de los niveles de arcillas, presentandoun efecto de despegue con grandes flexuras delmaterial bentonítico y mostrando frentes aflorantescon disposición subvertical y horizontal con poten-cias del orden de los 8 m (minas La Tranquera ySantiaguito).

Los frentes aflorantes de bentonita se ubican enescarpes erosivos abruptos en quebradas profundas;para su explotación se desarrollan cortavetas de rum-bos coincidentes con el buzamiento del cuerpobentonítico, con bocaminas y planchadas de acopioy descarga a gran altura.

En la Ficha Mina del Banco de Datos (1993) yen Angelelli et al. (1980) se indica el origen de estasarcillas.

La pureza composicional de estas bentonitas lashace únicas en su tipo a nivel mundial, destacándoseque la fracción arcilla está constituída en un 100%por minerales del grupo de las montmorillonitas conel menor contenido de hierro que existe en bentonitassódico-cálcicas saturadas.

Las minas más importantes son: Navidad, LaTranquera, Santiaguito, Josesito, Santa Gema, LosCóndores, Cañón del Colorado, Soledad, Raulito yRicardito.

Miolano (1976 a y b) citó dos bancos bentoníticosde los cuales el superior apenas sobrepasa los 0,20m de potencia y actúa como horizonte guía en laexploración de superficie y en el avance de laboressubterráneas. Menciona además que las reservasde la mina para 1976 eran de 90.800 toneladas.


El yacimiento Cañón del Colorado se extiende alo largo de 4 km en dos bancos, con una potencia de1-1,2 m y una profundidad de 100 metros. Se hancubicado reservas por 900.000 toneladas.

El yacimiento Santa Gema es un depósito estrati-forme (Pérez, 1995, comunicación verbal), que aligual que Cañón del Colorado se aloja en la Forma-ción Cañón Colorado a lo largo de unos 500 metros.La potencia es de alrededor de 1-1,20 m y la profun-didad de 120 metros. Se cubicaron 120.000 tonela-das de reservas medidas+indicadas de mineral.

Un análisis químico de la bentonita dió los si-guientes valores: pérdida de H2O a 105°C: 7,6%;pérdida de H2O a 500°C: 3,7%; pérdida de H2O a1.000°C: 1,9%; SiO2: 59,85%; Al2O3: 19,70%;Fe2O3 (total): 1,20%; CaO: 0,92%; MgO: 1,95%;Na2O: 1,78%; K2O: 0,10%; TiO2: 0,20%; álcalis yno determinados: 1,10%; As: <0,4 ppm; Pb: <20,0ppm; hinchamiento: 16-20 ml (para 2 g); pH: 9,5(solución de 2 g/100 g); color de calcinación a1.200°C: beige/blanco; tixotropía: muy baja (fácildefloculación).

CALCITA

Los yacimientos de calcita están localizadosesencialmente en la sierra de Cumillango, desdeTucunuco hasta Niquivil. Otros cuerpos menos im-portantes se ubican en la sierra de San Roque y ce-rro La Silla. Se accede a las canteras desde la ciu-dad de San Juan por la ruta 40 y luego por huellashacia el O de la misma. Las minas en explotaciónson: Carrizo, Ávila, Domínguez y La Legua. Se tra-ta de cuerpos irregulares, producto de rellenoscársticos y relleno de fracturas. La roca de caja esla Formación San Juan de edad ordovícica inferior.Algunos cuerpos alcanzan varias decenas de me-tros de extensión, pero predominan los de menor ta-maño.

La Legua

Se ubica a 3 km al O de Niquivil. Según Cardó(1996, observaciones de campo) y datos obtenidosde la Estadística Minera (1995), es una bolsada demineral de más de 100 m de corrida por 70 m deancho y con rumbo N-S. Se ha observado otro cuer-po de 30 m por 15 metros. La roca de caja estáconstituida por las calizas de la Formación San Juan.La explotación se realiza por medio de labores sub-terráneas, con galerías de hasta 60 m de longitud.Un análisis químico dió los siguientes resultados: CaO:

55,30%; MgO: 0,41%; Fe2O3: 0,07%; Al2O3: 0,06%;pérdida por calcinación: 43,8%; residuo soluble:0,31%. Se determinaron reservas medidas de350.000 t y probables de 308.000 toneladas.

