hoja geológica 3366-iii san luis

Programa Nacional de Cartas Geológicasde la República Argentina

1:250.000

Hoja Geológica 3366-III

San LuisProvincias de San Luis y Mendoza

MEMORIA PRELIMINAREdición preliminar, sujeta a revisiones y correciones parciales

GeologíaCOSTA C. H., C. E. GARDINI, J. O. CHIESA, A. E. ORTIZ SUÁREZ,G. E. OJEDA, D. L. RIVAROLA, G. C. TOGNELLI, E. N. STRASSER,A. O. CARUGNO DURÁN. P. N. MORLA, P. G. GUERSTEIN, D. A.

SALES y H. M. VINCIGUERRA

Normas, dirección y supervisión del Instituto de Geología y Recursos Minerales

SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINOINSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

Boletín Nº 293Buenos Aires - 2001

SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINO

Presidente Ing. Jorge MayoralSecretario Ejecutivo Lic. Pedro Alcántara

INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

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Referencia bibliográficaCOSTA C. H., C. E. GARDINI, J. O. CHIESA, A. E. ORTIZ SUÁREZ,G. E. OJEDA, D. L. RIVAROLA, G. C. TOGNELLI, E. N. STRASSER,A. O. CARUGNO DURÁN. P. N. MORLA, P. G. GUERSTEIN, D. A.

SALES y H. M. VINCIGUERRA, 2001. Hoja Geológica 3366-III,San Luis. Provincias de San Luis y Mendoza. Instituto de Geo-logía y Recursos Minerales, Servicio Geológico Minero Argen-

tino. Boletín 293, p. .Buenos Aires.

San Luis 1

RESUMEN

La presente Hoja Geológica se localiza en elcentro oeste de la provincia de San Luis e incluyetambién un sector marginal del noreste de la provin-cia de Mendoza. Se exponen parcialmente aquí losafloramientos del basamento cristalino de la sierrade San Luis, cuyo extremo austral está comprendi-do en la esquina noreste de esta hoja. Las rocaspredominantes corresponden a esquistos de diversotipo, gneises y migmatitas, con rocas básicas inter-caladas. Los protolitos podrían corresponder alPrecámbrico superior y han sido afectados por epi-sodios metamórficos durante el Paleozoico inferior,asi como por eventos magmáticos que guardan dife-rentes relaciones con los procesos de deformaciónprincipal. Al sur de la ciudad de San Luis aparecenalgunos asomos aislados de basamento cristalino yel extremo sur de la Hoja abarca parcialmente albasamento de la sierra de Varela, de composiciónlitológica semejante a la descripta.

Los registros estratigráficos continúan con se-cuencias clásticas y evaporíticas mesozoicas, locali-zadas en una cadena de serranías bajas conocidacomo Cerrillada de Las Cabras y en cerrillos aisla-dos ubicados al sur de la sierra de San Luis. Lassedimentitas expuestas en superficie han sido asig-nadas al Cretácico y expresan el relleno de cuencascontinentales de origen extensional. Las sedimentitasterciarias afloran como una orla discontínua en losmárgenes de la sierra de San Luis y en las cerrilladasmencionadas, predominando también depósitos flu-viales en depresiones intermontanas. La columna

estratigráfica se completa con una importante co-bertura de depósitos cuaternarios derivados de pro-cesos fluviales, eólicos y también evaporíticos. Dentrode este panorama se distinguen sedimentos asocia-dos a planicies aluviales y playas. La intervencióneólica está evidenciada por la abundante coberturaloessoide que alcanza también a sectores interioresde la sierra de San Luis y por los depósitosmedanosos de los sectores sur y oeste. Sedimentosasociados a lagunas y bañados también se recono-cen en las cercanías del curso del río Desaguadero,en el oeste de la Hoja Geológica.

Los rasgos estructurales del basamento crista-lino están caracterizados por estructuras planarescon una orientación NNE muy predominante. Es-tas estructuras parecen haber sido generadas apartir de por lo menos tres episodiostectometamórficos, siendo referido el más impor-tante al ciclo Famatiniano (Silúrico-Devónico). Lasmacroestructuras reconocidas en el relieve por suasociación con geoformas de plegamiento yfallamiento corresponden a la escarpa de falla dela ladera oeste de la sierra de San Luis y a fallasmenores al sur de ésta, vinculadas con los aflora-mientos menores de basamento cristalino y consecuencias sedimentarias. Por otra parte el relievede la Cerrillada de Las Cabras está asociado a unbraquianticlinal producido por fallas propagantescuya generación, al igual que en el caso anterior,está vinculada con los movimientos asociados a laorogenia Andina.

2 Hoja Geológica 3366-III

ABSTRACT

This Geological Sheet is located in Central-Western San Luis province, also including a margi-nal part of the Northeast of Mendoza province. Thesouthermost part of the cristalline basement of theSan Luis range is exposed in the Northeast cornerof the studied area. Dominant metamorphic rocksare defined by several types of schists, gneises andmigmatites, with intercalations of basic rocks. Origi-nal sequences could be refered to Late Precambriantimes and have been affected by metamorphismand magmatic intrusions with different relationshipsas for the main deformation processes. Isolatedoutcrops of basement rocks appear South of SanLuis city and in the southern border is located theVarela range, whose lithology are of similarcomposition as those refered for the sierra de SanLuis.

The stratigraphic record continues with mesozoicclastic and evaporitic sequences located in theCerrillada de Las Cabras and in small isolated hillssouth of the San Luis range. The exposedsedimentites have been interpreted as theCretaceous filling of extensional continental basins.Tertiary rocks crop out as a discontinuous belt-shapein the borders of San Luis range and in the southern

hills. Quaternary deposits represent an importantareal coverage, where those related with alluvialplains and playa-type are dominant. Eolic participationis evidenced by the widely distributed loessoidmaterilas (including also inner sectors of San Luisrange) and by sand dunes fields in the south andwestern sectors. Lacustrine sediments are alsopresent in the sorroundings of the Desaguadero river,located in the western part of the Geological Sheet.

Structural features of the cristaline basementare characterized by planar structures with adominating NNE trend. Such a structures seem tohave been developed by at least threetectometamorphic episodes, being refered the mostimportant one to the Famatinian phase (Silurian-Devonian) . The macrostructures recognized in thelandscape in association with folding and faultinglandforms, correspond to the San Luis rangewestern-hillslope fault and to minor faults relatedto this master structure. These faults are relatedwith the southern basement outcrops and associatedsedimentary rocks. The Cerrillada de Las Cabraslandscape is associated with a brachianticlinedeveloped by propagating faults during the Andeanorogeny.

San Luis 3

1. INTRODUCCION

SITUACIÓN Y CARACTERÍSTICAS GEO-GRÁFICAS

La Hoja Geológica 3366-III está limitada porlos paralelos 33° y 34° de latitud sur y por los meri-dianos 66° y 67° 30´ de longitud occidental, lo cualdetermina una superficie de 15.925 km2. Ella abar-ca parcialmente al noroeste de la provincia de SanLuis y a un sector marginal del noreste de la provin-cia de Mendoza (Figura 1).

El clima predominante de la zona es semiárido,aumentando gradualmente las condiciones de aridezhacia occidente, particularmente al oeste del ríoDesaguadero. Sin embargo, en las cotas superioresde la sierra de San Luis las precipitaciones puedenalcanzar hasta 800 mm anuales. La principal épocade lluvias está comprendida entre los meses de oc-tubre y marzo.

Las mayores alturas se localizan en la sierra deSan Luis, donde algunos picos como los cerros Tina-ja, Agua Hedionda y Retana superan los 2.000 msnm.Fuera de este ambiente serrano, solo se reconocenelevaciones pequeñas y aisladas entre las sierras deSan Luis y Varela y la cerrillada de Las Cabras en eloeste, alineada en el dorso topográfico de El Gigan-te-Alto Pencoso.

En la red hidrográfica se destaca el río Des-aguadero que discurre de NNO a SSE. La superfi-cie de esta Hoja Geológica contiene también al cur-so del río Tunuyán, aunque la mayor parte de suscaudales se infiltran antes de su unión con el ríoDesaguadero, en el sector sudoeste del área. Loscursos de la ladera occidental de la sierra de SanLuis se infiltran casi inmediatamente después deabandonar el área de serranías y sus crecidas ex-cepcionales son colectadas por la cañada de SanGerónimo-Balde, la cual drena hacia la salina de ElBebedero. En el ámbito de la ladera oriental de lasierra de San Luis, el alto topográfico de La Cumbreoficia de línea divisoria entre los cauces con nivel debase en la salina de El Bebedero y aquellos perte-necientes a la cuenca del río Quinto, la mayoría delos cuales son represados en el embalse La Florida.

Como núcleo poblacional importante se desta-ca la ciudad de San Luis, ubicada en el extremo surde la sierra homónima, localizándose algunas otraspoblaciones en los márgenes de la misma como Jua-na Koslay, Villa de la Quebrada, El Trapiche, La Flo-rida, El Durazno, El Volcán y Potrero de los Funes.Fuera de este sector, la densidad de población es

muy baja y solo existen núcleos poblados vinculadosa líneas férreas; tales como Jarilla, Alto Pencoso,Balde, Beazley y Zanjitas, o a rutas asfaltadas (SanGerónimo).

La ruta nacional N° 7 atraviesa el área en di-rección E-O y es la vía más importante. Los otroscaminos pavimentados son las rutas nacionales N°146 y 147 y las provinciales N°3, 9 y 20. El resto dela red caminera está constituída por caminos conso-lidados y la misma es inexistente o reducida a rudi-mentarias huellas al oeste del río Desaguadero. Asu vez, la cumbre de la sierra de San Luis solo esaccesible a través de senderos o sendas de anima-les solo aptos para el transito a pie, aunque debedestacarse que la ruta provincial N° 9 se internabastante en el corazón serrano del extremo NE dela hoja.

Es factible realizar trabajos de campaña duran-te todo el año, aún cuando los veranos en el sectoroeste son sumamente calurosos, lo cual es agravadopor la escasez o falta total de agua.

En las llanuras ubicadas al este del río Desagua-dero predomina la típica vegetación de monte, des-tacándose como especies el quebracho blanco, al-garrobo, peje o sombra de toro, jarilla y espinillo. Enel ambiente pedemontano son importantes tambiénmolles y talas. En las laderas serranas o en las se-rranías bajas predominan especies arbustivas comoel garabato, mientras que por encima de los 1.400msnm solo se encuentran pajonales y praderas degramíneas.

La densidad de la cobertura vegetal disminuyenotablemente al oeste del río Desaguadero, encon-trándose matas de especies halófitas y xerófilas. Porel contrario las imágenes aéreas muestran un brus-co cambio en el patrón del uso de la tierra a partir dela línea determinada por la ciudad de San Luis-cerroEl Lince-cerro Charlone, al este de la cual es muycomún la presencia de desmontes con propósitosagrícolo-ganaderos.

NATURALEZA DEL TRABAJO

El presente informe y mapa ha resultado de larevisión y compilación de la cartografía geológicadisponible, así como de la generación de nueva in-formación, conforme a las pautas establecidas en elPrograma Nacional de la Carta Geológica. Laplanialtimetría del área estudiada fue confeccionadaen base a cartas topográficas con cobertura parcialdel Instituto Geográfico Militar a escala 1:50.000 y1: 100.000. Fueron utilizadas también las restitucio-


nes planialtimétricas a escala 1:20.000 que poseela Dirección Provincial de Geodesia y Catastrode la provincia de San Luis, las cuales abarcanlas áreas con relieve de la sierra de San Luis.Dicha información fue adaptada y corregida conel apoyo de mediciones en el terreno con siste-mas de posicionamiento satelital (GPS), usandoademás cobertura de imágenes satelitarias(Landsat Tematic Mapper) para sectores sin dis-ponibilidad de cartografía en escala adecuada.Dicha información fue digitalizada a partir de unsistema de información geográfico y constituyó elsoporte cartográfico sobre el que se transfirió lainformación geológica.

INVESTIGACIONES ANTERIORES

Las primeras noticias respecto a la constitu-ción geológica de esta región fueron aportadas porlas contribuciones de de Moussy (1866); AveLallemant (1875) y Brackebusch (1876, 1891), quie-nes se refirieron a aspectos geológicos generalesde la sierra de San Luis y/o las llanuras circundan-tes. Continuaron luego en las primeras décadas delpresente siglo trabajos realizados con diversos pro-pósitos, entre los que se destacan los estudios deGerth (1914), Pastore (1929, 1935) y Deletang(1929). Las características geológicas de las se-rranías occidentales fueron en principio descriptaspor los trabajos de exploración de hidrocarburospropiciados por YPF (Biondi, 1937, 1938; Trumpy,1942).

La única hoja geológica ejecutada del anteriorprograma de la Carta Geológico-Económica de laRepública Argentina comprendida en el área de es-tudio, corresponde a la Hoja 24f (San Luis) (Guiñazú,1961).

Posteriormente, diferentes aspectos de laHoja Geológica 3366-III han sido reseñados enlas contribuciones de Flores (1969), Flores y Cria-do Roque (1972), Gordillo y Lencinas (1972 y1979), Dirección General de Fabricaciones Mi-litares (1973), Kilmurray y Dalla Salda (1977),Flores (1979), Criado Roque et al., (1981a,1981b), Kilmurray y Villar (1981), Pascual yBondesio (1981), Yrigoyen (1981) e Yrigoyen etal. (1989).

En las últimas dos décadas numerosos aportessobre diversas temáticas han incrementado elvolúmen de información sobre esta zona, los cualesson citados en el tratamiento de las temáticas co-rrespondientes.

2. ESTRATIGRAFÍA

2.1 PRECÁMBRICO SUPERIOR-PALEOZOICO INFERIOR

Marco descriptivo

Las rocas correspondientes a este intervalocronológico corresponden a los afloramientos del ba-samento cristalino que aparecen en las sierras de SanLuis y Varela y en una serie de serranías menoresubicadas entre la sierras de Los Padres y Charlone.

Las litologías presentes en la sierra de San Luisson las que han recibido tradicionalmente mayor aten-ción, destacándose los trabajos regionales de Pastore(1935), Pastore y Ruiz Huidobro (1952), Guiñazú(1961), Dirección General de Fabricaciones Milita-res (1973), Kilmurray y Dalla Salda (1977), Kilmurrayy Villar (1981), Ortiz Suárez et al. (1992), Sims et al.(1997) y Llambías et al. (1998).

En dicho basamento se han diferenciado distin-tas unidades litológicas ígneas y metamórficas, ade-más de rocas migmáticas. Estas unidades se hanagrupado en “Complejos”, entendiendo como talesa una unidad litoestratigráfica integrada por diver-sos tipos o clases de rocas metamórficas y caracte-rizada por una configuración estructural muy com-pleja, que enmascara la sucesión estratigráfica ori-ginal de las rocas constituyentes. Un “Complejo”puede equivaler en rango estratigráfico a un grupo,formación o miembro (Hedberg, 1980).

Complejo Nogolí 1-2 (Sims et al., 1997)

Marco descriptivo y distribución areal

Se utiliza esta denominación para agrupar unaserie de rocas metamórficas formadas porparagneises, ortogneises, anfibolitas, migmatitas yesquistos, afectados por varias fases demetamorfismo y deformación que han alcanzadocondiciones de alto grado metamorfico en un impor-tante sector de esta litozona. Se reconocen en elángulo noroeste del basamento aflorante en la hojay corresponden a la terminación austral de una zonacon mayor desarrollo hacia el norte, cuyos contac-tos son muy poco conocidos.

Gneises, migmatitas, milonitas yanfibolitas (1)

Los ortogneises muestran una foliación inten-

San Luis 5

sa y se componen de cuarzo recristalizado,feldespato y biotita, con muscovita secundaria comoaccesorio. Se observan a veces grandesporfiroblastos de feldespato potásico. Las bandasmáficas forman lentes abudinadas dentro delortogneis y consisten en hornblenda, plagioclasa,cuarzo; biotita y epidoto secundario. (Sims et al.,1997).

Existen pocas descripciones de esta unidad,caracterizada por la frecuente intercalación delos tipos litológicos mencionados en el epígrafecon abundantes cinturones miloníticos y cizallafrágil sobreimpuesta. En los gneises y migmatitasaparecen frecuentes plegamientos ptigmáticos(Figura 2), e intrusiones aplopegmatiticas. Simset al. (1997) describieron más al norte gneisesformados por la asociación característica decuarzo, feldespato, cordierita, sillimanita y biotita,mencionando además la presencia común deortogneises.

Esquistos (2)

Costa (1992) y Rocassalvo (1992) describie-ron granitoides y esquistos micáceos en el extre-mo occidental de la ladera serrana al sureste deVilla de Quebrada (Figura 3) que podríaninterpretarse como pertenecientes al complejoNogolí. Estas rocas de colores grises yamarronados presentan en ocasiones venillassilíceas con disposición lit par lit y constituyen laroca de caja de las manifestaciones wolframíferasvinculadas a vetas de cuarzo, localizadas entre lasquebradas de Guascara y Rumi Huasi. En lasproximidades de este último sector, Costa (1992;1994) describió importantes alteraciones mecáni-cas de los esquistos asociadas al frente de corri-miento serrano.

Relaciones estratigráficas y edad

No existen dataciones radimétricas deter-minadas para las rocas de este complejo, aun-que Sims et al (1997) asignaron al Cámbrico lasecuencia sedimentaria original de las mismas.Las relaciones estratigráficas con las restanteslitozonas metamórficas del basamento cristali-no de la sierra indican que los gneises son ante-riores a granitoides asociados al Ordovicico,puesto que se han reconocido enclaves al nortede la hoja en el plutón Gasparillo (Llambias etal 1997)

Complejo San José (3) gneises,migmatitas , anfibolitas


Esta denominación es abarcativa del “Comple-jo Gneisico San José”, que Ortiz Suárez (1998) utili-zara para denominar a unidades metamórficas deorigen ígneo y sedimentario expuestas al norte deLa Carolina (fuera del área de estudio). A su vezcoincide parcialmente con lo que Sims et al. (1997)denominaran “Complejo Pringles”, el cual agrupa alas rocas metamórficas localizadas en la parte cen-tro occidental de la sierra de San Luis, marginadaspor las filitas correspondientes a la Formación SanLuis. Las litologías predominantes según estos ultimosautores están constituidas por gneises, migmatitas,anfibolitas y esquistos. Sin embargo von Gosen(1998), consideró que los esquistos corresponden asecuencias originales equiparables con las filitaspertenecientes a la Formación San Luis, criterio quees compartido en este trabajo. Por tal razón las ro-cas asignadas a este complejo se restringen al grupode más alto grado metamórfico, lo cual es más afincon el agrupamiento propuesto por Ortiz Suárez(1998), el cual presenta también una referenciacióntoponímica afín con sus exposiciones más caracte-rísticas.

Litología

Migmatitas: Diferentes autores (Kilmurray yDalla Salda, 1977, Killmurray y Villar, 1981, entreotros) han descripto estas rocas formando cuerposindependientes y marginando en ocasiones a losplutones graníticos. Sin embargo, las migmatitas hansido descriptas en general junto con los gneises(Pastore y Ruiz Huidobro, 1952, Gordillo y Lencinas,1979, Ortiz Suárez et al. 1992, Sims et al. 1997). Larepresentación cartográfica unitaria de ambas uni-dades obedece a las limitaciones de detalle impues-tas por la presente escala de trabajo.

Kilmurray y Dalla Salda (1977) ubicaron áreasmigmáticas en el borde oeste del granito de LaEscalerilla y al norte del embalse La Florida. Lasrocas descriptas son altamente foliadas a pocofoliadas y macizas, con textura granoblástica homo-génea a heterogénea y minerales de distinto tama-ño.

Al oeste del paraje de Río Grande, Sales (1996)indicó que las migmatitas son de tipo estromatíticas(Figura 4) con bandeamiento desordenado,


enfatizado por segregaciones pegmatíticas. En elsector oriental de esta unidad predominan a dichalatitud anatexitas y epibolitas con frecuentes plie-gues ptigmáticos. La mineralogía de estas rocas estácaracterizada por cuarzo, plagioclasa y microclinoen el neosoma y biotita, granate, cuarzo y sillimanitaen el paleosoma. En algunos ocasiones el granateforma porfiroblastos de hasta 5 cm. Normalmentela proporción de neosomas es baja; alrededor del 15% del total de la roca.

Gneises: Los gneises que se encuentran en laHoja San Luis han sido descripto en trabajos regio-nales (Pastore y Ruiz Huidobro, 1954, Gordillo yLencinas, 1979, Kilmurray y Dalla Salda, 1979, OrtizSuárez et al., 1992, Sims et al. 1997) y en trabajosmás puntuales por Costa (1983), Cañadas (1984) ySánchez et al. (1996). Estas rocas se ubican al estedel granito de La Escalerilla, desde El Durazno -Estancia Grande hacia el norte, ya fuera de los lími-tes de la hoja.

