24°-25°s - Sernageomin

TOMO 1 - Análisis de Cuencas
ESTRATIGRAFÍA Y EVOLUCIÓN TECTÓNICA DE LA CUENCA
PALEÓGENA DE ARIZARO-POCITOS, PUNA OCCIDENTAL
(24°-25°S)
T.E. Jordan, Dept Earth & Atmospheric Sciences, Cornell Univ., Ithaca, NY 14853 USA,
[email protected],
C. Mpodozis, ENAP-SIPETROL, Vitacura 2736, Santiago, [email protected]
INTRODUCCIÓN
El importante evento de deformación que afectó los Andes Centrales durante el Eoceno
medio-Oligoceno inferior dio origen a una región, relativamente deprimida, comprendida entre las
zonas de activo alzamiento y deformación de la Precordillera chilena, y la Cordillera Oriental de
Bolivia y el Noroeste argentino (Kennan, 1999). Esta cuenca recibió el aporte de sedimentos
provenientes tanto de la erosión de sus bordes como de bloques de basamento elevados al interior
del dominio (Kraemer et al. 1997; Coutand et al, 2001; Voss, 2002; Mpodozis y Clavero, 2003;
Carrapa et al, 2005). Con
posteridad, los depocentros del
sector chileno (cuencas del
Salar de Atacama, Punta
Negra) quedaron finalmente
desconectados de aquellos de
la Puna debido el avance hacia
el este del frente volcánico
andino durante el Mioceno. En
esta contribución presentamos
nuevos antecedentes acerca del relleno paléogeno de una de las mayores y aún poco conocidas de
las cuencas de la Puna Argentina, la cuenca de Arizaro-Pocitos (Fig 1).
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XI CONGRESO GEOLOGICO CHILENO
ESTRATIGRAFÍA
Mientras que estratos del Mioceno medio a superior son importantes en el borde del Salar
de Arizaro (Alonso et al., 1991; Vandervoort et al., 1995) extensos afloramientos de secuencias
continentales paléogenas ocurren más al este (Blasco y Zappettini, 1996; Vandervoort et al., 1995).
Fm. Geste: Corresponde a una serie de conglomerados gruesos a muy gruesos, que afloran al SW
del Salar de Arizaro y en el flanco occidental de la sierra de Macón (Fig. 1), donde se apoyan en
discordancia de erosión sobre granitos ordovícicos (Page et al, 2002). En Sierra de Macón los
conglomerados son clasto-soportados, de 600 m de espesor, y con clastos redondeados a
subangulares de granitos, riolitas, y metamorfitas. Presentan estructuras de corte y relleno, e
intercalaciones de areniscas gruesas con estratificación cruzada. Corresponde a facies de un sistema
aluvial con flujos canalizados, asociadas localmente con dunas eólicas. La imbricación de clastos
indica transporte desde el oeste. Esta secuencia se asemeja al miembro inferior de la Fm. Geste,
descrita por Alonso (1992) en la zona de Pastos Grandes, y a los conglomerados basales del miembro
Campo Negro de la formación Quiñoas, expuesta en la zona de Antofalla (Voss, 2002). En Pastos
Grandes, el miembro inferior de la Fm. Geste predata a niveles datados del Eoceno medio-superior
(Alonso, 1992), lo cual permite, de ser válidas las correlaciones, asignar las facies similares de
Arizaro-Pocitos, al Eoceno.
Fm. Vizcachera: Zappettini y Blasco (1998) propusieron el nombre Fm. Vizcachera para un conjunto
dominado por areniscas y limolitas en el oeste de la zona de estudio. Si bien diferencian dos miembros,
el miembro “superior” por ellos descrito, incluye probablemente estratos del Mioceno medio-superior
de facies distinta (Vandervoort et al., 1995). Mantenemos, en forma preliminar, el nombre formal
Fm. Vizcachera solo para el miembro inferior de Zappettini y Blasco (1998) y la dividimos en dos
miembros.
Miembro inferior arenoso: Expuesto al oeste de Siete Curvas (Fig.1) está formado por hasta 2000
m de areniscas medias a finas con estratificación planar y ondulitas. Incluye niveles de areniscas,
medias a gruesas, con estratificación cruzada. Representan la asociación de facies de un enorme
ambiente de sandflat interrumpido por campos de dunas eólicas, depósitos de intraduna y, escasos
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TOMO 1 - Análisis de Cuencas
canales fluviales. Estas facies se asemejan, en parte, a las de miembro Campo Negro de la Fm.
Quiñoas (zona de Antofalla) que presenta, en sus niveles medios a superiores, tobas datadas en
37.6±0.3 Ma y 34.0±0.9 Ma (Kraemer et al., 1999; Voss 2002).