Domínguez

Se localiza a 11 km al S de Niquivil y a 12 km alO de la ruta nacional 40. Se trata de pequeños cuer-pos explotados al pirquén en forma subterránea (Car-dó, 1996, observaciones de campo; Estadística Mi-nera, 1995).

Ávila

Se ubica en la quebrada La Chilca a 8 km al Ode la ruta nacional 40 a la altura de la localidad deTucunuco. Comprende tres cuerpos que están enexplotación con material de primera calidad (Cardó,1996, observaciones de campo; Estadística Minera,1995). Las leyes son las siguientes: CaO: 54,6%;MgO: 0,6%; Fe2O3: 0,036%; Al2O3: 0,20%; pérdidapor calcinación: 43,5%; residuo insoluble: 0,52%. Esteyacimiento tiene reservas medidas de 100.000 t yprobables de 150.000 t.

Carrizo (Tampataco)

Está ubicada al SO de la localidad de Tucunuco.Según Cardó (1996, observaciones de campo), setrata de pequeños cuerpos de hasta algunas dece-nas de metros de extensión, que se explotan alpirquineo.

Hay otras canteras abandonadas a la fecha, en-tre las que se encuentran Sarmiento (en la sierra deCumillango), la sierra de San Roque, El Portezuelo yNiquivil Viejo.

CALIZAS

Son afloramientos de la Formación San Juan(Ordovícico inferior). Los cuerpos principales seubican en el Distrito Jáchal en los cerros Viejo deSan Roque, La Chilca, Cumillango, La Silla y en lasierra Negra.

El principal yacimiento es El Refugio, que a lafecha se encuentra inactivo.

El Refugio

Este yacimiento está ubicado a 7 km al sur deSan José de Jáchal, al pie del faldeo occidental del


cerro Viejo de San José, a unos 1.300 m sobre elnivel del mar.

Juárez et al. (1974) mencionaron que el materialexplotado procede del deslizamiento de la cumbre delcerro Viejo de San José, producido por una estructurade colapso cuyo plano de escurrimiento fue el techode un horizonte calcáreo más competente. La acu-mulación de detrito calcáreo forma dos lenguas, unaal norte y otra al sur. La primera tiene 950 m de longi-tud por 600 m de ancho y sobresale hasta 70 m de lasuperficie llana, mientras que la segunda tiene 700 mde longitud por 600 m de ancho e igual altura.

La mena está constituída en un 80 % por clastosde caliza de tamaño que oscila entre 1 m3 y 5 mm.Se desprecia el 20 % restante de tamaño inferior a5 mm.

Los análisis químicos realizados por Juárez etal. (1974) dieron los siguientes resultados: pérdidapor calcinación: entre 41,9 y 43,4%; SiO2: entre 0,4y 2,8%; CaO: entre 51,7 y 55,2%; MgO: 0,8 y 2,0%;S: entre 0,009 y 0,026%. Según Angelelli et al. (1980)las reservas ascienden a 44.140.000 t.

Sierra de San Roque

La sierra de San Roque se extiende al O de laruta nacional 40 con dirección submeridiana desdeNiquivil hasta El Portezuelo.

Según Angelelli et al. (1980) en la sierra de AguaNegra, las calizas de la Formación San Juan tienenrumbo N30-50°E e inclinación 25-30° al NO. Se dis-ponen en paquetes de bancos delgados y gruesos,de color gris claro a oscuro y grano fino. Algunospaquetes incluyen pedernal, que forma capas defini-das dispuestas en franjas de 5 a 30 m de espesor odistribuído irregularmente en la masa de la caliza.

Granero Hernández y Nieniewsky (1954) se re-firieron a tres perfiles muestreados con potenciasque oscilan entre 30 y 130 m, de los que se extraje-ron 47 muestras. Las reservas totales establecidaspara los dos cuerpos considerados ascienden a108.084.500 t, con tenores de CaO entre 97,86 y98,87 % y de MgO entre 1,52 y 2,80 %.