Los gneises presentan una marcada foliación derumbo submeridiano, con una lineación mineral dealto ángulo. La mineralogía predominante es cuarzo,plagioclasa, feldespato potásico, sillimanita y grana-te. Sims et al. (1997) indicaron también la participa-ción de cordierita y espinelo y describieron lentes degneises máficos y de rocas calcosilicáticas, así comoortogneises graníticos intercalados entre la litologíadominante. Un aspecto típico de los gneises se mues-tra en la figura 5. Esta litología pasa gradualmente aesquistos con disminución del grado metamórfico yaparición de numerosos cuerpos pegmatíticos.

Las condiciones metamórficas alcanzadas porestas rocas corresponden a la subfacies más alta dela facies anfibolitas (Ortiz Suárez et al. 1992), aun-que algunos autores mencionan condiciones de fa-cies granulitas, en las zonas donde se alojan los cuer-pos máficos (Kilmurray y Dalla Salda, 1977, Sims etal., 1997, Hauzenberger et al , 1998).

Anfibolitas: Estas rocas no han sido estudia-das en detalle en esta región, si bien se mencio-nan formando pequeños cuerpos generalmente alo-jados en los gneises. Costa (1983), describióortoanfibolitas foliadas afectadas por unmetamorfismo de facies anfibolitas almandínicasen la zona de El Durazno. Sales (1996) mencionóla existencia de cuerpos de anfibolitas con tama-ños variables de 5 a 10 metros en la zona de LosManantiales y dentro de los gneises.Petrograficamente están formados por clorita,anfíbol, plagioclasa, cuarzo, epidoto, biotita ymuscovita.


La edad del Complejo San José no es conocidaaunque algunos autores las han asimilado a eventosmetamórficos y metasomáticos cámbricos ydevónicos (Kilmurray y Dalla Salda, 1977) o bien aun evento ordovícico (Ortiz Suárez et al. 1992). Enopinión de Sims et al. (1997) las metamorfitas de loque denominan Complejo Pringles derivan de secuen-cias originales de edad cambro-ordovícicas, afecta-das por un pico metamórfico durante el Ordovícico.

Las relaciones entre estas litologías y las unida-des de menor grado metamórfico es aún motivo deestudio.

Migmatitas y gneises de la Sierra deVarela (4)

Peano (1987) y Romero (1991) destacaron unamplio predominio de las migmatitas en el basamen-to cristalino de la sierra de Varela, ocupando estalitología la casi totalidad de los afloramientos. Pre-sentan una foliación con orientación 15º/30º y lasvariedades reconocidas son nebulíticas,estromatíticas y oftálmicas. Su mineralogía se com-pone de cuarzo, microclino, plagioclasa y biotita, conepidoto, óxidos de hierro, apatita y circón como mi-nerales accesorios. En las variedades oftálmicas elmicroclino forma megablastos que alcanzan hasta 5cm.

Romero (1991) mencionó también pequeños aflo-ramientos de gneises ubicados en el sector central,al norte de la quebrada La Chilca. Se trata de rocasmacizas con estructura gneisica de tonalidades ne-gro – verdosas, compuestas por anfíboles, biotita,cuarzo y apatita, con textura lepidoblástica dondedomina la biotita.

En el sector sureste aparecen esquistos conreducida extensión areal. La posición de laesquistosidad es 10º/30º E, con fábrica esquistosacompuesta por cuarzo anhedral, moscovita, biotita,plagioclasa, granate y feldespato potásico (Romero1991).

Granitoides y metamorfitas de las sierrasde El Lince, Las Barrancas y Charlone (5)


En las serranías menores ubicadas al sur de lasierra de San Luis, se exponen núcleos de basamen-to cristalino, cuyos tipos litológicos guardan similitu-

San Luis 7

des con las litologias expuestas en la sierra de SanLuis. No obstante, la desconexión física y la escasainformación disponible no permiten mayores consi-deraciones sobre sus relaciones estratigráficas yedad, razón por la que se las ha agrupado como unaunidad cartográfica separada.

Litología

En la sierra de Las Barrancas, al norte de laestancia El Tala, se observan migmatitas nebulíticascon schieleren biotíticos orientados en forma meri-diana, con 60 y 70% de neosoma granítico. Las re-laciones que presentan indican transiciones hacia losgneises con disminución del neosoma o haciagranitoides, lo cual se interpreta como mayor por-centaje de fundido anatéctico.

En el cerro El Lince, se reconocieron esquistosmoscovítico-biotíticos con actitud 202º/84°NO.Muestran granate y ojos de cuarzo de pocos centí-metros, así como venillas de composiciónpegmatíticas. Están cortados por pegmatitas defor-madas, cuyas máximas potencias alcanzan hasta 6-7 m.

En el sector noroeste del cerro Charlone, Lan-chas (1981) mencionó la presencia de un pequeñoafloramiento de granitoides sobre el cual se apoyanlas secuencias sedimentarias mesozoicas.

Complejo La Florida (6-7)


Se utiliza esta denominación para agrupar a lasunidades de bajo grado metamórfico que caracteri-zan a el sector occidental de la sierra de San Luis,en la cual se destacan diversos tipos de esquistos,además de cinturones de filitas, pizarras,metaconglomerados y metavolcanitas. Prozzi y Ra-mos (1988) utilizaron la denominación de FormaciónSan Luis para describir la faja de filitas que se en-cuentra desde la zona de La Florida-río Quinto has-ta más al norte de Cerros Largos. Posteriormentedicha denominación se hizo extensiva a la otra fajade rocas de bajo grado metamórfico que aflora aloeste de la primera (Ortiz Suárez et al. 1992). Másrecientemente von Gosen (1998) consideró que losesquistos que se encuentran bordeando las fajas defilitas corresponden a una misma unidad con una his-toria geológica común, por lo que aquí se incluyenambos tipos litológicos en la misma denominaciónestratigráfica, que tiene en los alrededores del em-

balse La Florida una interesante exposición de suslitotipos más representativos.

Esquistos (6)


Estas rocas han sido descriptas por Pastore yRuiz Huidobro (1952), Gordillo y Lencinas (1979),Kilmurray y Dalla Salda (1979), Kilmurray (1982),Costa (1983), Gardini (1985), Pascuet (1989),Carugno Durán (1993), Ortiz Suárez et al. (1992) ySales (1996). Sims et al. (1997) incluyeron estas ro-cas dentro del Complejo Pringles.

Los esquistos aparecen como una faja elongadaen dirección submeridiana al este del granito de LaEscalerilla y también al norte del embalse La Flori-da. En este último caso se encuentran entre las filitasal este y los gneises al oeste.

Litología

Las rocas predominantes son esquistos cuarzomicáceos, con intercalaciones de bancos decuarcitas. La mineralogía de los esquistos es cuar-zo, muscovita, biotita, plagioclasa y granate, local-mente se reconoce estaurolita (Ortiz Suárez et al.1992).

Costa (1983) denominó Metamorfitas ElReparito a esquistos cuarzo micáceos, cuarzofeldespáticos y cuarzo biotíticos que predominan enesta unidad a la latitud de El Durazno, a los que sesuman rocas con foliación cataclástica. Más al nor-te, Sales (1996) describió esquistos cuarzo micáceos,micáceos y cuarcíticos con buen desarrollo de unafoliación de rumbo NNE a SSO y buzamientos dealto ángulo al SE, en el arroyo Los Manantiales. Segúneste autor, los esquistos están en contacto concor-dante y neto en el este con gneises, mientras que enlas adyacencias del plutón La Escalerilla se recono-ce una importante deformación interna en estaslitologías (Figura 6). La mineralogía de los esquistosestá representada en este sector por cuarzo, biotita,sillimanita, plagioclasa y feldespato potásico. En al-gunos casos se observan variedades conporfiroblastos de muscovita (Pascuet, 1989, Sales1996).

Carugno Durán (1993) describió en las inmedia-ciones del embalse La Florida esquistos cuarzomicaceos, con esquistosidad con actitud 5º/ 80º O,bastante biotíticos y asociados a inyecciones de cuar-zo. Estas rocas corresponden a las que Killmurray


(1982) denominara Esquistos Biotíticos Corrugados.Dentro de las mismas se pueden diferenciar esquistoscuarzo biotíticos y esquistos cuarzo biotíticos conporfiroblastos de epidoto. Ambos poseen abundantegranate, son de color negro o gris oscuro. Suesquistosidad está bien marcada y en algunos casosflexurada, destacándose biotita, cuarzo, muscovita,estaurolita, granate, turmalina, epidoto, calcita,titanita, circones y minerales opacos en su composi-ción. Dicho autor también reconoció en esa zonaesquistos cuarzo biotíticos con nódulos de muscovitay textura lepidoblástica, formadas por plagioclasa (An31), cuarzo, biotita, granate, muscovita.

Las condiciones metamórficas alcanzadas porlos esquistos de la sierra de San Luis correspondena la subfacies más alta de la facies esquistos verdesy a las subfacies más bajas de la facies anfibolitas(Ortiz Suárez et al., 1992).

Formación San Luis (Prozzi y Ramos,1988) (7)Filitas


Estas rocas fueron descriptas por Killmurray(1982), Ortiz Suárez et al. (1992), Carugno Durán(1993). Prozzi y Ramos (1988) las denominaron For-mación San Luis y posteriormente Prozzi y Rosso(1990) interpretaron a esta litología como una se-cuencia turbidítica, correlacionable con la Fm.Puncoviscana (Proterozoico superior – Cámbrico).

La filitas se ubican en una faja de unos 6 kiló-metros de ancho con elongación submeridiana, cuyoextremo sudoeste queda comprendido en el área deestudio. Junto con los esquistos constituyen una zonade menor grado metamórfico dentro del basamentocristalino de la sierra.

Litología

Dentro de esta unidad se distinguen variaslitologías clásticas de distinta granulometria conintercalaciones ígneas, todas afectadas por clivaje ymetamorfismo de bajo grado. Predominan las se-cuencias originales psamíticas de composicióngrauváquica que gradan hacia pelitas con estratifi-cación rítmica. Dentro de las rocas pelíticas, puedeseguirse por espacio de 50 km una capa de pocosmetros de espesor, caracterizada por la escasez deintercalaciones arenosas, según la dirección del rum-bo de la estructura regional. En los bancos de piza-

rras se destacan pliegues sinsedimentarios desarro-llados en horizontes cuarcíticos, mientras que en laparte media de la secuencia se intercalanmetavolcanitas ácidas. También se ha reconocidoun banco conglomerádico de 200 mts. de espesor y12 km de largo. La matriz del mismo es filítica, enmenor proporción que los clastos compuestos pormetagrauvacas, filitas, cuarzo y escasas vulcanitas(Prozzi y Ramos, 1988).

En las inmediaciones de La Florida, las filitasmuestran coloraciones variables del verde al gris,con tamaño de grano muy fino al igual que su clivaje.Presentan un aspecto sedoso conferido por la sericitay se observa cuarzo, biotita y moscovita, ocasional-mente con porfiroblastos de granate y biotita. Estasfilitas están acompañadas por cuarcitas ymetavolcanitas ácidas de tonos blanquecinos y tex-tura blastopórfirica, presentes como finos bancosdentro del paquete filítico (Carugno Durán, 1993).En dicha contribución se ha mencionado la presen-cia de dos eventos metamórficos en estas rocas; elprimero de carácter estático donde crece biotita y elsegundo dinamotérmico correspondiente a la faciesesquistos verdes.

La estructura de las filitas es relativamente sen-cilla, observándose que la estratificación relíctica yel clivaje coinciden frecuentemente, con actitudescercanas a la vertical. Se observan braquiestructuraskilométricas con planos axiales casi verticales y ejeshorizontales de rumbo 10°/40º E. Ortiz Suárez et al.(1992) describieron pliegues kilométricos cilíndricosy un clivaje de plano axial con fuerte inclinación. Aveces estos pliegues están volcados, por lo que esdifícil estimar el espesor de la secuencia involucrada,pero se calcula en el orden de los 1000 a 2000 me-tros.


Las filitas se encuentran siempre en contactocon esquistos, a veces mediante zonas de cizalla dúctily en algunos sectores con intrusiones de granitoidesy venas de cuarzo, ocasionalmente portadoras dewolframio.

Existe acuerdo general en considerar una edadmenor para la Formación San Luis que para el restodel complejo metamórfico, atendiendo a la menordeformación que presenta (von Gosen y Prozzi, 1996,1998, Sims et al., 1998), aunque debe tenerse quepara algunos autores dicha consideración solo esválida para las filitas. Sims et al. (1997) indicaronque la edad de las filitas está constreñida en su base

San Luis 9

por el pico metamórfico que afecta al Complejo SanJosé (Complejo Pringles según estos autores) (circa480 Ma) y postdatada por intrusiones ordovícicas.Söllner et al. (1998) obtuvieron una edad de 529+12Ma según el método U/Pb en circones de lasmetavolcanitas incluidas en esta secuencia más alnorte, lo que podría considerarse una edad mínimapara la secuencia sedimentaria.

Complejo Máfico-Ultramáfico Las Aguilas-Peñón Colorado (8) Metagabros, gabros y piroxenitas


González Bonorino (1964), Killmurray y Villar(1981), Sabalúa et al. (1981), Perino et al. (1983) yBrogioni (1992, 1994), Gervilla et al. (1997), handescripto e interpretado los cuerpos de rocas máficasy ultramáficas del sur de la sierra de San Luis.

Estos cuerpos se encuentran en una faja de 80Km de largo, con dirección concordante con la es-tructura del basamento por cientos de metros deancho, que se extiende desde Virorco al norte de ElDurazno hasta El Arenal y Peñón Colorado, ya fue-ra de los límites de la presente Hoja. Si bien estosafloramientos no presentan continuidad física, se hautilizado para su denominación algunas de las mani-festaciones más conocidas en el ámbito de la sierra.En la superficie que abarca la presente hoja geológicase han reconocido distintos cuerpos entre los que sedestacan los denominados Las Aguilas, Virorco, ElFierro, La Bolsa, La Melada y La Gruta importan-tes.

Litología

Los cuerpos máficos y ultramáficos muestranpequeñas variaciones texturales y composicionales.Melagabros y piroxenitas son abundantes en Virorco,El Fierro y Las Aguilas, mientras que en La Meladay la Gruta solo afloran gabros. Los leucogabros,peridotitas y hornblenditas son raros. En laspiroxenitas y melanoritas el ortopiroxeno yclinopiroxeno son minerales cúmulos en tanto que laplagioclasa ocurre como mineral intercumulo. En laspiroxenitas están presentes los cúmulos de olivino.

Las texturas ígneas se observan parcialmentemodificadas en las zonas de cizalla donde los mine-rales muestran efectos deformacionales de alta tem-peratura (Brogioni, 1994).

Los cuerpos máficos se ubican preferentemen-

te en núcleos de pliegues de ejes verticales y filonesconcordantes (González Bonorino, 1961, Sales,1996). Las características estructurales de los cuer-pos que integran la faja, su ubicación y la deforma-ción fragil – dúctil que los afecta han determinadosu interpretación como cuerpos pretectónicos(Brogioni, 1994) o sintectónicos (Sims et al. 1997).

La composición química de las rocas máficas yultramáficas indican un caracter toleítico, mientrasque algunas relaciones de los elementos trazas y tie-rras raras sugieren un magmatismo de cuenca mar-ginal de retroarco (Brogioni, 1994).


Linares y González (1990) obtuvieron una edadde 490±20 Ma para estas rocas, mediante el métodoK/Ar sobre hornblenda, mientras que Camacho eIreland (1997) reportaron un valor de 480±5 Ma enuna segregación félsica de Las Aguilas, por el mé-todo de U/Pb en circón.

Sims et al. (1997) indicaron que el emplazamientode estos cuerpos ocurrió en forma sincrónica con elpico metamórfico ordovícico que afectó al Comple-jo San José.

Granitoides de las Sierras de Las Barran-cas y Varela (9)

En Las Barrancas cerca de la estancia El Tala,se encuentran granitoides foliados con enclaves deesquistos micáceos, anfibolitas y cuarcitas. Todaslas rocas son cortadas por diques aplíticos de 1 m depotencia en promedio.

En la sierra de Varela, Romero (1991) describiógranitos alcalifeldespáticos, en afloramientos quevarían entre 150 a 1.600 m2 en la zona central ynorte de la sierra. Dichas rocas tienen un aspectomacizo, con variedades porfiricas donde se desta-can cristales de feldespato potásico (microclino) ali-neados según la estructura regional submeridiana.Además poseen biotita parda, cuarzo, albita y epidota.El contacto de los granitos con las rocas migmatíticases transicional presentando cierta foliación paralelaa la estructura meridional general de la sierra.

Pegmatitas (10)

Los cuerpos pegmatíticos son particularmentecomunes en los esquistos, aunque se reconocen entodas las litologías presentes, salvo en las filitas. Soncuerpos tabulares concordantes o discordantes con


la roca de caja que poseen dimensiones que vandesde pocos centímetros a algunas decenas de me-tros de potencia. En cercanías del contacto con elplutón La Escalerilla, filones pegmatíticos de dimen-siones variadas remarcan el plegamiento de losesquistos incluidos en la Formación San Luis (Sales,1996). Las pegmatitas se destacan en este sectorpor sus tonalidades más claras y relieve positivo res-pecto a los esquistos y constituyen una excelenteguía para reconstruir la estructura interna de lasmetamorfitas. Algunos cuerpos han sido estudiadospor Sosa (1989) y muchos de ellos fueron objeto deantiguas explotaciones por cuarzo, feldespato ymuscovita.

Edad

Las edades de las pegmatitas han sido referidasa 2 ciclos de emplazamientos de 450-480 M.a. y de340-360 M.a.(Rinaldi y Linares, 1973), Sosa et al.(1998) describe pegmatitas portadoras de Nb y Ta ,como así también Sn, las cuales poseen una edadcomprendida entre 398 y 444 Ma (K-Ar enmuscovita).

Tonalita Tamboreo (11)


El plutón Tamboreo presenta una formapiriforme, aflora en Pampa del Tamboreo (al nortedel embalse la Florida) y tiene una elongación NNE(Zardini, 1966). El mismo está alojado dentro delComplejo La Florida, entre una faja de esquistoscuarzo biotíticos y las filitas (Ortiz Suárez et al., 1992).El contacto del plutón con la roca de caja es concor-dante en sus bordes oriental y occidental, si bien Simset al. (1997) destacaron la existencia de una impor-tante zona de cizalla en su margen oeste. Al nortehay metamorfismo de contacto y son comunes lasinterdigitaciones y filones.

Litología

La roca es una granodiorita-tonalita de color gris agris rosado en algunos sectores, con más del 25% desu composición modal correspondiente a biotita, ade-más de cuarzo, plagioclasa alterada y microclino, tam-bién epidoto en menor proporción, junto con clorita,apatito y circón. Pueden reconocerse xenolitos máficoselongados paralelos a una foliación interna que local-mente suele estar bien desarrollada (Sato et al., 1996).

Hack et al. (1991) describieron recristalizaciónsincinemática de granate. El feldespato recristalizadoy las fases secundarias de zoisita y moscovita, sugie-ren que la deformación del plutón ocurrió bajo condi-ciones metamórficas equivalentes a la subfacies altasde la facies esquistos verdes (Sims et al. 1997).

Edad

La geocronología U/Pb en circón obtenida porCamacho e Ireland (1997) ha arrojado una edad de468 ±5 Ma.

Granito La Florida y cuerpos menores (12)


El granito La Florida es un pequeño cuerpo quese ubica al sur del embalse del mismo nombre,aproximadamente 4 km al sudeste de El Trapiche.Posee forma de medialuna y está acompañado pordiques pegmatíticos y filones graníticos menores, al-gunos de los cuales se ubican en la margen norte delembalse La Florida.

Estos granitoides fueron descriptos por Martinezy Montenegro (1998). Los mismos se ubican en unafaja de esquistos cuarzo muscovitico-biotiticos yesquistos biotiticos con porfiroblastos de granate ymuscovita en matriz de cuarzo, muscovita ysillimanita con fenómenos de turmalinización tardíaen algunos sectores. Los contactos con la roca decaja son netos y concordantes con la esquistosidad,no muestran aureolas de contacto. Estan intruídospor lentes pegmatíticos y diques de aplitas y mues-tran enclaves de metamorfitas

Litología

La composición de las rocas que integran loscuerpos es granítica, son de color gris o rosado contextura granosa gruesa a media, presentanmicroclino, cuarzo, plagioclasa (An 7-10), muscovita,biotita y como accesorios granate, apatito, minera-les opacos y sillimanita (Martinez y Montenegro,1998). Son comunes las variedades leucocráticas conabundante muscovita, como así también la existen-cia de zonas con foliación marcada debido a la orien-tación de los minerales micáceos.

La geoquímica de estas rocas indica que corres-ponden a granitoides peraluminosos generadas enun ambiente sincolisional a partir de fusión de la cor-teza superior (Martinez y Montenegro, 1998).