Miembro superior arcilloso-arenoso. Concordante sobre el miembro inferior en la zona de Siete
Curvas (Fig.1) afloran al menos 1000 m de arcillolitas, limolitas y areniscas muy finas con
intercalaciones menores de yeso. Presenta, en su parte media, un nivel de tobas datado en 23.8 ±
0.4 Ma (Vandervoort et al., 1995). Corresponden a depósitos distales de un sistema aluvial dominado
por flujos en lámina, acumulados, por decantación, en una zona donde las aguas de sucesivas
inundaciones se estancaron formado lagos efímeros muy somero. Está cubierto, en suave discordancia,
por una unidad con mayor participación evaporítica en cual se intercala una toba de 10.8 ± 2.0 Ma
(Alonso et al. 1991) (Fig. 1, 2). Este miembro es, probablemente, equivalente temporal de los
miembro Cadillo y Aguada de la Fm Quiñoas el cual presenta intercalaciones de tobas datadas en
28.2 ± 2.4, 28.9±0.8, y 22.5 ± 0.6 Ma (Kraemer et al, 1997; Voss, 2002).
Las
relaciones
verticales
y/o
laterales entre los
dos miembros de la
Fm Vizcachera son
complejas. Entre Abra Navarro y Siete Curvas el miembro inferior subyace al superior. Sin embargo,
hacía el oeste (flanco occidental del Cerro Caricito, Fig.1) la Fm sólo tiene facies como las que
caracterizan al miembro inferior, y la edad de 19.8±3.0 Ma (trazas de fisión en circones, datos
inéditos de S. Kelley, 2005) de una toba intercalada sugiere que incluye niveles tan jóvenes como los
del miembro superior de Siete Curvas (Fig. 2). Este cambio de facies coincide con el eje estructural
del anticlinal Cerro Caricito y puede ser consecuencia del crecimiento de dicha estructura durante el
Oligoceno superior-Mioceno inferior, aunque el proceso no alcanzó, aparentemente, a exponer a
erosión el basamento indicando que la velocidad de acumulación habría excedido la velocidad de
alzamiento.
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XI CONGRESO GEOLOGICO CHILENO
CONSIDERACIONES TECTÓNICAS
La amplitud de la cuenca de Arizaro-Pocitos (>130 km E-W, >250 km N-S) y la falta de
variaciones laterales significativas en el espesor de los estratos paléogenos es característica de cuencas
de antepaís desarrolladas sobre una placa horizontal. Durante el Eoceno las Cumbres de Macón
habrían constituidos un cerro isla, remanente de una topografía heredada del Mesozóico. Durante el
Oligoceno (29-24 Ma) se reactivaron fallas antiguas y se alzaron las Cumbres de Macón, al norte,
y Calalaste, al sur (Carrapa et al., 2005), aunque dejando una zona deprimida intermedia en cual
siguió la acumulación de sedimentos. La distribución de las secuencias del Eoceno-Mioceno indica
que la morfología actual de salares y serranías entre los salares de Arizaro y Pocitos es el producto
de procesos de deformación más jóvenes que el Mioceno inferior.
Agradecemos a Ricardo Alonso, Shari Kelly, Alvaro Chávez, NSF y SERNAGEOMIN.
REFERENCIAS
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Alonso, R.N. 1992. Estratigrafía del Cenozoic de la cuenca de Pastos Grandes (Puna Salteña) con énfasis en la
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Blasco, G.; Zappettini, E.O. 1996. Hoja Geológica 2566-I, San Antonio de los Cobres. Programa Nacional de
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Geológico, Buenos Aires, 126 p.
Carrapa, B.; Adelmann, D.; Hilley, G. E.; Mortimer, E.; Sobel, E.R.; Strecker, M.R. 2005. Oligocene range uplift and
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2004TC00176, 19 p.
Coutand, I., Cobbold, P., de Urreiztieta, M., Gautier, P., Chauvin, A., Gapis, D., Rosello, E., Lopez, Gamundí, O.,
2001, Style and history of Andean deformation, Puna plateau, northwestern Argentina. Tectonics, Vol,
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Kennan, l, 1999. Large scale geomorphology in the Andes: interrelationships of tectonics magmatism and climate.
In M. A Summerfield (ed) Geomorphology and Global tectonics, p.167-199. , J Wiley, NY
Kraemer, B; Adelmann, D.; Alten, M.; Schnurr, W.; Erpenstein, K.; Kiefer, E.; van den Boagaard, P.; Görler, K.
1999. Incorporation of the Paleogene foreland into the Neogene Puna plateau: the Salar de Antofalla
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Mpodozis, C.; Clavero, J. 2002. Tertiary Tectonic evolution of the southwestern edge of the Puna Plateau:
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