Niquivil Viejo

Este depósito se localiza en la sierra de La Sillaa la altura de Niquivil y se accede al mismo por laruta nacional 40 desde la ciudad de San Juan. Sonvarios bancos de calizas de 3 m de potencia y 350 mde longitud, con rumbo NE-SO, inclinación de 55° alO y ley de 98 % de CaCO3. Se observan franjas de

ftanita. A la fecha este yacimiento tiene abiertas trescanteras.

CUARZO, FELDESPATO Y MICA(VERMICULITA)

Estos minerales se hallan en depósitos pegmatíti-cos distribuídos en todo el basamento cristalino de lasierra de Valle Fértil en el distrito homónimo. La micaaparece en pequeñas bolsadas ubicadas en los bor-des de los cuerpos pegmatíticos. Los yacimientos enactividad de cuarzo y feldespato se encuentran máscerca de los lugares poblados. A la fecha hay más de500 pertenencias en la sierra de Valle Fértil. Si secalculan 30.000 t promedio por pertenencia se obtie-nen 15.000.000 t de cuarzo + feldespato.

Según Perucca y Asociados (1972) las reservascalculadas in situ serían de unas 4.400.000 t medi-das y unas 2.500.000 t inferidas de mineral, toman-do en cuenta sólo aquellas pegmatitas que puedenser explotadas a cielo abierto. Este autor tambiénmencionó que si se calcula hipotéticamente que unapegmatita está constituída por 50% de cuarzo, 40%de feldespato potásico, 5% de micas y 5% de mine-rales accesorios, de las cifras correspondientes a lasreservas medidas se tendría un volumen de feldes-pato potásico de 1.100.000 t (con leyes de 9,5 a 12,5%de K2O), de cuarzo de 1.400.000 t y de muscovitade 3.200 t. Estas cifras quedan muy reducidas si selas compara con la realidad, ya que en este cálculono se consideran las reservas de grandes manifes-taciones que podrían superar holgadamente las re-servas mencionadas.

Galliski (1992, 1994a y b) resumió las principa-les características de los distritos pegmatíticos defi-nidos en la Provincia Pegmatítica Pampeana y estu-dió su génesis, mientras que Toubes Spinelli (1983)realizó dataciones radimétricas.

En el flanco oriental de la sierra de Valle Fértil,donde se localizan los principales yacimientos, Mirré(1976) describió las pegmatitas micacíferas, una delas zonas productoras de moscovita más importan-tes del país. Las principales pegmatitas de estos gru-pos fueron estudiadas por Herrera (1958) desde elpunto de vista geológico-mineralógico y por Regue-ra Azcuénaga (1951) desde el punto de vista econó-mico. Según Angelelli et al. (1980) las pegmatitasson tabulares hasta ovoides y tienen un desarrollovariable entre pocos metros y 200 m, con potenciasque oscilan entre varios dm hasta 7 m y más. Sonheterogéneas, de rumbo general N-S a NO-SE ybuzamiento de 20-40° al NE. La asociación domi-


nante de la zona de borde es plagioclasa-cuarzo-moscovita (biotita-vermiculita-granate). La zonaexterna se caracteriza por la presencia de pertita-plagioclasa-cuarzo (moscovita-biotita±vermiculita).La zona intermedia es de microclino-cuarzo-plagio-clasa (moscovita-granate-vermiculita-biotita) y elnúcleo está formado por cuarzo y microclino. VillarFabre et al. (1958) hicieron referencia a la presen-cia de monacita en la zona intermedia. Los cristalestienen hasta 15 cm de largo, son de color pardo roji-zo con caras estriadas y están incluídos en las ma-sas de mica. Este fosfato contiene 2,60% ThO2 y64,9% de tierras raras.

Las canteras más importantes son los gruposTinacria, Aurora y Balila; Silvia Estela, Las Tuscas,Puerto Alegre, Filo del Mocho, Virgen del Valle, SantaCatalina, Las Hachas (La Gladys), Potrerillo, Aguade Pascual y La Paciuca.