San Luis 11

Edad

No existen dataciones radimétricas sobre el gra-nito de La Florida, sin embargo, la geología,petrografía y geoquímica indican que este cuerpoposee características semejantes a los denominadosgranitoides sin-cinemáticos y que registran una edadde enfriamiento de 4546 21 Ma (Llambías et al.,1996).

Plutón La Escalerilla (13)


Dentro de los cuerpos de composición graníticase destaca la porción sur del denominado granito oplutón de la Escalerilla, definido también como plutónde Pancanta-Valle de Piedra por Gonzalez Bonorino(1961). Se extiende desde La Carolina en el nortehasta las estribaciones más australes de la sierra deSan Luis. Con una extensión total de 52 km de largoy 2-6 km de ancho.

El plutón La Escalerilla aparece elongado en di-rección meridiana, con una doble inflexión a la altu-ra de Villa de la Quebrada, que se denominamonoclinal de la Escalerilla

Litología

Este cuerpo ha sido descripto como granitoalcalifeldespático (Costa, 1981, 1983, Sales, 1996),granito común (Gardini, 1985), monzogranito (OrtizSuárez et al.,1992) y granodiorita (Palma, 1987; Sa-les, 1996).

Según Costa (1983), a la latitud de Suyuque Vie-jo-El Durazno puede observarse en los sectorescuspidales de la sierra una roca de aspecto graníti-co, con foliación y grandes cristales de feldespatopotásico, además de cuarzo y biotita (Figura 7). Estalitología pasa transicionalmente hacia el oeste sinvariar su composición a texturas más foliadas conojos de feldespato potásico, las que le confieren unaspecto gnéisico. Estas rocas aparecen atravesa-das por un enjambre de diques de aplita, pegmatitasy granitos con una alineación predominante en di-rección NE. La citada contribución menciona tam-bién la presencia de xenolitos de esquistos biotíticosy grumos melanocráticos en el granito, con contac-tos difusos y ondulados, formados por biotita de gra-no fino y cuarzo feldespato intersticial. Dichas ca-racterísticas también fueron observadas por Rada(1984).

Las descripciones efectuadas en borde orientaldel cuerpo (Gardini, 1985; Palma, 1987; Pascuet,1989; Sales, 1996; Ricci, 1998) dan cuenta de com-posiciones variables entre granito alcali-feldespáticocon megacristales de feldespato potásico ygranodiorita, con tonalidades gris oscuras por su altocontenido de biotita, variando a tonos gris-rosados.Todos estos trabajos, incluyendo a González Bonorino(1961) y Costa (1983) coinciden en mencionar im-portantes fenómenos de cizalla dúctil y frágil en cer-canías de su contacto con el complejo metamórfico.

Relaciones estratigráficas y edadCalderón (1994) analizó algunas características

geoquímicas de este granito obteniendo evidenciasde emplazamiento sincolisional. Al respecto, OrtizSuárez et al. (1992) indicaron que este cuerpo tienecaracterísticas pre-cinemáticas, aunque su tamañoy especialmente su diferencias con los demás cuer-pos pre-cinemáticos sugieren una posible componentesin-cinemática en su emplazamiento. De acuerdo conLlambías et al. (1998) la información disponible esinsuficiente para caracterizar las relaciones de em-plazamiento de este cuerpo respecto a la fase detectometamorfismo principal.

La geocronología U/Pb en circón obtenida porCamacho e Ireland (1997), ha arrojado una edad de404 ±5 Ma.

Milonitas y Faja Milonítica La Arenilla(14)


Las rocas miloníticas aparecen en dos cinturo-nes de ancho variable localizados en la ladera orien-tal de la sierra de San Luis y elongadossubmeridionalmente. Uno de ellos constituye una fajadiscontinua que se ubica en el borde oriental de lasierra en el área de la hoja y corresponde al extremosur de la denominada Faja Milonítica La Arenilla(Ortiz Suárez et al. 1992). El otro sector está locali-zado en el borde oriental del plutón La Escalerilla.

Litología

En la Faja Milonítica La Arenilla se reconoceuna matriz esquistosa que define una estructura defluxión. El porcentaje de matriz varia a lo largo de lafaja determinando así variaciones texturales que in-dican zonas de mayor o menor acción mecánica.Los efectos de la deformación se observan bien enel ámbito de la estructura interna de los cristales. Es


posible observar fenómenos de traslación reticular(gliding), como así también superficies irregulares ytortuosas donde las inclusiones han sido arrastradasy rotadas.

Cucchi (1964) analizó rocas con grados varia-bles de deformación en la zona de Las Aguilas yLos Puquios, mientras que Gardini et al. (1992) des-cribieron al sur de Estancia Grande (La Estrechura)una faja milonítica que presenta recristalización y/oneomineralización en proporciones muy variadas, conuna afectación dinámica que se incrementa hacia elnorte. La roca preexistente, correspondería aintrusivos pegmatíticos y en varios agregados cuar-zo-feldespáticos pueden reconocerse geometrías tipo“sigma” (Figura 8). La presencia de esta litologíatambién fue reportada más al sur, afectando aesquistos, pegmatitas y granitoides en la regíon deLos Puquios y El Volcán (Ricci, 1998).

Fenómenos dinámicos que derivaron en el desa-rrollo de milonitas y protomilonitas, han sidodescriptos también en la zona de contacto entre elplutón de La Escalerilla y las rocas metamórficas(Costa, 1981, 1983; Gardini, 1985; Palma, 1987,Pascuet, 1989; Sales, 1996). La imposición de estosfenómenos presentan un ancho variable entre 100 y800 m, reconociendose además una importantesobreimposición de cizalla frágil, lo cual destaca larecurencia de fenómenos dinámicos en este sectorbajo diferentes condiciones reológicas de las rocasafectadas.


Las milonitas pasan a esquistos o gneises me-nos deformados al sur y norte respectivamente de lafaja de alta deformación.

No se conoce la edad de la deformación quegeneró la milonitización. Sin embargo podría corres-ponder al Ordovícico o Devónico, teniendo en cuen-ta las edades obtenidas por Camacho e Ireland(1997), en la zona de cizalla del Río Guzmán, ya fue-ra del área de estudio. Sims et al. (1998) han postu-lado que estos procesos tuvieron lugar principalmentedurante el Devónico, caracterizando al ciclo quedenominan Achaliano.

2.2. MESOZOICO

Marco descriptivo

Los registros mesozoicos presentes en la HojaGeológica San Luis corresponden a secuencias

clásticas continentales, con manifestaciones volcá-nicas aisladas, expuestas en las Serranías Occiden-tales y Serranías Menores del sur.

Dichos afloramientos constituyen la culminaciónaustral de la faja de depósitos mesozoicos ycenozoicos, que de manera casi continua se exponecon orientación general NNO desde el extremo surde la sierra de La Huerta (provincia de San Juan)hasta este sector de estudio. Dichas sedimentitasestán representadas aquí por los depósitos asigna-dos al Grupo El Gigante y a la Formación Lagarcito.La elongación de estos afloramientos en las Serra-nías Occidentales responde a la posición con igualdirección del eje de una estructura anticlinal (anticlinalLas Cabras), al cual se asocia también un alto topo-gráfico (Alto Pencoso) identificable en casi toda lasuperficie de estudio.

Las restantes expresiones superficiales de ro-cas mesozoicas aparecen en las sierras de Las Ba-rrancas y Charlone, en el SE del área de estudio.Debe mencionarse también que en el extremo surde la sierra de Varela, ya fuera del área de estudioaflora la Formación Cerro Varela (Flores y CriadoRoque, 1972) compuesta por una secuenciavolcaniclástica triásica (Flores, 1969; Costa et al.,1998).

Las sedimentitas mesozoicas se depositaron enuna cuenca continental bajo el dominio de climasáridos-semiáridos, predominando sedimentitasclásticas, mayormente en facies de capas rojas y enmenor proporción evaporíticas. Los paleoambientescorresponden a abanicos aluviales con sistemas flu-viales y eólicos asociados, prevaleciendo cuerposlagunares o salitrosos en los sectores axiales de ladepresión (Flores, 1969; Flores y Criado Roque, 1972;Yrigoyen, 1975; Manoni, 1985; Yrigoyen et al.; 1989;Rivarola, 1994). Estos depósitos corresponden casien su totalidad a la denominada Cuenca de San Luiso Bolsón de Las Salinas (Flores, 1969), dentro de lacual pueden distinguirse a su vez dos cuencas me-nores: La cuenca de Las Salinas al norte (fuera delárea de estudio) y la cuenca de Beazley al sur, sepa-radas por la denominada Dorsal de San Pedro (Flo-res y Criado, 1972). El area estudiada incluye tam-bién el extremo occidental de la Cuenca de VillaMercedes (Flores, 1969, Flores y Criado Roque, 1972y Criado Roque et al., 1981b).

Las registros expuestos en las Serranías Occi-dentales se depositaron en una cuenca hemigraben,cuyo borde activo estaba localizado en una posiciónmuy coincidente con el margen occidental actual delas serranías (Yrigoyen et al., 1989, Schmidt et al.,

San Luis 13

1993, , Costa et al., 1995, Gardini et al., 1996). Laproveniencia occidental de los materiales psefíticosdel Grupo El Gigante, destaca la existencia durantedicha época de una morfoestructura positiva al oes-te de las serranías actuales (Schmidt et al., 1993;Maggi, 1994; Rivarola, 1994; Costa et al., 1995;Gardini et al., 1996), considerándose que dichos pro-cesos extensionales estuvieron vinculados a los fe-nómenos de rifting continental dominantes en el NOargentino durante el Cretácico (Uliana et al., 1989).

Se interpreta que los asomos de rocasmesozoicas expuestos en las serranías menores delsur, alineados según el dorso La Resbalosa-La Cum-bre-Pozo Peje (Criado Roque et al., 1981b, Costa,1986) representan la expresión en superficie del ex-tremo occidental de la cuenca de Villa Mercedes oen su defecto un desmembramiento menor de lacuenca de San Luis. La constitución facial de di-chos depósitos permite suponer una posicióntectoestratigráfica idéntica a la indicada para lasSerranías Occidentales. Debe destacarse no obs-tante, que no se cuenta con adecuada informacióndel subsuelo para precisar esta consideración.

Flores (1969) y Flores y Criado Roque (1972)indicaron que el Grupo El Gigante estaba constituidopor dos secuencias conglomerádicas con transiciónlateral a areniscas ( de base a techo: Formación LosRiscos-Formación El Jume y Formación la Cruz-Formación El Toscal), separadas por una unidad deareniscas y pelitas gris-verdosas (Formación LaCantera). Esta situación es visible en la localidadtipo de la Formación La Cantera (Costa et al., enrevisión) y parcialmente en los alrededores de ElPeñón (Figura 9), aunque la correlación entre losotros afloramientos mesozoicos, así como su indivi-dualización cartográfica, es difícil e insegura. Laescasez de buenos afloramientos y los bruscos cam-bios en las características faciales, espesor,granulometría, además de frecuentes acuñamientose interdigitaciones, atentan contra estas tareas. Asi-mismo, la información radimétrica es inexistente eneste sector y los hallazgos paleontológicos solo tie-nen valor diagnóstico limitado.

Luego de la transición lateral de los términosconglomerádicos a las unidades predominantemen-te psamíticas, el relieve de estas rocas es casi inexis-tente. Generalmente están cubiertas por detritoscuaternarios (además de un espeso monte) y apare-cen en pequeños afloramientos aislados. Se consi-dera que los términos más distales de las Formacio-nes El Jume, La Cantera y El Toscal, expuestos enla zona de trabajo entre Naranjo Esquino y La

Cerrillada de Las Cabras son representativos deambientes muy semejantes entre sí (sistemas fluvia-les predominantemente de baja energía y ambientesde playa). Ello torna muy difícil la discriminaciónlitoestratigráfica de dichas unidades, habiéndose op-tado en consecuencia por agrupar a las mismas enuna sola unidad cartográfica.

También se ha preferido la denominacióncartográfica de “Cretácico indiferenciado” en aque-llos casos en que la discrimación entre las diferentesunidades del Grupo Gigante y/o sus relaciones conla Formación Lagarcito es dificultosa ya sea por laescala de carteo o por información insuficiente.

Antecedentes

Las primeras citas sobre los depósitos actual-mente referidos al Cretácico inferior en las Serra-nías Occidentales corresponden a Ave Lallemant(1875), quien ubicó a este conjunto de rocas en elTerciario. En cambio, Jegou (1883), Valentín (1896)y Gerth (1914) y Windhausen (1937), asignaron alCretácico dichos sedimentos. Deletang (1929) equi-paró a estas rocas con los “Estratos del Paganzo”y sin descartar que sus términos superiores fuerancretácicos, les asignó una edad permo-triásica. Lasdescripciones o citas posteriores de Pastore (1935);Biondi (1937, 1938); Trumpy (1937, 1938, 1942),Fossa Mancini (1939); Groeber y Stipanicic (1952);Stipanicic (1956); Mingramm (1960); Guiñazú(1961) y de la Mota (1963, 1964) aportaron nuevainformación sobre este conjunto sedimentario , co-incidiendo en referir sus edades al Pérmico y/oTriásico.

Tineo (1966) propuso algunas correlacionesestratigráficas entre esta región y las secuenciasmesozoicas de la cuenca de Mendoza Norte, mien-tras que Lurgo (1967) realizó un estudio más deta-llado de las sedimentitas expuestas en el sur de lasierra de El Gigante y estableció nombres informa-les para las principales unidades.

Flores (1969) elaboró la primer propuesta deordenamiento estratigráfico formal para elMesozoico de esta región, sobre la base de estudiospropios y de la información recogida por los diferen-tes levantamientos encarados por los geólogos deYPF. Este autor propuso localidades tipo para lasunidades litoestratigráficas, describió su litología yestableció correlaciones entre las mismas a escalaregional, interpretando inicialmente su edad comotriásica (Grupo El Gigante) y terciaria (FormaciónLagarcito). Su trabajo constituye también la primer


referencia sobre este tipo de litología en las serra-nías menores del sur. En dicha contribución, las uni-dades de supuesta edad triásica fueron denomina-das de base a techo como Fm. Conglomerado delos Riscos, Fm. del Jume, Fm. La Cantera, Fm. delToscal, Fm. La Cruz y la unidad terciaria como Fm.Lagarcito, indicando además que las relaciones en-tre algunas de ellas estaban comúnmente dadas porcambios faciales o engranajes laterales. Esta pro-puesta fue retomada por Flores y Criado Roque(1972) quienes propusieron la denominación de Gru-po del Gigante para agrupar a las formaciones re-cién referidas. La Fm. Lagarcito fue ubicada endiscordancia sobre el mencionado grupo yreasignada al Jurásico tardío sobre la base del con-tenido paleontológico dado a conocer por Bonaparte(1970).

Criado Roque et al. (1981a) readaptaron lanomenclatura propuesta por Flores (1969) e iden-tificaron las unidades como Formaciones Los Ris-cos, El Jume, La Cantera, El Toscal y La Cruzreasignadas al Cretácico inferior por (Yrigoyen,1975). En el presente trabajo se utilizará la de-nominación ¨Grupo El Gigante¨ en reemplazo de¨Grupo del Gigante¨ (Flores y Criado Roque,1972).

La información radimétrica (González, 1971,Gordillo 1972, González y Tosselli, 1973, Yrigoyen1975) y paleontológica (Bonaparte, 1970, 1978,Sánchez, 1973, Bonaparte y Sánchez, 1975,Yrigoyen 1975, Hunicken y Romero, 1981,Spinuzza, 1986, Mazzoni, 1985, Mazzoni yHunicken, 1984, 1987, Prámparo, 1988a, 1988b,1989, 1990, 1994) permitió acotar la edad del Gru-po El Gigante y la Formación Lagarcito al lapsoJurásico tardío-Cretácico inferior. Estos datos fue-ron incorporados en los trabajos de síntesis deFlores (1979), Bonaparte (1981), Criado Roqueet al. (1981a), Manoni (1985) e Yrigoyen et al.(1989). La última contribución identificó tres se-cuencias deposicionales, agrupando en cada unade ellas a las Formaciones Los Riscos, El Jume yLa Cantera, las Formaciones El Toscal y La Cruzy la Formación Lagarcito.

Otros trabajos realizados en Punta de Sierradel Gigante, Cerrillada de Las Cabras, CerroCharlone y Las Barrancas también aportaron in-formación sobre las sedimentitas mesozoicasaflorantes en el aérea de la presente Hoja Geológica(Lanchas, 1981, Giaccardi, 1984, Lucero, 1984,Pérez, 1984, Di Paola,1994, Rivarola y Aberastain,1998).

2.2.1 CRETACICO

GRUPO EL GIGANTE

Distribución areal

En el área que comprende la presente hoja, lostérminos cretácicos del Grupo El Gigante están re-presentados por sedimentitas asignables a las For-maciones Los Riscos, El Jume, La Cantera, El Toscaly La Cruz. Los afloramientos se disponen en el piede sierra de la sierra de El Gigante, continuando enuna franja de lomadas muy bajas vinculadas hasta laCerrillada de Las Cabras.

Formación Los Riscos (15)Conglomerados


Esta denominación fue impuesta informalmentepor Biondi (1937) para los conglomerados que afloranen los alrededores de El Peñón, sur de la sierra de ElGigante, cuyo relieve se caracteriza en parte porabruptas pendientes, de las cuales toma el nombre.En este sector Flores (1969) ubicó su perfil tipo.

En la presente Hoja Geológica, sus afloramien-tos se localizan desde el límite norte de la mismahasta las proximidades de El Peñón. Los mismos nomuestran aquí una buena expresión en el relieve yestán por lo general cubiertos por un manto detríticoderivado de la suprayacente Formación La Cruz.

Litología

Esta formación está constituida porortoconglomerados polimícticos rojo-morados bienconsolidados (Sosa, 1982). Sus bloques son angulososy corresponden mayoritariamente a esquistos. Elesqueleto está caracterizado por una fracción are-nosa y la estratificación está pobremente definida.

Desde el punto de vista litoestratigráfico, es im-posible discriminar a esta formación de los conglo-merados de la Formación La Cruz, excepto cuandola posición de los afloramientos de ambas puedenvincularse con la Formación La Cantera, cuyas are-niscas finas grisáceas separan a ambas unidades.

Contenido fosilífero

La Formación Los Riscos ha sido hasta el pre-sente estéril en hallazgos paleontológicos.

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Ambiente de depositación

Existe coincidencia en afirmar que estos depó-sitos corresponden en su mayoría a sectoresproximales de abanicos proximales de procedenciaoccidental (Schmidt et al., 1993, Costa et al., 1995,Gardini et al., 1996), depositados en un medio fluidodenso con abundante material en suspensión (Lurgo,1967).


Según Flores (1969) la Formación Los Riscosapoya sobre el basamento cristalino (situación novisible en el área de estudio). En las inmediacionesde El Peñón puede reconocerse una transición late-ral y vertical a términos psamíticos correspondien-tes a la Formación El Jume.

Se asume una edad cretácica inferior para es-tos sedimentos, sustentado en la información apor-tada por las otras unidades del Grupo El Gigante,aunque no se descarta que sus términos basales pre-senten una edad algo más antigua.

Formaciones El Jume, La Cantera y ElToscal (16)areniscas, pelitas y evaporitas

Estas unidades se describen como una sola uni-dad cartográfica por las razones ya expuestas, aun-que su descripción se encarará por separado.

Formación El Jume (Flores, 1969) areniscas, pelitas y evaporitas


Flores (1969) propuso el nombre de FormaciónEl Jume, denominación asignada por Biondi (1937)para referirse a los depósitos situados debajo de lasdenominadas “Arcillas Esquistosas” en las inmedia-ciones de la estancia El Jume. Esta unidad se co-rresponde con lo que Trumpy (1937), denominara“areniscas coloradas¨. Posteriormente Lurgo (1967),incluyó a esta Formación como Miembro Jume den-tro de lo que caracterizó como Formación La Agua-da.

Dentro del ámbito de la presente hoja, esta uni-dad aflora con espesores del orden de la centena demetros en el faldeo sur de la sierra de El Gigante(Punta de Sierra). Se considera que parte de los aflo-ramientos expuestos en el núcleo de la estructura

ubicada entre dicho sector y la Cerrillada de LasCabras, corresponden a esta formación. Manoni(1985) indicó que esta unidad ocupa un área de se-dimentación mayor que la Formación Los Riscos enel subsuelo de la cuenca de Beazley, pero menorque la ocupada por las Formaciones El Toscal y LaCruz.

Litología

La Formación El Jume está constituida por ca-pas rojas predominantemente psamíticas con canti-dades subordinadas de fangolitas.

En la sierra de El Gigante, Flores (1969) distin-guió dentro de esta unidad tres miembros: Unoinferior compuesto principalmente por limolitas ylutitas varicolores, expuestas al sur del puesto Aguilar.Un miembro medio localizado en la cañada Puntade Sierra, definido por limolitas y areniscas finas amedianas, estratificadas en bancos con entrecruza-miento y ondulas y un miembro superior caracteri-zado por conglomerados polimícticos de colores vio-leta y rojo oscuro, con rodados subangulosos de cuar-zo, pedernal y metamorfitas.