La producción de vermiculita en la zona de Va-lle Fértil ocupa el segundo puesto en el país, despuésde la provincia de Córdoba.

Lomas Blancas

El yacimiento se encuentra en las nacientes dela quebrada del Cachiyuyo a 36 km de San Agustíndel Valle Fértil (Grupo Sol de Mayo). Según Mirré(1976) son dos cuerpos de pegmatita, uno subcircu-lar de unos 100 m de diámetro y el otro ovalado deunos 200 m de longitud por 100 m de ancho. Angelelliet al. (1980) estimaron un espesor de 35-45 m y unrumbo variable entre N-S y N 10° E. En el núcleo seencuentra abundante cuarzo que se asocia a feldes-pato hacia las zonas marginales. Hay vermiculita enpaquetes o venillas de hasta 1 m de largo, con 20 a70 cm de ancho y de 1 a 5 cm de espesor. Estáacompañada por cuarzo en finas guías y feldespatofracturado. Los paquetes de distinta orientación einclinación se agrupan preferentemente hacia el con-tacto del filón con la roca de caja que se presentamuy fracturada. En profundidad la vermiculita pasaa biotita. En el año 1950 se realizaron en el cuerponorte varios cortes de 2 a 5 m de longitud y 2 a 3 mde altura y una trinchera de escasas dimensiones.En el sur se realizaron 5 cortes y un pozo de 3 m deprofundidad.

La Mollarosa

Esta mina, citada por Perucca (1960), se encuen-tra próxima al grupo Sol de Mayo o Loma Blanca, aunos 32 km de San Agustín del Valle Fértil. Esta peg-

matita está ubicada en la quebrada La Mollarosa,afluente de la quebrada La Ramadita. Se trata debolsadas de vermiculita de hasta 2,5 m de espesor yhasta 6 m de largo por 5 m de profundidad. Estánlocalizadas en los bordes de pegmatitas de cuarzo-feldespato, encajadas en gneises biotíticos del Com-plejo Valle Fértil.

La Inmaculada

Fue explotada antiguamente al pirquén porvermiculita. Está localizada al SO de San Agustín delValle Fértil, al NO del grupo Tinacria, en los potrerosde Sánchez. Según Perucca (1960) las bolsadas devermiculita tienen aproximadamente 1,5 m de espe-sor, 2 m de largo y 2 m de profundidad y se asocian acuerpos de cuarzo-feldespato. Estas pegmatitas tie-nen un rumbo N 47° O y su inclinación es de 55° al N.Su roca de caja son gneises y esquistos cuarcíferosdel Complejo Valle Fértil.

DOLOMÍAS

El Fuerte

Según Buso (1988), esta cantera se ubica en elextremo norte del cerro La Silla. El rumbo oscilaentre N35° y N40°E y la inclinación es de 32 a 40°al NO. La longitud alcanza los 100 m con una poten-cia media de 45 m y una profundidad de hasta 70metros. Los bancos tienen textura maciza bandeaday color amarillento y rosado. Existen seis miembrosdolomíticos, destacándose el tercero. El piso estáformado por calizas+dolomías y el techo por dolomíassilicificadas.

MINERALES PESADOS EN PEGMATITAS

Las pegmatitas del distrito Valle Fértil en la sie-rra homónima son portadoras de minerales de ma-yor valor comercial que el cuarzo y el feldespato,tales como berilo, circón y minerales de tierras raras(columbita-tantalita), los que están presentes en re-ducidas cantidades.

Según Juárez et al. (1969) existen concentracio-nes de magnetita en proporciones mayores al 10% enlos ríos Usno y Valle Fértil; de circón de aproximada-mente 800 g/t en el río Usno y de monacita de 200 g/t en el río Valle Fértil. Según estos mismos autores, elárea de influencia del muestreo con valores de inte-rés es de unos 600.000 m. Esto permite estimar unas4.500.000 t de material aluvional con posibilidades de


yacencia de estos minerales. También mencionancolumbo-tantalatos de Th, Y, Ce, etc., en las quebra-das de Cachiyuyo, Tigre y de las Plantas.