Para la zona de Punta de Sierra, Flores (1969)destacó la presencia de areniscas y limolitas de par-do rojizas (Figura 9), con intercalaciones de bancospsefíticos violáceos, polimícticos de matriz arenoarcillosa. Las imbricaciones de cantos en los lentesconglomerádicos presentes en esta unidad indicanuna clara procedencia occidental de los mismos(Schmidt et al., 1993; Costa et al., 1995).

Entre Punta de Sierra y la Cerrillada de LasCabras, las litologías referidas a esta formación secaracterizan por bancos de reducida potencia deareniscas y pelitas de coloración castaña rojiza, ver-de y grisácea, que intercalan bancos delgados deyeso dispuesto en forma paralela a la estratificación(Giaccardi, 1984; Pérez, 1984; Lucero, 1984). Losafloramientos expuestos en las canteras de yesoubicadas en el núcleo del anticlinal al este de Repre-sa del Carmen (Figura 10), podrían corresponder aesta Formación, ya que los mismos representan losniveles estratigráficos más inferiores expuestos delGrupo El Gigante. Allí aparecen bancos de yesobastante puro de hasta 2 m de potencia, conintercalaciones evaporíticas impuras colores grismoradas y verdosas, además de pelitas de los mis-mos colores (Costa et al., 1993, Gardini et al., 1996).

En el pozo Alto Pencoso e-2 se le atribuye a laFormación El Jume un espesor cercano a los 250 mde areniscas medianas a gruesas, pardo rojizas, cla-


ras, poco consolidadas, En el pozo Beazley e-2, entanto se ha interpretado como representante de estaunidad a una sección de areniscas rosadas, media-nas a gruesas, cuarzo-lítica, con interposición debancos arcillosos, pardo rojizos, de 120 m de espe-sor (Criado Roque et al, 1981a). Manoni (1985),agregó a dichas descripciones la referencia a unpaquete de un espesor máximo de 270 m de vaquesy areniscas líticas medianas a gruesas, castaño roji-zas a castaño claras, con inclusiones arcillo-tobáceasverdes. Este autor relacionó su origen a cauces dealta energía y planicies aluviales de ambiente árido.En todo este sector pueden reconocerse abundan-tes intercalaciones evaporíticas (yeso).

En Punta de Sierra (extremo norte de esta HojaGeológica), Lurgo (1967) asignó a esta Formación500 m de espesor, mientras que para Flores (1969)solo alcanza 285 m. Giaccardi (1984) y Pérez (1984)reconocieron 24 m de potencia máxima al de la rutaprovincial N° 26.


Lurgo (1967) argumentó que esta unidad era elresultado del cambio de facies de la Formación LaAguada (aproximadamente equivalente a la Forma-ción Los Riscos) y caracterizó a estas sedimentitascomo materiales fluviales, depositados en una llanu-ra aluvial por canales de descarga irradiados en laparte superior de los conos de deyección de la For-mación La Aguada.

Los depósitos ubicados al sur de Punta de Sie-rra parecen compatibles con sectores más alejadosde los márgenes de cuenca, con predominio de sis-temas fluviales de mediana y baja energía y ambien-tes lacustres someros, hasta evaporíticos.

Relaciones Estratigráficas

En la localidad tipo de la Formación La Cantera,ubicada en el sector de Punta de Sierra (ya fuera dela zona estudiada), puede observarse que La For-mación El Jume reemplaza vertical y lateralmente alos conglomerados de la Formación Los Riscos. Susdepósitos son cubiertos en relación de concordanciapor las lutitas de la Formación La Cantera. Esta si-tuación también puede intuirse al pie de El Peñón.

Edad

Se asume que la Formación El Jume se depositódurante el Cretácico temprano, teniendo en cuenta

la edad aptiana de la suprayacente y concordanteFormación La Cantera (Yrigoyen, 1975, Prámparo,1994).

Formación La Cantera (Flores, 1969)areniscas finas, pelitas, evaporitas


Flores (1969) propuso formalmente el nombrede Formación La Cantera, en reemplazo de lo queBiondi (1937) denominara “Formación de ArcillasEsquistosas” y ubicó su perfil tipo en la cantera (Can-tera de Gutiérrez) situada 3400 metros al noreste deEl Mogote, en el sur de la sierra de El Gigante.

Los afloramientos típicos de esta unidad asomanal pie de El Peñón (Figura 10) y hasta la zona dePunta de Sierra, semicubiertos por el material coluvialperteneciente a la suprayacente Formación La Cruz.Por esta razón su mapeo es dificultoso, pese a quesus características macroscópicas la diferencian cla-ramente de las otras unidades del Grupo El Gigante.Al sur de este sector, bancos de reducida potenciafueron asignados a esta formación por Giaccardi(1984); Pérez (1984) y Lucero (1984). En el subsuelode la cuenca de Beazley esta unidad presenta granextensión areal (Manoni, 1985).

Litología

En las inmediaciones de El Peñón la formaciónLa Cantera está caracterizada por 8 m expuestosde areniscas finas varicolores (Figura 10), con la in-tercalación de un banco de pelitas moradas (Sosa,1982). En la localidad El Toscal (7 km al SSE de lalocalidad de San Pablo o Puesto Aguilar), Flores(1969) describió 8 m de arcillas bentoníticas y lutitasgrises y rojas. Según Criado Roque et al. (1981a), labase de esta Formación no está expuesta en dichalocalidad y el espesor parcial aflorante es de 18 m.Rivarola (1998) también reconoció allí areniscas fi-nas a medianas de color gris verdoso masivas a po-bremente laminadas, con óndulas y grietas de dese-cación. Hay alternancia de bancos delgados de lutitasde similar coloración finamente laminados y muyfosilíferos. Según dicho autor, hacia el techo del per-fil se intercalan hasta predominar bancos de yesoslaminados y masivos.

Al sur de Punta de Sierra, Pérez (1984) y Lu-cero (1984) reconocieron afloramientos de hasta 4metros de potencia máxima que asignantentativamente a esta unidad, compuestos por

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litologías finas desde lutitas a areniscas finas,varicolores, fisiles y con una gama variada de es-tructuras sedimentarias.

Criado Roque et al (1981a) no reconocieron estaunidad en el subsuelo, aunque la correlacionaron condudas con un paquete de areniscas pardo rojizas,gruesas hasta conglomerádicas, con intercalacionesde limolitas pardo rojizas, con un espesor aproxima-do de 60 m. Sin embargo, Manoni (1985) reportó130 m en el subsuelo de potencia para la FormaciónLa Cantera, representados principalmente porfangolitas rojas con delgadas intercalaciones areno-sas, acompañadas de arcillitas verdes y en algunoscasos varicolores.

Contenido Fosilífero

La Formación La Cantera constituye hasta elmomento la unidad del Grupo El Gigante con mayorcontenido paleontológico de valor cronoestratigráficoEn ella se ha reportado la impronta de vegetalesindeterminables por su estado de conservación(Fossa Mancini, 1939, Lurgo, 1967, Flores, 1969,Yrigoyen, 1975), peces del género Pholidophoridaee insectos del género Notonectidae (Lurgo, 1967,Flores, 1969) además de otros insectos y arácnidosde familias indeterminadas (Bonaparte, 1981). Flo-res (1969) encontró brachiópodos (orden Filópoda,suborden Anóstraca) y peces. Yrigoyen (1975), dióa conocer una asociación de 19 géneros y 29 espe-cies de palinomorfos. Posteriormente Hunicken yRomero (1981), reportaron el hallazgo de improntasvegetales asignándolas a angiospermas primitivas,quizá de las más antiguas del mundo, describiéndosemás tarde inséctos fósiles de los ordenes Heteróptera,Coleóptera, Hymenóptera y Dermáptera (Mazzoniy Hunicken, 1984, Mazzoni, 1985). FinalmentePrámparo (1988 a y b, 1989, 1990 y 1994) identificó68 géneros y 111 especies de palinomorfos.

Los hallazgos mencionados provienen en su casitotalidad de la cantera donde se localiza su perfiltipo.


La Formación La Cantera se depositó en unambiente esencialmente lacustre, lo cual ya fue re-conocido en las primeras contribuciones sobre el tema(Fossa Mancini, 1937, 1939). Criado Roque et al.(1981a), argumentaron que la escasa extensión arealque presentan los afloramientos de esta unidad su-mado a sus características litológicas, hacen supo-

ner un medio de acumulación de tipo lagunar aso-ciado a una planicie aluvional baja, con depresionesendorreicas desconectadas y de dimensiones redu-cidas, criterio también compartido por Yrigoyen etal. (1989). Debe destacarse que Prámparo (1988 ay b) infirió un neto predominio del ambiente acuáticosobre el terrestre en algunos niveles estratigráficosdel perfil tipo, deduciendo además una posible in-fluencia marina cercana, que actuó en forma inter-mitente durante el Cretácico temprano.

Según Manoni (1985), esta unidad representala sedimentación en planicies y barreales y en me-nor proporción en lagunas continentales con domi-nio de carga suspensiva.

Relaciones estratigráficas

Esta unidad sucede en relación concordante alas Formaciones Los Riscos y El Jume, relación vi-sible en la zona del perfil tipo. Lurgo (1967) señalóque las pelitas de la Formación La Cantera son cu-biertas mediante una discordancia (diastema) por laspsefitas de la Formación La Cruz o en forma con-cordante por las sedimentitas de la Formación ElToscal, relación también observada por Flores (1969)e Yrigoyen (1975). Lucero (1984) definió un pasajetransicional entre las lutitas de esta unidad con lassedimentitas de la Formación El Toscal al sur dePunta de Sierra.

Para el subsuelo de la cuenca de Beazley,Manoni (1985) mencionó que esta unidad presentaun contacto transicional de base a partir de la For-mación El Jume, y su contacto de techo con la For-mación El Toscal es neto.

Edad

Las asociaciones de palinomorfos citadas porYrigoyen (1975) permitieron asignar la edad de estaFormación al Cretácico inferior. Posteriormente,Prámparo (1988a), registró por primera vez en Ar-gentina la presencia del género Afropollis con unade sus especies características, Afropollisoperculatus, cuya existencia está restringida alAptiano inferior alto. El hallazgo deHuitrinpolleinites transitorius y Stephanocolpitesmastrandreai en los niveles estudiados de la For-mación La Cantera, indicarían una probable equiva-lencia lateral de los sedimentos de esta unidad conlos de la parte superior de la Formación Huitrín de lacuenca neuquina. A partir de estos datos, dicha au-tora propuso una edad Barremiana - Aptiana para la


Formación La Cantera. En una posterior contribu-ción Prámparo (1994) reasignó la misma unidad allapso Aptiano - Albiano temprano, basándose en unanálisis bioestratigráfico detallado de la palinoflora.

Formación El Toscal (Flores, 1969) areniscas, areniscas conglomerádicas, pelitas yevaporitas


Esta denominación fue propuesta por Biondi(1937), para las sedimentitas limitadas en la basepor la Formación La Cantera y en su techo por laFormación del Yeso (equivalente al miembro basalde la Formación Lagarcito). Trumpy (1937) estimóque estas sedimentitas podrían corresponder a unequivalente lateral de los conglomerados superioresde Biondi (1937).En concordancia con ello, Lurgo(1967) considera a esta unidad como un miembro dela Formación Punta Sierra (equivalente a la Forma-ción La Cruz). Flores (1969) propuso su nombreactual e indicó que su perfil tipo se encuentra en laEstancia El Toscal, ubicada a 7 km al SSE del Pues-to Aguilar en la sierra de El Gigante. Yrigoyen (1975)también indicó que existe una relación deinterdigitación y reemplazo lateral entre estas dosunidades.

Los afloramientos de esta unidad se encuentranrepresentados dentro del ámbito de esta hoja en elsector de Punta de Sierra y en algunos bancos cu-yas relaciones de base son difíciles de precisar enlos flancos del anticlinal Las Cabras. Según Manoni(1985) esta formación ha sido atravesada en todoslos pozos de la cuenca de Beazley y corresponde ala unidad de mayor extensión en el subsuelo de todoel Grupo El Gigante.

Litología

Flores (1969) describió en la localidad tipo deesta formación, 118 m de areniscas y arcillitas,micáceas, rojas de grano medio, con estructuras deóndulas y entrecruzamiento, en bancos delgados,rematando con bancos de yeso en el tope de la se-cuencia.

En la zona de El Peñón se exponen areniscascoloradas cuarzo-feldespáticas-micáceas cuyo espe-sor no supera los 2 m. Hacia el techo su granulometríase hace más gruesa hasta intercalarse con los con-glomerados de la Formación La Cruz (Sosa, 1982).

Flores (1969) refiere a esta unidad más de 30 mde areniscas y arcillitas rojizas de grano medio,friables algo entrecruzadas en Punta de sierra.

Al sur de este sector, la composición de la For-mación El Toscal ha sido descripta como areniscasrojas a amarillentas finas y micáceas, tornándosesabulíticas hacia el techo, con potencias comprendi-das entre 14 y 50 m. (Giaccardi, 1984; Pérez, 1984y Lucero, 1984). El segundo autor ha citado la pre-sencia de un banco de conglomerados con clastosde basalto de 4 m de potencia en su base.

En el subsuelo de la cuenca de Beazley estaformación alcanza 130 metros de espesor máximo yestá constituída por areniscas finas a gruesas, cuar-zo-líticas, mal seleccionadas, con abundante matrizarcillosas roja (vaque), con regular compactación(Manoni, 1985).


Bonaparte (1981) reportó restos muy fragmen-tarios de un dinosaurio saurópodo de talla conside-rable y familia indeterminada, provenientes de es-tratos localizados en las proximidades de NaranjoEsquino, que según dicho autor corresponden a estaformación.


La Formación El Toscal representa a sectoresmedios a distales del borde de cuenca expuesto enla presente zona, caracterizados por los depósitospsefíticos de la Formación La Cruz.

Pérez (1994), Lucero (1994) y Giaccardi (1994)en la zona de Punta de Sierra–Cerrillada de LasCabras asignaron estos depósitos a un medio fluvialde moderada energía. Por su parte, Manoni (1985)vinculó su origen con mantos de derrame aluvial(sheet flat) sobre una superficie de sedimentaciónaplanada con gran escurrimiento areal bajo un climaseco, inferido a partir de marcas de gotas de lluvia ygrietas de desecación observadas en superficie.


En los alrededores de La Cantera (ya fuera dela superficie estudiada) y El Peñón puede observar-se claramente la relación de engranaje lateral queexiste entre las Formaciones El Toscal y La Cruz,ambas superpuestas concordantemente a la Forma-ción La Cantera, tal como ha sido indicado por Lurgo(1967); Flores (1969); Yrigoyen (1975); Zunino

San Luis 19

(1982) y Gardini et al. (1996). Esta situación tam-bién ha sido reconocida más al sur (Pérez, 1984).

Según Flores (1969), esta unidad infrayacediscordantemente a la Formación Lagarcito en lalocalidad de El Toscal, aunque Yrigoyen (1975) ca-racterizó esta situación como una paraconcordancia,descripción que parece más acorde con las obser-vaciones aquí efectuadas. Manoni (1985) tambiénreconoció un pasaje superior transicional en elsubsuelo, aunque existen algunos datos que contra-dicen esta información. En el pozo AP es-2, el con-tacto entre las Formaciones La Cruz y El Toscal esneto. En las secciones sísmicas parecería observar-se el inicio de otro ciclo sedimentario a partir de laFormación La Cruz

Edad

La relación estratigráfica de esta Formación conla infrayacente Formación La Cantera, en la sierrade El Gigante, ubica su base cronológica en elAlbiano-Aptiano.

Formación La Cruz (17) (Flores, 1969)conglomerados


Este nombre fue propuesto por Díaz (1947) paraun conjunto psefítico, cuyo perfil tipo está ubicadoen el arroyo La Cruz, pocos kilómetros al nacientede la cerrillada del Estanque, en la provincia de SanJuan. Biondi (1937) había usado en sentido equiva-lente el nombre de “Conglomerados Superiores” yposteriormente “Conglomerado Punta de Sierra”(Biondi, 1938, 1939). Flores (1969) adoptó la deno-minación primitiva por considerar que en Punta deSierra no se expone un perfil completo de esta uni-dad.

Lurgo (1967), acuñó la denominación de For-mación Punta de Sierra para esta unidad y en elladistinguió tres miembros en su sector superior: Toscal(areniscas rojas), Puesto Albelo (evaporitas) y Jarilla(areniscas rojas).

Distribución areal

Los afloramientos de esta formación son los demayor distribución superficial dentro de la cuencade San Luis, situación que permite su carteo indivi-dual en este trabajo. Sus afloramientos más repre-sentativos se ubican en Punta de Sierra (Figura 12),

Cerrillada de Las Cabras, Cerro Charlone y LasBarrancas.

Litología

La litología de esta unidad dentro del área deesta hoja está representada principalmente por con-glomerados con niveles subordinados de areniscasrojas. Los conglomerados son polimícticos, de colo-res castaño rojizos, con matriz arenoarcillosa y guijosafina. Suele presentar un patrón de erosión alveolaren cortes verticales, con oquedades que remarcanlos difusos planos de estratificación dispuestos enbancos de espesor variable.

Los gruesos paquetes conglomerádicos de laFormación La Cruz se interdigitan con las areniscasde la Formación El Toscal, relación observable enPunta de Sierra.

En las cercanías del puesto La Aguada (extre-mo norte de la Hoja Geológica), Sosa (1982) descri-bió un ortoconglomerado polimíctico rojizo con blo-ques de hasta 1 m de diámetro y de 1 a 10 cm. depromedio, constituidos predominantemente poresquistos. En dicho sector, las imbricaciones declastos sugieren una procedencia occidental de losmismos (Schmidt et al., 1993, Costa et al., 1995,Schmidt et al., 1995, Gardini et al., 1996).

En La Cerrillada de Las Cabras, esta forma-ción también está constituída por conglomeradosrojo-morados con clastos angulosos (predominante-mente esquistos) y matriz arenosa. Los clastos tie-nen un tamaño promedio que oscila entre 10-20 cmde eje mayor y las imbricaciones de los mismos tam-bién indican una procedencia desde el oeste (Schmidtet al., 1995, Gardini et al., 1996).

Las potencias medidas para la Formación LaCruz muestran importantes variaciones conforme alos sitios en que fueron efectuadas. A su vez pue-den reconocerse discrepancias entre medicionesefectuadas en los mismos sectores. Esto no solosugiere una fuerte variabilidad en la geometría deesta unidad, sino probablemente también una faltade acuerdo sobre los criterios para individualizar a lamisma. En la zona de Punta de Sierra, Lurgo (1967)midió 800 m de potencia, en tanto que Flores (1969)refirió 395 m. Yrigoyen (1975) e Yrigoyen et al.(1989) asignaron más de 400 m para la misma zona.

Al sur de la zona de estudio, las perforacionesefectuadas por YPF registraron un espesor máximode 130 metros para esta formación, compuestos porconglomerados y paraconglomerados gris rojizo os-curos y castaño oscuros. Los rodados flotan en una


matriz pobremente seleccionada compuesta por are-na y arcilla rojiza, los clastos son angulosos, de com-posición lítica con proveniencia del basamentopampeano (Manoni, 1985). Yrigoyen et al. (1989) leasignaron 75 m en el pozo B.es-1 y 127 m en elAP.es-2. ubicados al sur de la dorsal de San Pedro,destacando una notable disminución del tamaño dela fracción clástica respecto de los afloramientos desuperficie.

Esta unidad contiene en su techo a manifesta-ciones de basaltos alcalinos que en el norte deesta zona (Sierra de Las Quijadas) han sido clasi-ficados por Gordillo (1972) como traquibasaltoscon alto contenido de potasio. En la Cerrillada deLas Cabras, 500 m al SE del puesto El Llanero,aflora un cuerpo volcánico de composiciónbasáltica en el techo de la Formación La Cruz yen contacto con la suprayacente FormaciónLagarcito. Sobre la base de contactos basales ycuspidales difusos, se infiere que su potencia al-canza algunas decenas de metros. Esta litologíaapoya en aparente concordancia sobre areniscasgruesas, bien seleccionadas, compuestas predo-minantemente por fragmentos líticossubredondeados de composición basáltica. Dichaparticularidad sugiere que el volcanismo en la co-marca estaría representado por más unidades, ade-más de la que se describe. La volcanita aparecepor lo general bastante alterada y presenta unatonalidad gris clara a gris oscura, abundante pas-ta vítrea y ausencia de fenocristales. Los secto-res con mayor alteración muestran un aspectobrechoso, con pasta vítrea muy alterada y abun-dante cemento carbonático, dispuesto tanto enintesrticios a modo de ligante, como en venillas.La importante alteración de estas rocas semejaen algunos lugares el aspecto de una brecha vol-cánica, mientras que otras veces parecen típicosconglomerados oligomícticos con abundante ma-triz arcillosa. Las observaciones efectuadas su-gieren no obstante que no se trataría de brechas,aglomerados volcánicos u otro tipo de acumula-ciones sedimentarias, sino de distintos productosde una misma roca volcánica con alteracióndiagenética diferencial.