SULFATOS DE ALUMINIO Y MAGNESIO

Cerro El Alumbre

El cerro El Alumbre está ubicado al N del ríoJáchal, a unos 6 km al NE de Rodeo. Según Angelelliet al. (1980) en la zona se encuentran grauvacas enparte micáceas, esquistos arcillo-calcáreos y lutitasalumbríferas con intercalaciones de filones capa derocas básicas y lavas basálticas asignadas a la For-mación Yerba Loca (Llanvirniano-Caradociano). Laslutitas son negras y grises y están constituídas porsericita, material arcilloso (illita) y cuarzo. En menorcantidad contienen materia orgánica, escasos feldes-patos y carbonatos (dolomita), además de pirita,pirrotina, blenda y calcopirita (más del 10% en laslutitas negras y de alrededor de 5% en las grises).

La Formación Yerba Loca tiene una acumula-ción de sulfatos muy extensa y de grandes reservas.La zona de meteorización alcanzaría una profundi-dad útil de 15 a 20 m y el contenido en sulfato dealuminio oscila entre 2 y 6%. Las zonas más ricasen sulfatos coinciden con las más perturbadas tec-tónicamente.

Un muestreo practicado por Angelelli y Trelles(1938) obtuvo los siguientes resultados: Al2(SO4):0,52-9,83% y MgSO4: 0,30-6,00%.

Angelelli et al. (1980) identificaron guías depickeringita de escasos mm y hasta 4-5mm. Elalunógeno aparece en fibras gruesas y también enagregados escamosos blancos. La halotrichita sehalla en agregados fibrosos y la epsomita en masasfibrosas como relleno de grietas de hasta 10 cm deespesor. Los mencionados autores también indica-ron que los sulfatos de aluminio de dos muestras re-gistraron los siguientes elementos traza: Ni (427-510ppm), Cu (33-38 ppm) y Zn (534-332 ppm). Una delas muestras corresponde a una pickeringita blancay la otra a una verdosa, respectivamente.

6.4. COMBUSTIBLES SÓLIDOS

CARBÓN

Cerro La Chilca

Furque (1983) describió brevemente los yacimien-tos de carbón que se encuentran ubicados en el bor-

de oriental de la sierra de Talacasto y en los alrede-dores del cerro La Chilca. Dentro de este ámbito sereconocen dos yacimientos: Gloria, que está ubica-do a 15 km al oeste de las vías ferroviarias y de laruta nacional 40, en los contrafuertes de la sierra deTalacasto y el otro, sin nombre, está ubicado sobreel piedemonte austral del cerro La Chilca. En la minaGloria existe un manto de carbón de 0,40 m de espe-sor y 100 m de longitud, sobre el cual se realizó unchiflón de 15 m de largo. Las intercalaciones carbo-nosas se presentan dentro de la Formación Panacány carecen de valor económico.

Una muestra seleccionada de este carbón fueanalizada por Borrello (1956) y dió el siguiente re-sultado: humedad: 7,6%; materias volátiles: 23,3%;carbono fijo: 34,3%; cenizas: 34,7%; coque: 69,1%;poder calorífico calculado: 5.150 cal/g; aspecto delcoque: pulverulento.

Sobre el río Francia, a 20 km de la estación AdánQuiroga (Ferrocarril General Belgrano), se halla elotro depósito descripto por Furque (1983). Son arci-llas carbonosas que se disponen en la base de laFormación Panacán en contacto con bancos de are-niscas finas. El depósito se encuentra muy alteradopor acción tectónica. Existe un pique sobre el bordede la quebrada del que sólo se pueden observar 3 m,ya que el resto está cubierto, desconociéndose suprofundidad inicial. Los bancos están en posición casivertical.

Área del Anticlinal de Huaco

Los yacimientos de carbón del noroeste de laprovincia de San Juan, ubicados en las cercanías delrío Huaco y a los que se accede por la ruta nacional40, fueron estudiados por Borrello (1956). Furque(1979) realizó una síntesis de los mismos, la que sepresenta a continuación.