No se han reportado hasta el presente hallaz-gos paleontológicos en esta unidad dentro de la zonade estudio, pero Bonaparte y Sánchez (1975) men-cionaron el hallazgo de material fragmentario de un

nuevo género y especie de pterosaurio denominadoPuntanipterus globosus, en el sector QuebradaLarga-Puesto Aguero (sierra de Las Quijadas).


Existe acuerdo en considerar que estos conglo-merados fueron depositados en un ambiente de aba-nicos aluviales, típicos de una planicie aluvial desa-rrollada a partir de un frente montañoso. Para Flo-res (1969), las corrientes de agua de gran compe-tencia arrastraron bloques y rodados por distanciasrelativamente cortas, criterio compartido por CriadoRoque et al. (1981a). Según estos autores, las sec-ciones aflorantes en distintos puntos de la cuencapermiten relacionarlos a sistemas fluviales trenza-dos alojados en los sectores medios y distales de unconjunto de abanicos aluviales.


El brusco cambio litológico que se observa entrelas areniscas y pelitas de la Formación La Cantera ylos conglomerados de la Formación La Cruz en el surde El Gigante, sugiere un importante cambio en la evo-lución de la cuenca, probablemente producido por unevento tectónico regional. Si bien la actitud espacial delos estratos de ambas formaciones es concordante,resulta lógico suponer la existencia de una discontinui-dad sedimentológica entre ambas, al menos en dichazona, (Rivarola 1994). En tal sentido, de la Mota (1959)identificó una relación discordante, mientras que Lurgo(1967) refirió a la misma como una “falta de conformi-dad” o diastema. En la localidad tipo de la FormaciónLa Cantera, Zunino (1982) describió un pasaje gradualentre esta unidad y la suprayacente Formación ElToscal, equivalente lateral de la Formación La Cruz.Sin embargo, este autor cita un brusco cambio delitologías entre las formaciones La Cantera y La Cruz.Los contactos de base de esta unidad en las zonas deCharlone y Las Barrancas son discordantes sobre ro-cas de basamento cristalino.

Para Flores (1969) e Yrigoyen (1975), la For-mación La Cruz es cubierta en discordancia por laFormación Lagarcito o por sedimentitas más jóve-nes del Cenozoico. Bonaparte y Sánchez (1975)consideraron que de existir esta discordancia, la mis-ma carecería de significación temporal puesto quelos pterosaurios de Formación La Cruz muestranuna notable semejanza evolutiva con los identifica-dos en la Formación Lagarcito en la sierra de LasQuijadas.

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Edad

González (1971), dió a conocer el resultado dedataciones radimétricas de los basaltos expuestosen los alrededores de Hualtarán (sierra de Las Qui-jadas), obteniendo edades correspondientes alJurásico superior (152 +7 Ma; 152 + 8 Ma y 161 + 3Ma). Yrigoyen (1975) también dató dichas rocas,resultando edades comprendidas entre 107 +4 a 109+4 Ma a las cuales relacionó con efusionesmesocretácicas del Aptiano, edad consistente conlos datos paleontológicos. Sin embargo, aún restacorroborar si los depósitos asignados a esta forma-ción en ese sector, son cronoestratigraficamenteequivalentes a los depositados en el sur de la sierrade El Gigante.

Formación Lagarcito (18) (Flores, 1969) evaporitas, areniscas finas, pelitas varicolores


Biondi (1937) describió afloramientos de yesoen el norte de la sierra de Las Quijadas, posterior-mente denominados ¨Conglomerados Superiores deLagarcito¨ por Díaz (1947), los cuales según Flores(1969) corresponden a la base de la Formación SanRoque.

A su vez, Lurgo (1967) bautizó a estos depósi-tos como Formación Santa Rosa, en el sur de ElGigante y los incluyó dentro de la porción inferior delos denominados Estratos de Los Llanos (Tercia-rio). Fue Flores (1969) quien le dió rango formacionala esta unidad, ubicando su perfil tipo en el puestoLagarcito al este del cerro Guayaguas (provinciade San Juan).

La Formación Lagarcito aparece constituyendoun suave relieve de cuestas discontínuas con tenuesinflexiones desde los alrededores de Naranjo Esquinohasta el oeste de la estancia Mataco, a la latitud dela Cerrillada de Las Cabras. Afloramientos puntua-les asignados con dudas a esta unidad se reconocentambién en el flanco occidental del anticlinal LasCabras y en la zona de Las Barrancas y CerroCharlone. Flores (1969) citó además asomos de estaformación en el borde oriental del Bolsón de las Sa-linas, en los alrededores de la ciudad de San Luis ycerca de la estación Zanjitas.

Litología

La Formación Lagarcito se encuentra general-

mente cubierta o semicubierta por un manto detríticoaluvial y sus afloramientos son visibles a expensasde las quebradas que la disectan.

Según Flores (1969) e Yrigoyen (1975) esta uni-dad consta en su mayor parte de areniscas, limolitasy arcilitas rojizas y anaranjadas. En algunos lugaresla secuencia se inicia con un nivel psefítico, mien-tras que hacia los niveles superiores predominandepósitos silicoclásticos finos y evaporíticos.

Flores (1969) asignó a esta unidad 219 m depotencia en la localidad de El Toscal. El mismo au-tor describió más de 70 m de sedimentitas rojas enla zona de Las Barrancas, las que comienzan en labase con conglomerados polimícticos rojizos con ro-dados angulosos de hasta 20 cm de diámetro, com-puestos por gneises, cuarzo y pegmatitas. En ellosse intercalan bancos de areniscas ferruginosas rojooscuras de grano medio y estratificaciónentrecruzada. En el sector Punta de Sierra–Cerrillada de Las Cabras han sido descriptas are-niscas varicolores, pelitas y bancos de yeso de hasta18 m de potencia (Giaccardi, 1984; Lucero, 1984;Pérez, 1994).

En opinión de Yrigoyen (1975) las faciesevaporíticas ocuparían un 40 % del total de la co-lumna de esta unidad.

En el noroeste de la Cerrillada de Las Cabras(cercanías del puesto El Llanero), la FormaciónLagarcito apoya en forma concordante sobre la For-mación La Cruz . En un destape exploratorio paraexplotación de bentonita ubicado 1 km al NE de di-cho puesto, se expone una columna de 10 m que debase a techo está constituída por areniscas finas yarcilitas verdosas, pelitas moradas y areniscas rojascon pequeños lentes conglomerádicos. Los nivelesverdosos están compuestos casi exclusivamente porbentonita (Figura 13). Más al sur, esta formacióncomienza con areniscas rojizas de grano fino y bas-tante micáceas, en ocasiones con pequeñasintercalaciones lenticulares de areniscas guijosas. LaFormación Lagarcito apoya aquí sobre las rocasvolcánicas ubicadas en el techo de la Formación LaCruz, descriptos precedentemente.

En el subsuelo de la cuenca de Beazley ha sidocitada una potencia de 320 m para esta formación ,compuesta por areniscas medianas rosadas, cuar-zo-líticas, bien seleccionadas, con escasa participa-ción arcillosa y acompañadas por yeso (Manoni,1985).

Los espesores totales estimados para la Forma-ción Lagarcito en el ámbito de la cuenca de SanLuis, varían entre 200-250 m (Flores y Criado Ro-


que, 1972, Yrigoyen, 1975) y 350 m (Yrigoyen, 1981,Yrigoyen et al., 1989). Aunque Lurgo (1967), le asig-nó 450 m de espesor máximo para la zona de Puntade Sierra del Gigante.


La Formación Lagarcito ha resultado una uni-dad bastante fértil en cuanto a hallazgospaleontológicos, aunque los mismos solo han sidoreportados hasta el presente en la sierra de LasQuijadas.

Dentro de los mismos se destacan pterosauriosde la Familia Pterodactylidae denominadoPterodaustro guinazui (Bonaparte, 1970, 1971,1978; Sánchez, 1973), peces (Bocchino, 1973, 1974).La variedad y el valor de dichos hallazgos han sidoampliados en dicha zona, a partir de los trabajos deChiappe et al.(1995a, 1995b, 1995c, 1998a, 1998b),Codorniu et al. (1998), Davila et al. (1998), Laza yRivarola (1998), Rivarola et al. (1997) y Rivarola yAberastain (1998).


Los ambientes deposicionales de la FormaciónLagarcito en el área de esta Hoja Geológica com-prenden desde sectores proximales (Las Barrancasy Charlone, Cerrillada de Las Cabras) a distales deuna planicie aluvial con frecuentes intercalacionesde niveles lacustres y cuerpos evaporíticos. Las ca-racterísticas de los depósitos fluviales denotan im-portantes variaciones, registrándose desde caucescon alta energía hasta las transiciones a sistemaslacustres (Flores, 1969, Yrigoyen, 1975, Yrigoyen etal., 1989).

Yrigoyen (1975) e Yrigoyen et al. (1989) indi-caron que la Formación Lagarcito se depositó en unambiente árido, mientras que Chiappe et al. (1995 a,1995b y 1998b), vincularon en la sierra de Las Qui-jadas a estos depósitos con un clima semiárido tem-plado.


Las relaciones estratigráficas basales de la For-mación Lagarcito han sido objeto de controversias.Varios autores han sostenido su posición discordan-te respecto a los conglomerados de la Formación LaCruz (Flores, 1969, Yrigoyen,1975, Manoni, 1985,Yrigoyen et al., 1989), con base en observacionesefectuadas en el perfil del Potrero de la Aguada (sie-

rra de Las Quijadas). Dentro del ámbito de la pre-sente Hoja Geológica, la Formación Lagarcito ex-pone un pasaje transicional en su base a partir de laspsefitas de la Formación La Cruz, en Las Barran-cas y al norte del Cerro Charlone. En la zona dePunta de Sierra de El Gigante esta formación mues-tra un contacto neto y concordante con lasinfrayacentes unidades del Grupo El Gigante.

En la Cerrillada de Las Cabras esta unidad apo-ya en concordancia sobre la Formación La Cruz,aunque es muy probable que el brusco cambiolitofacial implique también un intervalo de erosión ono deposición entre ambas formaciones.

Flores (1969) indicó que en el borde oriental deldenominado Bolsón de Las Salinas, la FormaciónLagarcito descansa directamente sobre metamorfitasdel basamento.

Respecto a la relación de techo de esta unidad,existe un consenso generalizado respecto a la exis-tencia de una discordancia angular que separa a estaunidad de los conglomerados de la Formación SanRoque (Terciario). No ha sido posible encontrar aflo-ramientos propicios para corroborar dicha situacióndentro del área de estudio, aunque se estima que deexistir una relación de angularidad, debería ser míni-ma, a juzgar por la actitud espacial de ambos depó-sitos en afloramientos contiguos (SE de NaranjoEsquino, Mataco). Asimismo, depósitos asignadosal Terciario que aparecen en pequeños asomos alNO de la Cerrillada de Las Cabras (flanco oeste delanticlinal Las Cabras) presentan la misma disposi-ción espacial que la Formación Lagarcito.

Edad

La Formación Lagarcito fue originalmente asig-nada al Terciario (probablemente inferior) (Biondi,1937, Trumpy, 1942, Díaz, 1947, de la Mota, 1963,Lurgo, 1967). El hallazgo de restos de pterosauriosen la base de dicha unidad (Bonaparte 1970 y 1971)y su comparación con géneros del norte de Europaderivó en su asignación al Jurásico tardío - Cretácicotemprano.

Los aportes de Yrigoyen (1975), sobre las eda-des de la Formación La Cantera y de los basaltos deHualtarán, establecieron un piso de edad aptiana parala Formación Lagarcito El mismo autor la asignó alCretácico tardío, considerando la presencia de unadiscordancia basal que la separaba de las unidadesdel Grupo El Gigante. En cambio Bonaparte ySánchez (1975) y Bossi (1977) destacaron que laedad de esta Formación respecto a su infrayacente

San Luis 23

no podía ser muy diferente. Chiappe et al. (1995a y1998), consideran a la Formación Lagarcito de edadalbiana, sobre la base de nuevas evidenciaspaleontológicas.

Grupo El Gigante-Formación Lagarcitoindiferenciados (19)conglomerados, areniscas y pelitas rojizas


Se incluyen en esta unidad a los depósitos asig-nados al Mesozoico expuestos en las sierras de LasBarrancas y Charlone. La escala de trabajo y elconocimiento de la sucesión estratigráfica en estazona, no permiten una adecuada discriminacióncartográfica de sus componentes, principalmente enlo que hace a los límites entre el Grupo El Gigante yla Formación Lagarcito. Por estas razones se haoptado por agrupar a dichos afloramientos en unasola unidad. Se ha tenido en cuenta también que noexiste aún una adecuada base descriptiva que per-mita una correlación confiable entre estos términosy los aflorantes en las Serranías Occidentales. Debeconsiderarse para ello no solo las importantes varia-ciones faciales laterales de los depósitos continenta-les, sino además el hecho que probablemente ambasmanifestaciones correspondan a registros de dife-rentes cuencas.

Litología

Caracterizan a esta unidad una sucesión de es-pesor desconocido de areniscas y conglomerados decolores rojizos, con intercalaciones de bancos y len-tes de granulometría más fina e igual coloración (Fi-gura 14).

Contenido paleontológico y ambiente dedepositación

Rivarola y Aberastain (1998) reportaron icnitesde dinosaurios indeterminados en la sierra de LasBarrancas. Estos sedimentos han sido depositadosprincipalmente en un ambiente de planicies aluvialesen climas áridos.


Si bien existe una notable similitud litológica, lasrelaciones con las sedimentitas aflorantes en lasSerranías Occidentales no son aún bien conocidas.Esta unidad se asigna al Cretácico en sentido am-plio.

2.3 CENOZOICO

2.3.1 TERCIARIO

Formaciones San Roque, Las Mulitas yCruz de Piedra (20) areniscas, conglomerados, pelitas

Marco descriptivo

Los depósitos asignados al Terciario en la zonabajo estudio, corresponden a afloramientos de esca-sa representación areal a la escala del presente car-teo, en los cuales han podido discriminarse algunasunidades no individualizables a la escala del presen-te carteo, cuyas edades se suponen comprendidasen el lapso Oligoceno superior-Plioceno. Están ca-racterizados por sedimentos clásticos continentales,en su mayoría de tipo capas rojas, cuyas mayorespotencias han sido reportadas en el subsuelo de lacuenca de Beazley. Sus mejores afloramientos noobstante, se encuentran en Potrero de los Funes, LasChacras y Sierra de Los Padres. Las restantes ex-posiciones corresponden a una delgada franja aso-ciada al relieve de cuestas de la sucesión homoclinalque aparece entre la sierra de El Gigante y Cerrilladade Las Cabras (Serranías Occidentales) y al sur delcerro El Lince. Asomos puntuales de rocas asigna-das al Terciario han sido reconocidos también en al-gunas quebradas de la ladera occidental de la sierrade San Luis, aunque los mismos no sonrepresentables en la presente escala de trabajo.

La desconexión entre los afloramientos de lasrocas terciarias y la casi inexistente informacióncronoestratigráfica, atentan contra una adecuadacorrelación entre las mismas Esta desfavorable si-tuación ha generado confusiones y discrepancias enla definición de la columna estratigráfica. Para elpresente trabajo se ha optado por agrupar a las dis-tintas unidades definidas para el Terciario de la re-gión en una sola unidad cartográfica, en atención ala problemática expuesta y a la escasa representa-ción cartográfica individual de las mismas. No obs-tante, se mantendrá su descripción por separado.

Antecedentes

Las características generales de los depósitosasignados al Terciario fueron mencionadas en lascontribuciones de Gerth (1914) y Tapia (1935), asícomo en los diversos informes producidos por YPF(Biondi, 1937, 1938; Trumpy, 1937; Díaz, 1947).


Guiñazú (1961) aportó nuevos datos sobre las capasrojas aflorantes al suroeste de la sierra de San Luisy Lippmann (1966) estudió con mayor detalle lassedimentitas expuestas en el sector Potrero de losFunes-Las Chacras. Pascual y Bondesio (1981) re-sumieron los escasos datos existentes sobre los se-dimentos terciarios, destacando que su conocimien-to a esa fecha era muy limitado y parcial.

En la última década se desarrollaron varios es-tudios concentrados en el extremo sur de la sierrade San Luis (Di Paola et al., 1990; Rivarola, 1990;Di Paola y Rivarola, 1992a y b; Di Paola y González,1993; Rivarola y Di Paola, 1993), sobre los que sebasaron algunos intentos por establecer esquemascorrelativos regionales entre estas unidades (DiPaola, 1994).

Oligoceno superior-PliocenoFormación San Roque (Flores, 1969)areniscas, conglomerados, pelitas


Biondi (1937) propuso el nombre de «Areniscasde San Roque» para referirse a los sedimentos rojosexpuestos en las barrancas de San Roque ( 9 km alE de la ciudad de San Luis) y que según dicho autoreran correlacionables con los «Estratos de los Lla-nos» en la provincia de La Rioja. Flores (1969) for-malizó dicha nomenclatura, ubicando la sección tipoen la localidad mencionada.

Los sedimentos asignados a esta formación apa-recen en la depresión de Potrero de los Funes y LasChacras (extremo sur de la sierra de San Luis), dondehan sido mejor estudiados. Hacia el sur existen ex-presiones saltuarias entre las sierras de Los Padresy Varela, si bien en la sierra de Las Barrancas seexpone quizás la sucesión más completa de estosdepósitos en la zona estudiada.

La Formación San Roque aflora también comosuaves lomadas al sur de Naranjo Esquino y en loscortes de barrancas en toda esa zona hasta el surde la Cerrillada de Las Cabras. La sucesión tercia-ria (que según algunos autores incluye también a laFormación Las Mulitas) subyace al delgado mantode sedimentos cuaternarios y la actitud homoclinalcon suave inclinación al este de sus capas, se reco-noce debido al patrón del drenaje, entre el AltoPencoso y la cañada de San Gerónimo-Balde.

La Formación San Roque, está presente en elsubsuelo de esta región y su presencia ha sido re-portada en las perforaciones efectuadas en la zona

de estudio (Tapia y Rigal, 1933; Flores, 1969; Floresy Criado Roque, 1972; Manoni, 1985; Yrigoyen etal., 1989).

Litología

En el área al sur de la sierra de San Luis,Lippmann (1966) describió fanglomerados, conglo-merados y areniscas, con buena a regular selección,compuestos principalmente por clastos derivados dela destrucción de las rocas del basamento cristalino,redondeados a subredondeados.

Pessio (1989) caracterizó a esta formación enlas inmediaciones del dique Cruz de Piedra comoareniscas arcósicas mal seleccionadas, algoconglomerádicas, de color pardo rojizo y gris, concemento calcáreo, algo ferruginoso y escasamentesiliceo.

En Potrero de los Funes, Di Paola et al. (1990)destacaron que la secuencia asignada a esta forma-ción era una sucesión contínua granodecreciente, enla que Rivarola (1990) distinguió tres miembros quede base a techo denominó aluvial, fluvial y playa debarreal, renominados como Miembros inferior, me-dio y superior respectivamente por Di Paola yRivarola (1992a). El Miembro inferior fue caracte-rizado por dichos autores como fanglomerados cas-taño rojizos con clastos imbricados y arquitecturamantiforme, con intercalaciones de areniscas y unespesor calculado en 150 m. En el Miembro mediopredominan conglomerados verde-grisáceos, conestratificación difusa e intercalaciones de lentespsamíticos, habiendo estimado para el mismo las re-feridas contribuciones un espesor total de 1500 m.El mejor desarrollo del Miembro superior está ex-puesto en Las Chacras (cantera Los Comederos),donde en un espesor aflorante de 14 m predominanpelitas rojizas en parte abigarradas con débil estrati-ficación e intercalaciones de areniscas micáceas

En el ámbito de las Serranías Occidentales (prin-cipalmente al norte del área de estudio), Flores (1969)indicó que podían distinguirse tres miembros dentrode esta formación. El miembro inferior estaba ca-racterizado según dicho autor por pelitas y arenis-cas gruesas rojizas, tobas varicolores y un conglo-merado superior; el miembro medio por limolitas,tobas y areniscas blanquecinas; y el miembro supe-rior por un conglomerado constituido principalmentepor cuarzo, de coloraciones grisáceas. Dicho autorindicó además que en Las Barrancas se presenta elperfil más ilustrativo de esta unidad, con 350 metrosde espesor y sin observarse su techo. Los trabajos

San Luis 25

de campo realizados con motivo delresente carteopermitieron asignar a la Formación San Roque unapotencia aforante de 413 m. En dicho sector.

Gardini et al. (1996) mencionaron que los sedi-mentos terciarios en las Serranías Occidentales entreNaranjo Esquino y Mataco, corresponden a arenis-cas grises de grano fino con intercalaciones de are-niscas conglomerádicas, destacando que son frecuen-tes los clastos de areniscas rojas finas (Figura 15).


En la depresión de Potrero de los Funes, estosdepósitos están vinculados a flujos y otros depósitosproximales originados en ambientes áridos asemiáridos en su sección inferior. En tanto la se-cuencia suprayacente corresponde a depósitos flu-viales de corrientes entrelazadas (Miembro medio)y a facies de playas o barreales (Miembro superior)(Rivarola, 1990; Di Paola y Rivarola, 1992b).

En las Serranías Occidentales, los términos asig-nados a la Formación San Roque podrían ser referi-dos a extensas planicies aluviales, habiendo sido re-conocidos también en su mitad superior depósitos debarreales y depresiones endorreicas (Manoni, 1985).


La Formación San Roque apoya en discordan-cia sobre el basamento cristalino en el sector dePotrero de los Funes-Las Chacras-Cruz de Piedra.En los otros sectores, esta unidad suprayace a lasrocas mesozoicas en una relación que también hasido caracterizada como discordante (Flores, 1969,Yrigoyen, 1975). Esta última situación no ha podidoser corroborada debido a la falta de buenos aflora-mientos que expongan el sector de contacto. No seobservan apreciables diferencias en la actitud deambas sucesiones, ni siquiera en el flanco activo delos anticlinales de generación andina (Cerrillada deLas Cabras, Las Barrancas, Charlone).

En su techo, la Formación San Roque tambiénpresenta una relación discordante según Flores (1969)con la Formación Las Mulitas, situación difícil decorroborar como se comentará a continuación.

Di Paola y Rivarola, (1993) mencionaron queen el extremo sur de la sierra de San Luis, los depó-sitos asignados a la Formación San Roque, constitu-yen la respuesta local a movimientos de ascenso delbasamento cristalino circundante. Dichos movimien-tos no se han registrado en las demás serranías don-de aparece esta formación, a juzgar por el paralelis-

mo que caracteriza a sus contactos con las rocasinfrayacentes. En esos sectores, la Formación SanRoque parece ser más bien la consecuencia de de-pósitos de extensas planicies fluviales de proceden-cia andina. Resulta evidente por lo tanto, que la asig-nación del mismo nombre formacional a todos estosdepósitos necesita de criterios de correlaciónconfiables, los cuales no son disponibles al presente.Dicha solución no es sencilla, considerando la faltade registros fósiles diagnósticos y las similitudes en-tre sus litologías, no solo con las sedimentitasmesozoicas, sino en algunos casos también con de-pósitos asignables al Pleistoceno.

Di Paola (1994) bautizó como FormaciónDonovan a depósitos esencialmente conglomerádicosde color rojo-morado presentes en las serranías delsur (Figura 15), asignando los mismos al Pleistoceno.Se considera que lo unificado por dicha autora enuna sola entidad litoestratigráfica, corresponde a dosunidades diferentes. Los sedimentos que suprayacenen discordancia a las capas rojas asignadas al Ter-ciario en las cercanías de la localidad de Donovan,pueden ser equiparables a la denominada Forma-ción Fanglomerado del Potrero, como se sugirieraen dicha contribución (ver Capítulo 2.3), sin que ellorequiera acuñar un nuevo nombre formacional. Encambio, la depositación de las sedimentitas asigna-das a la Formación Donovan más al sur, es previa ala deformación andina responsable del plegamientoanticlinal de las sucesiones observadas en Las Ba-rrancas y Charlone. Ello se deduce por la posiciónvertical de estos registros en el flanco occidental dedicho pliegue y por casi inexistente relación deangularidad en el flanco oriental de esa estructuracon los depósitos mesozoicos infrayacentes. Consi-derando la degradación erosiva de estasmorfoestructuras, es improbable que el plegamientohaya ocurrido con posterioridad al Pleistoceno, porlo que la edad de la denominada Formación Donovandebe ser sin duda pre-cuaternaria. Se entiende enconsecuencia que dichos registros deberían asignarseal Terciario, pudiendo ser incluidos dentro del es-pectro que abarca la Formación San Roque.

PLIOCENO

Formación Las Mulitas (Flores, 1969)Areniscas con niveles piroclásticos y evaporíticos


Flores (1969) denominó con este nombre a sedi-


mentos que Biondi (1937) definiera como “San Ro-que Superior”. Según las observaciones del primerautor, éstos apoyan en discordancia sobre la Forma-ción San Roque, ubicando su localidad tipo en el pa-raje Las Mulitas, situado algunos kilómetros al surde San Pedro.

Di Paola (1994) cuestionó la validez estratigráficade la Formación Las Mulitas, considerando que elperfil tipo definido por Flores (1969) mostrabainconsistencias respecto a su composición litológicay relaciones estratigráficas. Dicha autora sugirió quetales niveles podrían ser homologables con la For-mación Lagarcito. Asimismo Di Paola y Rivarola(1992a y b), destacaron que los depósitos asignadospor Canalis et al. (1988) a dicha formación en LasChacras, correspondían en realidad al Miembro su-perior de la Formación San Roque.

No obstante, la información disponible delsubsuelo de la cuenca de Beazley (Flores, 1969,Flores y Criado Roque, 1972, Manoni, 1985, Yrigoyenet al., 1989) ha destacado siempre la existencia deesta unidad en el subsuelo.

Según Flores (1969) y Pascual y Bondesio(1981), los depósitos asignados a esta formación sepresentan rellenando pequeños bolsones excavadosen las distintas formaciones expuestas en la cuencade San Luis, alcanzando hasta 830 m en el subsuelode la cuenca de Beazley (Flores, 1969, Flores y Cria-do Roque, 1972, Criado Roque et al., 1981a, Manoni,1985, Yrigoyen et al., 1989). Dentro del ámbito de lapresente Hoja Geológica no se han reconocido aflo-ramientos que permitan reconocer tanto su filiacióna esta unidad, como su representación a la escaladel presente carteo.

Litología

Según Flores (1969), el perfil de esta formaciónse inicia en su localidad tipocon un banco de yeso ytobas amarillentas, lapilli y bombas con ciertoredondeamiento. Pueden intercalarse también nive-les arcilíticos rojo-violáceos que suelen incluir gran-des rodados de andesitas. En coincidencia con lodestacado por Di Paola (1994), tampoco se ha lo-grado reconocer los componentes volcaniclásticosreferidos por Flores (1969) en dicho sector.

Los sedimentos asignados a la Formación LasMulitas en el subsuelo han sido descriptos tambiéncomo capas rojas con predominio psamítico y unaumento de material piroclástico y evaporítico res-pecto a la infrayacente Formación San Roque(Manoni, 1985, Yrigoyen et al., 1989).


Rusconi (1936) estudió restos fósiles provenien-tes de las barrancas de los arroyos seco del Chilcaly Buen Retiro, ubicadas unos 16 km al oeste de SanGerónimo y que según Flores (1979) correspondena esta unidad. Ellos perteneces a mamíferos comoPuntanotherium guiñazui (= Chasicoterium rothiCabrera y Kraglievich); Stereotoxodon tehuelcheguiñazui y Acrotypotherium tapiai n. sp. Según Bor-das (1941) y Pascual (1954) y estas formas mues-tran marcadas analogías con la fauna de Chasicó.

En la localidad de El Retamo (límite con La Rioja,al norte del área de estudio) fueron descriptosChasicotherium rothi (Pascual, 1954),Neoadinotherium triangulatum (Bordas, 1941) yOcnerotherium intermedium (Pascual, 1954).


De la litología citada para esta formación, se in-fiere un ambiente de planicies aluviales en ambien-tes áridos-semiáridos, muy probablemente de pro-cedencia andina, con aporte piroclástico y desarro-llo de barreales en sus sectores distales.


El escaso conocimiento estratigráfico de las ro-cas cenozoicas impide establecer un adecuado jui-cio de valor respecto a las discusiones originadas entorno a la validez de esta unidad, para lo cual tampo-co contribuye la imperfecta información descriptaen su localidad tipo. Se entiende también aquí quelos sedimentos asignados a esta unidad en Las Cha-cras corresponden en realidad a la Formación SanRoque. La escasa información disponible en los pun-tuales afloramientos de rocas asignables al Tercia-rio en el ámbito de la Depresión Longitudinal Cen-tral no permite observaciones conclusivas al respec-to.

Se mantiene la presente unidad en el texto enmérito a la importancia asignada a la misma en losestudios del subsuelo, aunque son necesarios mayo-res trabajos para dilucidar el esquema estratigráficocenozoico y su organización en unidades formales.

Según Yrigoyen et al. (1989) esta unidad estáseparada mediante discordancias de la FormaciónSan Roque (Fase Quéchuica) y de los depósitoscuaternarios (Fase Diaguítica).

Flores y Criado Roque (1972) refirieron a laFormación Las Mulitas parte de los denominados

San Luis 27

“Estratos de los Llanos”, los que según Guiñazú(1961) forman las llanuras del norte y oeste de laprovincia de San Luis. Según Flores (1979) puedesospecharse una edad comprendida entre el Miocenomedio a superior, hasta el Plioceno inferior atendiendoa los restos fósiles de mamíferos encontrados porGuiñazú y que fueran estudiados por Rusconi (1936),Bordas (1941) y Pascual (1954).

El hallazgo en las viejas colecciones del Museode La Plata de un cráneo de Ocnerotheriumintermedium proveniente de la Formación ArroyoChasicó, ratifica de manera incuestionable que lossedimentos asignados en El Retamo a la FormaciónLas Mulitas representan localmente la edad-mamí-fero Chasiquense, correspondiente al Mioceno su-perior (Pascual y Bondesio, 1981). Por otro lado, laexhumación de restos de Doellotatus, de sedimen-tos tentativamente asignados a la Fm. Las Mulitas,del oeste de las Salinas del Bebedero (González,1979), demuestra la continuidad del procesosedimentario y evolutivo que transgrede el tiempogeológico, por lo menos desde la edad-mamíferoChasiquense a la Huayqueriense (Pascual yBondesio, 1981).

Formación Cruz de Piedra (Lippmann,1966) Areniscas y conglomerados


Lippmann (1966) utilizó este nombre para defi-nir a sedimentos presentes en las partes bajas de lassuperficies elaboradas en las sedimentitas terciariasen el sector Potrero de los Funes-Cruz de Piedra yque refirió al Pleistoceno. Posteriormente, Rivarolay Di Paola (1993) vincularon esta unidad con losdepósitos suprayacentes a la Formación San Roqueen Potrero de los Funes, asignando a la misma unaedad pliocena.

Lippmann (1966) indicó que esta unidad afloraaisladamente en la zona de Cruz de Piedra, LasChacras y Potrero de los Funes, aunque Rivarola yDi Paola (1993) restringieron su expresión al últimosector.

Litología

Lippmann (1966) caracterizó a esta sucesióncomo areniscas limosas a conglomerádicas, pardorojizas, poco calcáreas, macizas, friables y con se-lección regular. Predominan areniscas gruesas has-

ta conglomerádicas de colores rojo-grisáseos, quesegún Rivarola y Di Paola (1993) presentan susmejores exposiciones en el sector suroriental delembalse Potrero de los Funes. Allí pueden recono-cerse areniscas gruesas con matriz arenosa y guijascompuestas por plutonitas y metamorfitas del basa-mento. Según dichos autores la fracción clástica deesta unidad proviene de la erosión de las psefitas dela Formación San Roque.

La Formación Cruz de Piedra presenta inclina-ciones que oscilan entre 10° y 15° hacia el cuadran-te sur.


Lippmann (1966) y Rivarola y Di Paola (1993)coinciden en considerar que esta unidad se depositósobre un relieve labrado en la Formación San Roquey los últimos autores destacaron que sus registrosson el resultado de flujos ácueos y depósitos fluvia-les en cuencas locales, bajo el predominio de climasáridos.


En el margen sur del embalse Potrero de losFunes puede reconocerse las relaciones discordantesen base y techo de esta unidad con las FormacionesSan Roque y Fanglomerado del Potrero respectiva-mente. Rivarola y Di Paola (1993) indicaron que estasrelaciones también caracterizan a los escasos aflo-ramientos de esta formación fuera de esta área.

Di Paola y González (1992) estimaron una edadpliocena superior para estos depósitos, en base arestos de silicofitolitos recolectados en ese mismosector.

2.3.2 CUATERNARIO

Marco descriptivo

Los sedimentos cuaternarios cubren aproxima-damente el 90% de la Hoja Geológica San Luis ysus características están estrechamente vinculadascon los principales ambientes geomorfológicos de estaregión. Corresponden mayoritariamente a sedimen-tos fluviales, aluviales y eólicos, que ocupan el ámbi-to de la denominada Depresión Longitudinal Cen-tral y las cuencas de los ríos Desaguadero y Tunuyán.En la depresión de la Salina del Bebedero, predomi-nan depósitos evaporíticos de playa y médanos.

La información cronoestratigráfica disponible


permite asignar la mayoría de los depósitos expues-tos al Holoceno. En los sectores proximales a lasáreas serranas y en la base de las cárcavas labra-das por los principales cursos de drenaje fluvial, seexponen sedimentos referidos al Pleistoceno, pudien-do abarcar incluso a términos estratigráficos másbajos.

Antecedentes

Los afloramientos cuaternarios de la provinciade San Luis fueron motivo de descripciones genera-les desde mediados del siglo pasado. Probablemen-te la primer referencia corresponde a de Moussy(1860), quien mencionó someramente la estratigrafiadel sur de la sierra de San Luis, destacando la pre-sencia de esqueletos fósiles muy voluminosos. Pos-teriormente Ave Lallemant (1875) y Valentin (1895)también describieron algunas características de lossedimentos recientes del sur de la sierra. Gerth(1914); Deletang (1929) y Cordini (1967) se ocupa-ron de la región de la Salina del Bebedero.

Gez (1931); Guiñazú (1946, citado en Strasseret al., 1992); Pastore y Ruiz Huidobro (1952); Adaro(1955) y Cappannini (1955) ambién aportaron infor-mación sobre el Cuaternario de diversos sectorescomprendidos en esta Hoja Geológica.

Más recientemente, la mencionada problemáti-ca ha sido referida en numerosas contribuciones,entre las que se destacan las de González(1981,1982,1983, 1994); González et. al. (1980;1981); Peña Zubiate y Strasser (1981); Strasser et.al.(1984); González y Weiler (1984); Latrubesse yRamonell (1990 a y b); Latrubesse et al. (1990);Ramonell et al. (1992, 1993); Ramonell y Latrubesse(1991); Tognelli et.al. (1993); Canalis (1993);González Díaz y Fauqué (1993); Rodríguez y Barton(1993); Chiesa et.al. (1996); Iriondo (1996); Strasseret.al. (1996); Tognelli et.al. (1997) y Strasser et.al.(1998)

2.4.2.1 Plioceno superior?-Pleistoceno

Depósitos de cobertura de superficies deerosión (pedimentos?) (21)Conglomerados


Esta unidad agrupa a los depósitos psefíticos quese apoyan en discordancia sobre superficies de ero-sión labradas en el basamento cristalino y en las

sedimentitas terciarias. Incluye a lo que anteriormen-te fuera denominado Formación San Roque(Lippmann, 1966), Manto Detrítico (Canalis et al.,1988), Formación Cuchi Corral (Pessio, 1989) y For-mación Las Chacras (Latrubesse et al., 1990).

Estos depósitos aparecen adosados a la laderaoccidental de la sierra, en los sectores de Potrero deLos Funes-Las Chacras-Cruz de Piedra y probable-mente en la sierra de Los Padres.

Litología

Corresponden a esta unidad psefitas grises apardo claras generalmente poco consolidadas, cuyageometría tabular determina un paisaje “aterrazado”o mesetiforme. Los bloques y clastos provienen delbasamento cristalino circundante y sus colores cla-ros tienen relación con el abundante cementocarbonático presente, que forma patinas en los blo-ques y clastos.

Latrubesse et al. (1990) indicaron que el perfiltipo de lo que definieran como Formación Las Cha-cras está ubicado en el paraje homónimo, caracteri-zado por un ortoconglomerado pardo grisáceo claro,con bloques de hasta 1 m3, clastos mayoressubredondeados y matriz integrada por arenas y gui-jas muy finas. El espesor máximo asignado por es-tos autores es de 8 m.

En las inmediaciones de Suyuque Viejo, Riera(1996) mencionó que la potencia de estos depósitososcila entre 2 y 15 m, correspondiendo a conglome-rados grisáceos con distribución bimodal en el tama-ño de bloques y clastos y matriz areno-limosa casta-ño grisácea.


Esta unidad ha sido considerada como productode depósitos gravitatorios, diversos tipos de flujos yotros sedimentos asociados a un ambiente de abani-cos aluviales (Latrubesse et al., 1990). Debe men-cionarse no obstante que si bien la morfología enplanta de estos depósitos es semejante a abanicosaluviales, los mismos no pueden considerarse comotales en sentido estricto, en razón de su geometríatabular y su escasa potencia. Esta unidad debió de-positarse como un manto detrítico aluvial sobre unasuperficie de erosión regional.


La presente unidad apoya sobre las rocas del

San Luis 29

basamento cristalino en el piedemonte occidentalserrano y sobre rocas terciarias en el sur de la sierrade San Luis. En el último caso la discordancia eserosiva, con una leve angularidad con los estratosinfrayacentes. Aunque dicho ángulo aumenta encercanías de las fallas que afectaron a lassedimentitas terciarias previo al desarrollo de dichasuperficie.

Estos depósitos no presentan cobertura, excep-to ocasionales depósitos mantiformes loessoides conpotencia menor al metro.

Di Paola (1994) indicó que la Formación LasChacras estaba separada por una discordancia ensu techo de la Formación Fanglomerado del Potrero,situación que no ha podido ser corroborada en lostrabajos de campo.

Latrubesse et al., (1989) consideraron que ladepositación de la Formación Las Chacras fue pre-via al Pleistoceno superior. La falta de informaciónde cronología absoluta impide precisar mejor la edadde esta unidad, aunque también se considera muyprobable que la misma abarque términos inferioresy/o medios de Pleistoceno. Sin embargo, tampocose descarta su generación a finales del Plioceno, sise tiene en cuenta que estos depósitos constituyenla cubierta detrítica de una importante superficieerosiva, cuya generación debe haber sido anterior ala fase de levantamiento principal de la sierra(Plioceno-Pleistoceno?).

PLEISTOCENO

Depósitos de abanicos aluviales (22)Conglomerados


Esta unidad refiere a sedimentos vinculadosmayoritariamente con remanentes de morfologíascorrespondientes a abanicos aluviales e incluyen alas denominadas Formaciones San Roque(Lippmann, 1966), Fanglomerado del Potrero(Rivarola y Di Paola, 1991) y Donovan (Di Paola,1994). No se descarta que algunos de los depósitosubicados en esta unidad puedan corresponder a de-pósitos de cobertura de superficies de erosión, yaque en algunos sectores no ha sido posible observarsu base, sobre todo en el sector occidental de la sie-rra de San Luis. Aparecen en el sector pedemontanooccidental de la sierra de San Luis, entre las quebra-das de Guascara y Sierra de los Venados, donde sumorfología corresponde a abanicos aluviales que

actualmente se encuentran desconectados entre síy disectados por los abanicos coalescentes de la pla-nicie aluvial pedemontana. Se han observado tam-bién en el Potrero de los Funes y en las inmediacio-nes de Donovan-Cerro El Lince

Litología

En el piedemonte occidental de la sierra de SanLuis, Costa (1992) y Riera (1996) describieron con-glomerados pardo-grisáceos, clasto a matriz sopor-tados sin base visible. En las cercanías de SuyuqueViejo, los mismos autores reportaron la presenciade un banco de cenizas de 50 cm de espesor, cubier-to por un conglomerado tobáceo

Lippmann (1966) caracterizó a esta unidad comofanglomerados compuestos por bloques y cantosrodados finos a gruesos, angulosos a subredondeados,cementados por carbonato de calcio, que coronanun relieve de mesillas en la zona de Las Chacras.

En la depresión de Potrero de los Funes Di Paolaet al. (1990) y Rivarola (1990) describieron psefitasasociadas a abanicos aluviales, a las que el segundoautor denominó Fanglomerado del Potrero y queRivarola y Di Paola (1991) renominaron como For-mación Fanglomerado del Potrero. Las mejores ex-posiciones se localizan en las inmediaciones del ho-tel Potrero de Los Funes. Dichos autores recono-cieron dos facies en ese sector: Una unidadaglomerádica-conglomerádica con psefitas clasto-transportadas polimícticas y matriz arenosa con ce-mento calcáreo, y una litofacies psamítica de 1.5 mde potencia de color rosado. El espesor total expuestode esta sucesión alcanza a dichos autores a 18 m.