Los afloramientos del área se encuentran distri-buídos sobre ambos flancos del cerro Viejo, cono-cido como Anticlinal de Huaco. Al norte del río Hua-co, en el flanco oriental están ubicadas las minasLa Raquelita, San Antonio y Buena Esperanza y alsur del mismo, se ubican Bochi, Agua Amarga yLa Incongruencia. Este grupo de minas formanparte de una misma corrida de afloramientoscarbonosos, los que se ubican en la parte mediasuperior de la Formación Volcán (Carbonífero in-ferior). El carbón aparece intercalado en areniscasy arcosas blanquecinas, en dos capas de espesorvariable entre 0,45 y 1m. También aparece en len-tes de 2-3 m de longitud.


El carbón de mayor pureza se encuentra enla región sur, en especial en el yacimiento BuenaEsperanza. Un análisis de una muestra prove-niente de estas capas dió el siguiente resultado:humedad: 7,25%; materias volátiles: 21,52%;carbono fijo: 27,43%; cenizas: 43,81%; coque:71,24%; aspecto del coque: pulverulento; azufretotal: 0,29%; poder calorífico sup. (calculado):4.401 cal/g.

Al sur del río Huaco los yacimientos continúanbajo la forma de dos mantos carbonosos con espe-sores entre 0,40 y 0,80 m, que inclinan en forma va-riable entre 25 y 70°. Más hacia el sur los mantosdisminuyen su espesor y finalmente desaparecen enla quebrada de La Pareja.

En el flanco occidental del Anticlinal de Huacose encuentran las minas Agua Escondida, La Delfina,El Bocha, Cerro Viejo y Los Azules, las tres prime-ras al norte y las dos últimas al sur de la ciénaga deHuaco. Borrello (1956) estimó un total de reservasde 50.000 t de carbón para todo este conjunto. Elyacimiento más importante de todos los menciona-dos es el de la mina La Delfina, cuya ubicación es-tratigráfica es la misma que la de los otros yacimien-tos. Aquí los mantos carbonosos se ubican por de-bajo de un nivel marino de unos 50 m de espesor conabundante fauna, en la que se destaca Syringotyriskeideli (Furque, 1979). Borrello (1956) citó en estamina tres niveles con mantos carbonosos formadosentre masas de areniscas y arcosas. El más impor-tante es el intermedio, que alcanza un espesor de0,50 a 0,80 m como máximo, mientras que los man-tos restantes sólo alcanzan 0,20 m. El nivel marino ylos mantos carbonosos pertenecen a la parte supe-rior de la Formación Volcán (Carbonífero inferior).La mina posee galerías y socavones por los que seintentó la explotación de un manto de 0,70 m de es-pesor.

Los Rastros

Este yacimiento se ubica en el departamento Va-lle Fértil, a 10 km al O de la hostería Valle de laLuna. Ha sido descripto por Pérez Ruedi (1964) yforma parte de la cuenca de Ischigualasto. Se tratade un depósito estratiforme de carbón, cuyo rumboes NO-SE e inclinación 8-10° al NE. En el depósitose distinguen cuatro capas de carbón, en parte arci-lloso, de potencia variable entre 10 y 45 cm, queestán alojadas en la Formación Los Rastros del Triá-sico medio. Se han realizado en el depósito galeríasde 16 metros.

PETRÓLEO

En el área que abarca la Hoja Jáchal se encuen-tra ampliamente desarrollada la Cuenca del Berme-jo y parcialmente las de Ischigualasto y Mascasín.

Las empresas YPF, Shell y Cities Service reali-zaron seis pozos sin resultado económico alguno. Lamayoría de ellos atravesaron una sección terciariaapoyada en discordancia sobre calizas asignadas ala Formación San Juan.

Las primeras perforaciones fueron realizadas porYPF en Niquivil. En los pozos denominados Niquivil1 y 2, se encontraron impregnaciones y rastros depetróleo en sedimentitas terciarias. Pucci (1986) rea-lizó un análisis de las rocas reservorio.

En las calizas cambro-ordovícicas aflorantesentre las sierras de Niquivil y Perico, Baldis y Beresi(1990) encontraron restos de hidrocarburos rellenan-do fisuras.