Di Paola (1994) bautizó como Formación Donovana depósitos fluviales pardo grisáceos de guijas y are-nas que apoyan en discordancia sobre las rocas ter-ciarias en cercanías de la estación Donovan (Figura17), ya descriptos por Pastore y Ruiz Huidobro (1952).Dicha autora equiparó a esta sucesión con la Forma-ción Fanglomerado del Potrero y calculó para la mis-ma una potencia de más de 1.500 m, extendiendo susdiscontínuos afloramientos hasta el cerro Charlone.


Rivarola y Di Paola (1991) consideraron queestos depósitos de abanicos aluviales fueron la res-puesta a un cambio en el nivel de base regional deorigen diastrófico, cuyos depósitos representan laacción de diversos tipos de flujos además de proce-sos netamente fluviales.



En el frente serrano occidental, esta unidad seencuentra encajada dentro de los Depósitos de Co-bertura de Superficies de Erosión a cotas más bajasque los mismos, lo que atestigua su generación pos-terior. Las diferencias altimétricas son claras en lossectores proximos a la unión sierra-piedemonte, porlo que la diferenciación entre ambas es sencilla. Enel sector distal, estas diferencias desaparecen debi-do a un menor gradiente de inclinación de la presen-te unidad, lo cual dificulta el mapeo. Los presentesdepósitos son reemplazados lateralmente hacia eloeste del frente serrano por los abanicos coalescentesde generación más reciente y que contienen a lamayor parte de los cauces funcionales.

En la zona de Potrero de los Funes-Las Cha-cras, esta relación no es clara. No obstante, toman-do como base a las unidades definidas en dicho sec-tor, se considera que la edad de los Depósitos deCobertura de Superficies de Erosión (Formación LasChacras) debe ser más antigua que la FormaciónFanglomerado del Potrero. Ello se basa en conside-rar que la Formación Las Chacras representa lacobertura detrítica de una importante superficie deerosión (pedimento?), cuya generación debió invo-lucrar un importante período de calma tectónica, pre-vio a la fase de levantamiento principal a la cual sevincula la presente unidad.

Se interpreta que estos registros abarcan prin-cipalmente al Pleistoceno, aunque no se descartaedades más jóvenes (Holoceno?) para algunos com-ponentes de los mismos.

PLEISTOCENO SUPERIOR-HOLOCENO

Depósitos de planicies aluviales (23)Conglomerados


La presente unidad comprende al conjunto deabanicos aluviales coalescentes desarrollados al piede la sierra de San Luis y generalmente al oeste delas unidades pedemontanas descriptas anteriormen-te, los cuales se extienden hasta el eje de la Depre-sión Longitudinal Central. En ella se incluye tambiénal sector distal del abanico del río Nogolí, antes desu encauzamiento en el eje de la cañada SanGerónimo-Balde.

Estos depósitos comprenden también a las ba-jadas asociadas a las Serranías Occidentales, que

ocupan una importante franja desde algo al este deestas serranías (sector de divisoria de aguas) hastala actual llanura de inundación del río Desaguadero.

Litología

Caracterizan a esta unidad una alternancia dedepósitos arenosos de colores claros conintercalaciones de gravas y materiales loessoides,cuyos espesores son variables. El grado de mezclaentre dichos componentes suele ser también varia-ble en función del grado de retrabajamiento de estosdepósitos.

Los depósitos asociados al ámbito de las Serra-nías Occidentales son predominantemente arenosos,con abundante matriz arcillosa y cemento de yeso ocarbonático, resultantes de la degradación de lasrocas mesozoicas. La participación loessoide es va-riable, aunque siempre en menor proporción que laque caraceriza a los depósitos aluvio-eólicos de laDepresión Longitudinal Central. Esta unidad presentaun espesor máximo aquí de un par de metros, obser-vándose sistemas canalizados en el este de la mis-ma, con fuerte reflectancia en las imágenes aéreas,que al oeste de las serranías pasan a diseños fluvia-les distributarios, propios de abanicos aluviales.


Estos sedimentos corresponden a depósitosaluviales pedemontanos de ambientes áridos-semiáridos. En el caso de la sierra de San Luis, losmismos están asociados a un importante relieve re-lativo, en el que los depósitos de algunas escorrentíasestivales importantes, suelen alcanzar el eje de ladepresión en la cañada de San Gerónimo-Balde.

Depósitos aluvio-eólicos de la DepresiónLongitudinal Central y pampas de altura(24)Limos y arenas , mater ia l loess ico in s i tu yredeopsitado


Esta unidad a depósitos de carácter fundamen-talmente loessoide, con intercalaciones de nivelesfluviales y desarrollo ocasional de un paleosuelo enla parte superior. El predominio del primer tipo demateriales permite su diferenciación de los Depósi-tos de Planicies Aluviales.

Se incluyen también aquí a los depósitos expues-

San Luis 31

tos en cárcavas y barrancas que rellenan a las sua-ves depresiones de la superficie de erosión expues-ta en el basamento cristalino de la sierra de San Luis.A las mismas se las denomina “pampas de altura” ypresentan dimensiones diversas. Los depósitos co-rrespondientes a esta unidad se ubican en altitudescomprendidas entre 1.400 y 1.600 m.s.n.m., dondela precipitación media anual es de 700 mm y la tem-peratura media anual de 12º C. De acuerdo con lainterpretación de Iriondo y Kröhling (1996), dichaposición queda comprendida dentro de los límitesde criogenia de la sierra de San Luis. Se diferenciandel resto de los depósitos loessoides por la mayorparticipación de material coluvio-fluvial (principal-mente en su base) y por la presencia de paleosuelosdesarrollados en ambientes húmedos.

Las variaciones faciales que presenta esta uni-dad en el ámbito de la Depresión Longitudinal Cen-tral responde a las características propias del am-biente depositacional, en particular a las caracterís-ticas del área de aporte. Los depósitos periféricos alos abanicos aluviales adosados al basamento cris-talino son predominantemente eólicos, mientras queen aquellos próximos a las Serranías Occidentales,dominan los depósitos psamíticos, fluviales y eólicos.

Ramonell et al. (1992) y Canalis (1993)extrapolaron a este sector las unidadeslitoestratigráficas definidas en la Planicie Loessoide,al sureste de la sierra de San Luis por Latrubesse yRamonell (1990).

Estos depósitos se ubican en el ámbito de la de-nominada Depresión Longitudinal Central (GonzálezDíaz, 1981), cubriendo una extensa franja que sedistribuye entre la sierra de San Luis y SerraníasOccidentales y los extremos norte y sur de esta HojaGeológica.

Litología

Los depósitos correspondientes a la región axialde la “Depresión Longitudinal Central” fueron ca-racterizados por Guiñazú (1961) en el área limítrofea la cañada de San Gerónimo-Balde como sedimen-tos loéssicos de textura arenosa (2,00 a 4,00 me-tros), pardo rojizos y con gravas.. Su material pro-cede de la destrucción de las rocas cristalinas ysedimentarias subyacentes. Apoyan sobre las are-niscas terciarias por intermedio de un banco de ro-dados fluviales, o bien por un banco de arcilla con-sistente rojiza. Hacia arriba, esta unidad termina conun horizonte de “tierra negra fósil”, cubierto por undelgado manto de sedimentos aluviales y eólicos que

forman el suelo actual. Destacó además el mencio-nado autor que la “tierra negra fósil” se encuentraen forma discontinua, formando parte del piso dealgunos cañadones, tales como el de Los Araditos,Bajo del Chilcal, Los Cerrillos, Las Tres Hermanas,La Brea, y a lo largo de la cañada de San Gerónimoy Balde especialmente sobre su costado occidentaly el eje de la misma. Asimismo, se preservan en lared de barrancas que surcan los bajos de la Rinco-nada, estancia de Civelli y Los Gatos, formando laparte superior de un depósito loéssico, consistente,calcáreo, algo arcilloso.

Un perfil integrado de techo a base, de las uni-dades litológicas reconocidas por Guiñazú (1961),comprende arena fina, suelta, estratificada en del-gados estratos, de color pardo rojizo; “tierra negra”con conchillas de Planorbis peregrinus, Littoridinasp. y Succinea meridionalis; loess pardo rojizo are-noso fino con conchillas de Littoridina sp. ySuccinea meridionalis y finalmente un banco derodados fluviales sobre las areniscas coloradas ter-ciarias. El mismo autor describió en el río seco delos Araditos, cerca de San Isidro, dos horizontes detierra negra, de 0,70 y 0,30 m de espesor.

Canalis (1993) describió al oeste de la localidadde Chosmes un sedimento limoso con muy escasaproporción de arena muy fina, color pardo amari-llento claro, friable y macizo, con un paleosuelo decolor gris oscuro a negro de 0,20 metro de espesoren su techo. Le suprayacen 0,50 m de material limoarenoso, color pardo grisáceo claro y suelto. Al nor-te de Jarilla, dicho autor observó de base a techoarenas medianas a gruesas, con 10 a 15 % de sábulos,maciza y color pardo grisáceo; suprayaciendo limosmacizos, color pardo rojizo, con 2 % de sábulos yseudomiscelios, que en algunos lugares rematan enun paleosuelo, color gris oscuro. En discordanciaerosiva, se apoya un limo laminado plano paralelo yfriable, que es cubierto por arenas macizas y lami-nadas, friables y color pardo amarillentas.

González (1981) reconoció 6 m de sedimentosaluviales correspondientes a bajadas distales en elsector noroeste de la depresión del Bebedero, endiscordancia erosiva sobre los sedimentos terciarios.Esta sucesión incluye dos paleosuelos muy pocodesarrollados y está integrada por arenas finas agruesas, pardo grisáceas, con lechos de gravas fi-nas intercalados, abundante matrix limosa y frecuen-tes clastos de SiO2 amorfo tamaño grava.

Los sedimentos observados en las pampas dealtura apoyan sobre las rocas del basamento crista-lino y muestran potencias que varían entre 4 y 12 m.


Sus secciones incluyen niveles cineríticos de 0,10 a0,20 m y paleosuelos de 0,60 a 2 m de espesor.

Las características sedimentológicas de estaunidad fueron descriptas por Cappannini (1955);Strasser et al. (1984, 1998) y Chiesa et al. (1997),en afloramientos ubicados principalmente en el ex-tremo norte del presente relevamiento. Strasser etal. (1998) distinguieron en el paraje La Cobrera (yafuera del área de estudio) 2,00 m, de un paleosuelo;6.30 m, de sedimentos loéssicos y loessoides de co-lor pardo oscuro y textura predominante francolimosa; 1,00 correspondiente a un paleosuelo de co-lor pardo claro, con estructura granular y bloquessubangulares. Culmina el perfil hacia el techo con2,00 m de sedimentos fluviales de textura francoarenosa y desarrollo de procesos pedogenéticos bajocondiciones hidromórficas en su parte superior.

Contenido fosilifero

Los restos paleontológicos exhumados de lossedimentos correspondientes a esta unidad, no hansido motivo de estudios morfológicos detallados nitampoco se ha explicitado el nivel estratigráfico por-tador. Guiñazu (1961) dió a conocer la presencia deEquus sp., Glyptodon sp. y Paleolama sp y Chiesaet al. (1996) presentaron un resumen de los antece-dentes sobre el hallazgo de mamíferos fósiles cono-cidos hasta el momento, en cuyo listado se desta-can: Panochthus sp., Toxodon sp., Equus (Ameriphus)sp., Megatherium sp., Glyptodon sp., Paleolamawedelli. Dicha asociación permite asignar a los se-dimentos portadores al Pleistoceno Superior.

En las áreas de Inti Huasi, La Carolina, Río LaCarpa, Cañada Honda y Paso del Rey algo al nortedel área estudiada han sido reportados restos dePanochthus sp., Toxodon sp., Equus sp., Megatheriumsp. y Glyptodon sp. (Gez, 1931; Adaro, 1955).

En el valle de Pancanta y arroyo Mundo Nuevode los horizontes infrayacentes al paleosuelo infe-rior y homologados con aquellos de La Cobrera, fue-ron exhumados restos de vertebrados correspondien-tes a Milodontinae y Gliptodontinae, respectivamen-te, lo que permitió asignar dichos depósitos alPleistoceno Superior (Strasser et al., 1998).


El suelo actual que corona usualmente a estaunidad, es característico de regiones semiáridas conbalances hídricos negativos. Se observan en él evi-dencias de removilización y enterramiento por el

escurrimiento superficial debido a lluvias torrencialesesporádicas. En las depresiones topográficas, esteefecto inhibidor del desarrollo del suelo se manifies-ta por las intercalaciones de arenas gruesas ygravillas de aporte local.

La asociación faunística exhumada en los sedi-mentos loessoides, pone de manifiesto condicionesambientales condiciones áridas a semiáridas, contemperaturas medias inferiores a las actuales, o porlo menos temperaturas medias invernalesbiológicamente no aprovechables (Prado, et al.,1997). Estos datos son coincidentes con los obteni-dos por González (1990), quien infirió condicionesde marcada aridez durante episodios de importanteenfriamiento (entre 20.000 y 11.600 años antes delpresente) en latitudes medias (entre 27° y 33° Lati-tud Sur), situadas al este de la Cordillera de los An-des.

Los sedimentos de las pampas de altura corres-ponden predominantemente a depósitos de caída alo-jados en suaves depresiones intraserranas. Dentrode dicho ambiente, participan en forma subordinadadetritos guijosos y arenosos derivados del basamen-to cristalino y asociados a procesos coluviales y flu-viales.

De los dos paleosuelos identificados por Strasseret al. (1998), el paleosuelo inferior corresponde a unhorizonte humífero desarrollado a partir de un mate-rial parental, principalmente alóctono, que fue trans-portado en suspensión eólica y depositado en pe-queñas depresiones con drenaje impedido. Estascaracterísticas habrían generado procesospaleopedogenéticos bajo condiciones hidromórficaspor imbibición desde la superficie del perfil durantegran parte del año.

El paleosuelo superior, puede correlacionarse conel descripto en Estancia Grande por Strasser et al.,(1984) y asignado por dichos autores al Holoceno.En aquel sedimento, las características del complejoadsorbente permitieron inferir para su génesis con-diciones de un balance hídrico positivo. Ello contras-ta con los sedimentos infrayacentes, en los que sereconocieron indicadores de condiciones semiáridasdurante su formación. Por lo anterior, puede afir-marse que durante el desarrollo de esta unidad, seregistraron cambios climáticos de cierta importan-cia.


La presente unidad podría ser equivalente conlos depósitos que Santa Cruz (1979) definió como

San Luis 33

Formación San Luis y que Ramonell y Latrubesse(1991) asignaran a la Formación Barranquita.

En las pampas de altura ubicadas al oriente deLa Carolina, Cappannini (1955) distinguió un varia-do número de horizontes, asignando los basales alLujanense (Pleistoceno Superior) y los cuspidales alPlatense (Holoceno).

Depósitos de planicie loessoide (25) Loess, arenas


Santa Cruz (1979) agrupó a estos sedimentos,dentro de la Formación San Luis, identificando enella dos miembros. Pascual y Bondesio (1981), cues-tionaron esta unidad, considerando que el referidoautor no delimitó con precisión su distribución arealy que su litología se basa en criterios poco acerta-dos.

Latrubesse y Ramonell (1990) tampoco consi-deraron válida a la Formación San Luis y propusie-ron para una sucesión representativa de estos depó-sitos aflorante en el Arroyo Barranquita (10 kms alsur de El Trapiche), tres unidades formacionales quede base a techo y en discordancia sobre el Basa-mento Cristalino denominaron Formaciones AltoGrande, Barranquita y Algarrobito. Entre las dos úl-timas unidades se intercala un paleosuelo, denomi-nado Suelo Los Toldos (Ramonell y Latrubesse,1991), ya caracterizado por Strasser et al. (1984).

Se ha preferido mantener aquí una denomina-ción litoestratigráfica informal que incluya a las for-maciones recién citadas, debido a la ausencia decriterios cronoestratigráficos que permitan conocerlas relaciones temporales entre las entidades cita-das en diferentes sectores geográficos.

Esta unidad comprende los depósitos de la am-plia depresión ubicada al sur de la sierra de San Luis,en donde las profundas cárcavas desarrolladas ex-ponen el dominante carácter loessoide de estos se-dimentos, en la que se interestratifican niveles flu-viales y paleosuelos (Figura 18).

Litologia

La región al “sur de la sierra de San Luis” fuecaracterizada por Pastore y Ruiz Huidobro (1952),quienes relevaron cinco asociaciones de sedimen-tos cuaternarios. Una sexta asociación asignada alPampeano viejo y no cartografiada por ser visiblesolo en la base de las barrancas de los ríos El Du-

razno y San Roque, fue referida como un depósitoaluvial fino, arenoso, pardo claro algo rojizo, calcáreoy micáceo, con partes bien cementadas que formanuna arenisca friable, con leve reacción de sulfato.

En el sector Donovan-El Lince, se reconoce unloess típico con intercalación de sedimentos areno-sos (médanos) y ceniza volcánica blanquecina con“tierra negra” (Pastore, 1942). Estas carácterísticastambién son parcialmente visibles en Huejeda, 300metros al este de la estación del ferrocarril (Canalis,1993).

En el área comprendida entre el arroyoBarranquita y la ruta provincial Nº 20, Ulacco (1983)discriminó dos zonas texturalmente diferentes. Lazona norte, cuyos perfiles de base a techo presentancuatro horizontes: grava arenosa de guijones, loess,paleosuelo (limo arcilloso-arenoso) y loess con de-sarrollo de suelo actual y la zona sur, con solo doshorizontes de grava arenosa de guijones y arenalimosa con desarrollo de suelo actual.

En el arroyo Barranquita, Latrubesse y Ramonell(1990) describieron la sucesión aflorante compues-ta de base techo por: Formación Alto Grande (1,80m de conglomerados polimicticos, pardo grisáceos,1,50 m de arenas con laminación paralela, con algu-nos niveles de grava mediana y fina); FormaciónBarranquita (5 m de materiales eólicos limoarenosos,pardo amarillentos, y un paleosuelo de 0,60 m); For-mación Algarrobito (3,60 m de gravas y arenasaluviales con pequeñas capas de limo y arenas finasintercaladas. Suprayace un loess arenoso de 1,30metro de espesor, color pardo amarillento y maci-zo). Posteriomente, Ramonell y Latrubesse (1991)definieron el paleosuelo antes citado como Suelo LosToldos.

Strasser et al. (1996) describieron un perfil in-tegrado del área El Durazno-El Amparo, diferen-ciando de techo a base: un paleosuelo, con techodecapitado y superficie expuesta a la erosión, de tex-tura franco limosa; infrayacen tres mantos loessoidesde color pardo amarillento. Se intercala en esta su-cesión un paleocanal, constituído por clastos y blo-ques con matriz arenosa, procedentes del basamen-to cristalino y en las cubetas de desbordes del mis-mo, se dintingue una laminación formada por arenasy limos, interestratificado con niveles de mineralespesados. En una sección próxima dichos autores dis-tinguieron un paleosuelo de textura franco arcillosaen el techo a franco limosa en la base, color pardogrisáceo muy oscuro y contenido en materia orgá-nica del 1,3 %. En el techo del paleosuelo y con unapotencia de 0,15 m, se ubica un nivel de cenizas vol-


cánicas, que se destaca en el perfil por su color gris,cubierto por 0,60 m de sedimentos de textura limosay color pardo. En esta capa de cenizas se encontra-ron diatomeas. La presencia de estas algasunicelulares indican procesos subácueos dedepositación y sugiere que este cuerpo de agua es-taba en un proceso de formación al depositarse lacapa de cenizas. La base de la sucesión son loessde textura franco limosa, color pardo amarillento ymoderada reacción al ClH.

Contenido fosilifero

Latrubesse y Ramonell (1990) describieron res-tos de Megatherium americanum, Equus (Ameriphus)sp. y Stegomastodon sp. en la Formación Barranquita,y restos de Equus equus y Bos taurus en la Forma-ción Algarrobito. Tognelli et al. (1993) identificaronrestos de Megatherium americanun y Equus(Ameriphus) cf. neogeus prodecentes de los depó-sitos loessoides inferiores.

En las observaciones de campo realizadas seconstató la presencia de restos articulados de Equusequus, Bos taurus y Lagostomus maximus.


Según Tognelli et al. (1993) y Strasser et al.(1996), las características semiáridas o de balancehídrico deficitario predominantes entre 28,000 y11,000 años A.P. (Estadío climático VII, sensuRamonell et al., 1992) y persistentes durante granparte del Holoceno, quedan evidenciadas por el au-mento significativo de la fracción arena muy finahacia la base de los sedimentos loessoides. Las ca-racterísticas climáticas y morfológicas particularesde la región durante este período condicionaron ladepositación de trizas volcánicas preservadas comodelgadas capas en bajos inundados que actuaroncomo trampas, aunque también se presentan disper-sas debido a la removilización del sedimento.

La presencia del paleosuelo en los perfiles, per-mite inferir un estadío climático húmedo templado afrío, que marca una variación climática momentá-nea de las características semiáridas y es referido al“optimum climaticum”. Particularmente, en el sec-tor de El Volcán, este nivel se corresponde con lacapa carbonosa o sapropel, tratandose del relicto deun antiguo pantano. Ello indicaría un balance hídricopositivo y la presencia de comunidades vegetales tí-picas de praderas, con gramíneas y pastizales altos(Strasser at al., 1984).