7. SITIOS DE INTERES GEOLÓGICO

PARQUE NATURAL PROVINCIALISCHIGUALASTO (VALLE DE LA LUNA)

Este extraño y exótico lugar, también conocidocomo Valle de La Luna, dista de la ciudad de SanJuan alrededor de 330 Km en dirección noreste. Elimponente espectáculo de las Barrancas Coloradascon más de 200m de altura y la tonalidad del cerroMorado, nos anticipan algunas de las característicasque este lugar ofrece. Sus rocas, afectadas por laacción del agua y el viento, además del tiempo, hanpermitido a la naturaleza tallar curiosas formas y laimaginación del hombre se ha encargado de darledistintas nombres: el Hongo, el Submarino, la Esfin-ge y tantos otros. Pero además del agreste paisaje,este Parque Natural basa su importancia y valor ensu riqueza paleontológica. Su fama, que ha trascen-dido las fronteras de nuestro país, radica en los ha-llazgos de restos fósiles de reptiles y plantas del Triá-sico, período que se caracterizó por la expansión delos primeros dinosaurios y mamíferos. Son numero-sos y variados los restos fósiles encontrados en esteyacimiento, como por ejemplo el reptil carnívoroEoraptor lunensis, famoso por constituir uno de losdinosaurios más antiguos que se conocen. Los fósi-les fueron extraídos de la espesa secuencia de sedi-mentitas rojas continentales del Grupo Agua de LaPeña, depositadas en una cuenca de tipo hemigraben.Además de contener a estas maravillas naturales, el


Parque Provincial Ischigualasto fue creado para pro-teger el ambiente, su flora y fauna, y preservar elaservo cultural histórico de la región.

ANTICLINAL DE AGUA HEDIONDA

Esta espectacular estructura anticlinal, ubica-da en la región centro-norte de la Hoja, contieneen su núcleo a calizas ordovícicas de la FormaciónSan Juan, mientras que los limbos son de sedimen-titas carbonífero-pérmicas y neógenas. La asime-tría de sus flancos y su geometría tipo kink, sugie-ren su origen como un pliegue de propagación defalla (Zapata y Allmendinger, 1993). El camino queconecta las localidades de Huaco y San José deJáchal permite recorrer esta estructura en direc-ción latitudinal y apreciar no solo los elementosgeométricos de este pliegue sino también la estra-tigrafía de la comarca.

ANTICLINAL DE MOGNA

Está ubicado en la Precordillera Oriental, al estede la localidad homónima y en la sierra del mismonombre. La estructura mayor es un gran anticlinalde alrededor de 15 km de longitud de onda. Sus ca-pas de vergencia occidental están constituídas por

sedimentitas sinorogénicas del Neógeno pertenecien-tes al Grupo Pontón Grande. Hacia el sur de Mognay expuestas en el núcleo fallado de la estructura,aparece una escama de las calizas ordovícicas de laFormación San Juan, a la que además acompañansedimentitas permotriásicas. Hacia el norte, el ple-gamiento continúa en los anticlinales de Niquivil yLas Salinas, constituídos también por las sedimenti-tas neógenas antes mencionadas.

CIÉNAGA DE GUALILÁN

Esta cuenca endorreica de tipo bolsón está ubi-cada en el extremo sudoeste de la Hoja y alcanza sumáximo desarrollo en sentido meridiano con alrede-dor de 30 km de longitud, mientras que en sentidolatitudinal llega a alcanzar un ancho de aproximada-mente 15 km. Su interés no solo radica en su espec-tacular paisaje de playa de bolsón, sino que adquieremayor significación por la presencia de las antiguasminas de oro de Gualilán, ubicadas en el extremonoroeste de la pampa homónima. El marco geológi-co de este distrito aurífero está caracterizado por lapresencia de calizas ordovícicas de la Formacón SanJuan, que fueron intruídas por cuerpos subvolcáni-cos dacíticos de edad miocena, responsables de lamineralización.


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hoja geológica 3169-ii san josé de jáchal

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