Strasser et al. (1984) propusieron una edadholocénica (piso Platense), para el paleosuelo pre-sente en las cárcavas del borde sur de la sierra deSan Luis, teniendo en cuenta su posición suprayacenterespecto a la capa de ceniza volcánica, correlacionadaa su vez con las que Frenguelli (1931) asignara alPleistoceno (piso Lujanense) en Sayapé (al este delárea de estudio).

Latrubesse y Ramonell (1990) refirieron la For-mación Barranquita a la Edad Mamífero Lujanenseen función de su contenido paleontológico. Elpaleosuelo suprayacente es asociado por dichos au-tores al “optimun climaticum” o Platense y la pre-sencia de fauna europea en la Formación Algarrobitopostdata la sucesión, vinculandosela con la “peque-ña edad de hielo”.

Edades obtenidas por el método 14C en fósilesde los niveles basales de las carcavas en la regióndel arroyo Barranquita, arrojaron un valor de 11.810± 170 A.P. (Strasser et al., 1996). Ello permite co-rroborar la edad pleistocena superior del Miembroinferior de las Formaciones San Luis y Barranquitay “Miembro inferior” según Tognelli et al. (1993).

Depósitos de la planicie fluvial del ríoTunuyán (26)Arenas, limos, gravas arenosas


Se describen aquí a los depósitos de la extensaplanicie fluvial del río Tunuyán, la que en su sectordistal se ha interdigitado con los sedimentos aporta-dos por el río Desaguadero. Los mismos incluyen ala denominada Formación Arco del Desaguadero(Rodríguez y Barton, 1993).

Estos depósitos abarcan una amplia faja al oes-te del río Desaguadero, comprendiendo el área deldenominado conoide del río Tunuyán.

A esta unidad corresponde también la sucesiónsubaflorante en las áreas distales de la planicie, próxi-mos a la llanura de inundación del río Desaguaderoy visibles en las proximidades de las barrancas vin-culadas a su cauce actual, sector del cual procedenla mayoría de sus descripciones.

Litología

Rodríguez y Barton (1993) ubicaron el perfil tipode la Formación Arco del Desaguadero en la ba-

San Luis 35

rranca izquierda del río seco de Jarilla, 1 km al nortede la localidad Arco del Desaguadero. Su sedimen-tos fueron descriptos entre las cotas de 490 m alnorte y 460 m al sur, ocupando la franja de terrenosbajos en donde esta secuencia apoya sobre lassedimentitas terciarias y es cubierta según estosautores por la Formación El Zampal. El perfil tipo secaracteriza de base a techo por presentar una mar-cada interestratificación de limos, con unidades queno superan el metro de potencia y variados porcen-tajes de arenas y arcillas, calcáreos, con moluscos,diatomeas, infusorios, macizos o laminados, espon-josos, y de coloraciones verdes, blancas, gris roza-do, rojizas (Figura 19).

Sobre la ribera del río Desaguadero a 25 km alnorte de la ruta nacional Nº 7, Guevara (1984) des-tacó que las barrancas van disminuyendo de alturaen forma alternada y suave, hasta casi desapareceren algunos tramos y describió de techo a base unainterestratificación de arenas calcáreas, caliza y ca-liza arenosa de colores gris oliva claro, blanco, grisrosada, con abundantes rosetas de yeso bien desa-rrolladas y caparazones de gasterópodos.

En la margen izquierda del río Desaguadero, 17km al norte de la localidad tipo, Canalis (1993) dis-tinguió tres unidades de base a techo: limo arcillosoverde amarillento con arena muy fina y reacción alácido clorídrico; arena muy fina con capas de arci-lla, coloración pardo oscura ligeramente violácea arojiza y arena muy fina a fina pardo verdosa clara.

Al norte del puente La Horqueta, en el extremosur de la hoja, el mismo autor describió arena muyfina a mediana, pardo amarillenta clara, suelta, ma-ciza, con muy buena a moderada selección. En lacomposición domina el cuarzo (80-90%), mineralesferromagnesianos y mica. Se intercalan niveles dearcilla, color rosado claro, laminada, con pátinas deóxido de Mn. El sedimento es duro y posee rosetasde yeso de tamaño centimétrico. En ambas partes,presenta un moteado o agregados macizos y blan-quecinos, que en la inferior sería yeso y en la supe-rior yeso y carbonato.

Según Rodriguez y Barton (1993) en el bordeoccidental del presente relevamiento, esta unidad secaracteriza por los sedimentos sueltos de origen flu-vial, en los que se destacan los rellenos arenosos-cineríticos de los cauces muy amplios y poco pro-fundos.


Hasta el presente solo se ha descripto una rica

asociación de microfósiles de los depósitos aflorantesen las barrancas del río Desaguadero (Guevara,1984). De dicha asociación se destacan losgasterópodos: Succinea meridionales, Bulimulussporadicus, Littoridina parchappi, Biomphalariaperegrina, y las diatomeas: Epithemia argus ,Cyclotella pigmae , Navicula cuspidata var.lanceolata , Navicula crucila var. obtusata ,Diploneis argentina, Amphora ovalis var. Libyca,Denticula subtilis.


Esta unidad corresponde a depósitos de plani-cies fluviales y aluviales distales, los que probable-mente abarquen a antiguas llanuras de inundacióndel río Desaguadero. Ello configura una interacciónentre ambientes fluviales, aluviales y lacustres, pre-dominando esto último en las exposiciones de la For-mación Arco del Desaguadero, en las cercanías delrío homónimo.

Según Guevara (1984) en la sucesión delPleistoceno Superior (Lujanense)-Holoceno(Platense) predomina el material de precipitaciónquímica sobre el de composición clástica. Los hori-zontes inferiores de colores pardos y tonalidadesgrises y rojizas corresponderían al Lujanense, en loscuales la presencia de siderita indica condicionesreductoras, mientras que las rosetas de yeso estánbien desarrolladas sugiriendo una concentración ele-vada del anión.

En los horizontes superiores (Platense?), predo-minan las condiciones oxidantes y se destacan lastonalidades claras y la composición es eminentementecarbonática Significativamente las diatomeas tienenmayor representatividad en estos horizontes, lo cualestá posiblemente vinculado a un mayor contenidoen sílice en el agua, derivado de la alteración de vi-drio volcánico. De acuerdo a las especies determi-nadas la temperatura del agua ha oscilado entre18ºC y 30ºC. Esta actividad biológica a su vez debehaber favorecido la precipitación del carbonato decalcio por el aporte de amoníaco.


Según Rodríguez y Barton (1993) la FormaciónArco del Desaguadero es cubierta en discordanciapor limos loessoides pueden ser homologables conla Formación El Zampal (Polanski, 1963), cuya basecubre un nivel datado radimétricamente en 9.625 ±200 años A.P. Pascual y Bondesio (1981) sostuvie-


ron que este nivel podría ubicarse en el piso Platensey por consiguiente la Formación Arco del Desagua-dero, podría constituir el techo del Lujanense.

Depósitos de playa marginal (27)Arenas con conchillas, limos


Estos depósitos constituyen el borde más ex-terno de las salinas del Bebedero y están carac-terizados por sedimentos areno-gravosos con abun-dantes conchillas de gastrópodos. Correspondena las líneas de costa del antiguo lago del Bebede-ro que González (1981) interpretó como registrosde lo que denominara Período Lacustre MayorEn el sector norte esta unidad corresponde apaleocostas lacustres bien impuetas en la topo-grafía, mientras que en el borde oeste los sedi-mentos se encuentran cubiertos por los depósitoseólicos.

Litologia

En el sector norte del cuerpo salino, sobre elcamino de acceso al establecimiento salinero,aflora una sucesión de arenas gruesas, cuarzosas,amarillentas, sin matriz, groseramenteinterestratificadas. Alternan arenas finas y are-nas gruesas con matriz arenosa o limosa y algu-nas pelitas verdosas y rojizas, estas ultimas prin-cipalmente en la base (González, 1981). Apare-cen también frecuentes clastos de SiO2 amorfotamaño grava fina a media y clastos de pumicitamuy liviana, menos densa que la pumicita obser-vada en las exposiciones de sedimentos semejan-tes sobre la ruta nacional N° 7.

En los tramos superiores se ha desarrollado unsuelo pardo grisáceo, donde las estructurassedimentarias originales (interestratificación princi-palmente) presentan alteración postdepositacional.


González et al. (1981) mencionaron la presenciade Chilina parchappi d’Orb, Biomphalaria pere-grina d’Orb y Littoridina sp, en una delgada capade arenas finas arcillosas, pardo verdosas, con abun-dante carbonato. Maidana (1994) también describióuna importante asociación de diatomeas. En el sueloaparecen cáscaras de huevos de Rhea sp y mandí-bulas de Ctenomys sp.


Las fechas radiocarbónicas reportadas porGonzález (1995) para las líneas correspondientes alPeríodo Lacustre Mayor obtenidas en conchillas deLittoridina parchappei arrojaron edades compren-didas entre 20.140 ± 370 A.P. y 14.700 ± 180 A.P.

Depósitos medanosos (28) Arena eólica, sedimentos loessoides


Corresponden a campos de médanos localiza-dos en el este, suroeste del área estudiada (sur delrío Tunuyán) y en el suroeste de la salina del Bebe-dero (Gorgonta, Beazley).

Litología

Los depósitos presentes en el sector oriental,están caracterizados por arena fina y muy fina, conmenos del 5 % de arena gruesa y muy gruesa. Es-tán compuestos por cuarzo, feldespato, muscovita yminerales ferromagnésicos, con granossubredondeados a subangulosos (Ramonell et al.,1993).

Al sur y suroeste de las salinas del Bebedero, sepresentan depósitos eólicos-salinos con direcciónnoroeste-sudeste, de escasa altura y alta reflectancia,caracterizados como sedimentos pelíticos y crista-les de yeso amarillentos, que han sido transportadospor el viento, formando abundantes médanos peque-ños de yeso y arcilla (González, 1994), cuyo aspectogeneral se observa en la figura 20.

Por su parte, los depósitos medanosos del surdel río Tunuyán corresponden a arenas finas, suel-tas, bien seleccionadas, compuestas principalmentepor cuarzo, feldespato, opacos y granates.


Ramonell et al., (1992a), observaron que el campode dunas oriental, yace sobre la FormaciónBarranquita (Pleistoceno Tardío-Holoceno Inferior)y sobre depósitos fluvio-palustres del Holoceno me-dio en las terrazas del río Quinto, cubierto por laFormación Algarrobito, correspondiente a la Peque-ña Edad de Hielo. Consecuentemente dichasgeoformas son asignadas al Holoceno Superior, enforma semejante a los sedimentos medanosos delárea de Gorgonta. La preservación y regularidad de

San Luis 37

las paleoformas eólicas de Liborio Luna y Gorgonta,permitió a dichos autores correlacionarlas con aque-llas de la Formación Puerta Negra, definida en elnorte de la provincia de San Luis y que fuera gene-rada por el mismo sistema de vientos del norte,deflectados parcialmente por la topografía local. Noobstante, según González (1981) los sedimentoseólicos reconocidos al SO de la salina de El Bebe-dero en el sector de Gorgonta, fueron fijados previa-mente al desarrollo de la máxima extensión que tuvola laguna en el Pleistoceno superior. Esta acertadaobservación, permite suponer que probablemente lageneración de depósitos medanosos no ha estadorestringida al Holoceno.

Depósitos de playa limosa y limosa salina(29)Limos, eflorescencias salinas, arena fina


Esta unidad constituye una faja periférica deancho variable ubicada entre los depósitos de playamarginal y el cuerpo evaporítico de la salina del Be-bedero (Figura 21). Está caracterizada por antiguaslineas de ribera que representan distintos estadioslacustres, los que según González (1981) correspon-den al denominado Período Lacustre Menor oEstadío “D”. Se incluyen también aquí a los sedi-mentos predominantemente limosos de El Barreal,ubicado inmediatamente al norte de la salina.

Esta unidad está confinada a la depresión de lasalina del Bebedero y a una pequeña depresión deforma arriñonada, ubicada al norte de la misma de-nominada El Barreal.

Litología

Los sedimentos que caracterizan la depresiónde El Barreal son de textura limo-arcillosa, macizosy laminados, friables, con una capa de sedimentosverdosos finos asociados a procesos edáficos en eltecho. Constituyen característicos depósitos de pla-ya, actualmente invadidos y parcialmente cubiertospor vegetación de monte.

Según Deletang (1929) la playa limosa salina,ubicada ya en la depresión del Bebedero, principiapor una marga yesífera con numerosos restos demoluscos, que a modo de ancha faja separa la salinapropiamente dicha de los terrenos circundantes. Estaindica el nivel al cual llega el agua que en ciertasépocas recubre toda la parte superior de las capas

de sales. En dicha faja de marga de aproximada-mente 1000 m de extensión, puede reconocerse se-gún dicho autor variaciones en el SO4 Na2. Estasunidades fangosas están constituídas por arcilla decolor gris con olor a ácido sulfídrico y aparecen im-pregnadas en agua saturada de sales, que al pisarcon fuerza fluye a la superficie. A veces, en estaparte de la playa se observan grandes manchas deeflorescencias, con diatomeas y otras algas cubriendocomo espesa costra la superficie, y que por efectode la fuerza de expansión de los gases dedescomposión se levantan en forma de ampollas, encuyos vértices se observan pequeños cráteres(Deletang, 1929).

González (1981) indicó que las lineas de costacorrespondientes a los estadios del Período Lacus-tre Menor (PLMe), se manifiestan por cordonesmenores integrados por arenas micáceas finas decristales de yeso y carbonato evaporíticos de hasta1 mm, amarillentos, de aspecto sacaroide en conjun-to, así como restos de Littoridina sp. Estos cordo-nes generalmente se asientan discordante sobre ar-cillas y limos arcillosos pardo rojizos y verde amari-llentos correspondiente a los depósitos del PeríodoLacustre Mayor (PLMa), ricos en venillas y rosetasde yeso y venillas de carbonatos. En algunos perfi-les, estos cordones apoyan discordantes sobre are-nas eólicas. Al respecto, en el margen noroeste dela salina se observó una sucesión de costrasevaporíticas (halita y yeso) alternantes con pelitasoscuras, fétidas, ricas en materia orgánica. Su espe-sor total no supero los 1,20 m en los barrenos prac-ticados.


González et.al. (1981) reconocieron una carac-terística asociación micropalentológica constituída porgastrópodos tales como Succínea meridionalisdÓrb, Gastrocopta sp., Bulunulus apodemetesdÓrb, Chilina parchappi dÓrb, Littoridina sp.,Biomphalaria peregrina dÓrb, Aplexamarmorata ; foraminíferos: Streblusparkinsonianus, Elphidium gunteri, Discorbissp.; ostrácodos: Ilyocypris sp., Cyprinotus sp.,Limnocytere sp., Cyprideis sp., Darwinula sp.,Cydridopsis sp.

Posteriormente, González y Maidana (1998) des-cribieron una rica asociación de diatomeas:Achnanthes biasolettiana, Amphoracoffeaeformis, Cocconeis placentula var. lineata,Cymbella cistula, C. pusilla, Denticula elegans,


Diatomella balfouriana, Epithemia argus,Fragilaria brevistriata, F. construens, Melosiramoniliformis, Hyalodiscus lentiginosus,Hantzschia amphioxys, Navicula perminuta, N.cincta, N. mutica, N. peregrina, Nitzschiaconstricta, N. elengatula, N. hustedtiana, N.tergestina, Mastogloia lanceolata, M. elliptica,M. braunii, Rhopalodia gibberula, Tabulariafasciculata.


Los depósitos de esta unidad se desarrollarondurante un estadío lacustre posterior al Período La-custre Mayor, al cual fueron referidos los Depósitosde Playa Marginal y según las edades 14C obteni-das en conchas de Littoridina sp y reportadas porGonzález (1995) corresponden a una edad de 13.775+ 160 A.P.

HOLOCENO

Depósitos evaporíticos (30)Evaporitas, limos, arcillas


Los depósitos evaporíticos constituyen el nivelde base local de la Depresión Longitudinal Central,abarcando una superficie de aproximadamente 80km2. Estos depósitos presentan un eje de mayorelongación en sentido norte-sur, con un diseñoarriñonado, correspondiendo a la denominada Salinadel Bebedero.

Litología

Esta unidad evaporítica presenta una interesan-te interestratificación de sal con variadas coloracionesy sedimentos limosos de tonos oscuros, cuyo aportede aguas del río Desaguadero mediante el arroyodel Bebedero y su posterior evaporación, enriquecióprogresivamente en sales el lago original (Deletang,1929; González, 1981) Del mismo modo han aporta-do sus sales las aguas surgentes mineralizadas delsector este de la salina (Cordini, 1967).

Según Deletang (1929), el perfil de las diversascapas de sales descriptas en el extremo norte de laSalina del Bebedero, de techo a base, es el siguien-te: 20-75 mm sal blanca, 10-25 mm sal gris, 5-18mm sal verdosa, 25-85 sal rojiza, 8-20 mm sal blan-ca, 5-15 mm sal gris, 35-150 mm sal negra, 9-40 mm

fango negro, 60 mm- hacia profundidad arcilla consales.

Cordini (1967) describió un pozo de un metro deprofundidad en el piso de la salina, en el que recono-ció de techo a base, cinco capas evaporíticas: 1) 5cm, capa con predominio de ClNa, 2) 20 cm, alter-nancia de limos negros salinizados con capas de ClNay SO4 Na2 10H2O, 3) 8 cm, capas con grandes tolvasde ClNa, 4) 43 cm, salmuera (agua madre tipo A4),y 5)14 cm, alternancia de limos negros salinizadoscon capas de ClNa y SO4 Na2 10H2O.

González (1981) reconoció dos etapas favo-rables para la depositación de las evaporitas. Laprimera, circunscripta entre el final del PeríodoLacustre Mayor (PLMa) y el inicio del PeríodoLacustre Menor (PLMe), con evidencia de abun-dantes cristales de yeso fibroso, rellenando con-juntamente con arenas eólicas, una densa red degrietas de desecación presentes en las pelitas de-positadas en el PLMa. Esto es especialmente no-table en el sector suroeste y en las márgenes delarroyo Bebedero, cerca de su desembocadura enla salina. La segunda etapa ocurrió con distintaintensidad durante practicamente todo el decre-cimiento del PLMe. Ella se manifiesta por laabundancia de cristales de yeso y carbonatoevaporítico existente en las distintas lineas decosta, llegando a su climax durante el Holocenocon la precipitación de ClNa que constituye losdepósitos expuestos y las reservas de sal explo-tadas actualmente.


Estos depósitos están desarrollados sobre lossedimentos correspondientes a los períodos lacustresmayor y menor (González, 1981) (Depósitos de pla-ya marginal y playa limosa y limosa-salina) y co-rresponden al estadío actual de la evolución del anti-guo lago del bebedero.

Depósitos de llanura de inundación de losríos Desaguadero y Tunuyán (31)Limos, arcillas y arenas finas


A esta unidad corresponden los depósitosperiféricos a los cursos actuales de los ríos Des-aguadero y Tunuyán, comprendiendo también a laszonas anegadizas ubicadas en el sur de la depresiónde la salina del Bebedero.

San Luis 39

Litologia

En esta llanura de acumulación fluvial, con pen-dientes hacia el sistema del Desaguadero, dominanlos sedimentos limo-arcillosos salinizados, en partearenas finas. Presentan en general una estructurade tipo laminar planar, con alternancia decoloraciones pardo rojizas a amarillo verdosas, querellenan las depresiones aledañas como consecuen-cia de las crecidas de los ríos. Estos sedimentos es-tán estrechamente relacionados con los depósitoslacustres del área distal de la planicie fluvial del ríoTunuyán, retrabajados por el viento.


Corresponden a depósitos de las llanuras deinundación actual de los ríos Desaguadero y Tunuyán.

Depósitos de médanos y guadales (32)Arena fina, limos y eflorescencias salinas


Esta unidad ocupa amplios sectores al oeste derío Desaguadero, cubriendo en parte los depósitosde la planicie fluvial del río Tunuyán. En ellos es di-fícil distinguir morfologías eólicas en las imágenesaéreas, a diferencia de las áreas propiamentemedanosas. En estos sectores, los depósitos eólicosmantiformes o guadales suelen presentarse en ínti-ma asociación con médanos.

Litologia

En esta unidad de origen eólico dominan las are-nas de medanos vivos y semifijos con algunos ergs,albardones paralelos a los ríos fósiles y actuales oformando pequeñas acumulaciones marginales a lascuencas de deflación en el área lacustre y de plani-cie aluvial distal (Rodriguez y Barton, 1993). En sucomposición participan fundamentalmente materialpumíceo, componentes andesíticos y cuarzoprovienentes de las planicies aluviales, ramblones,barriales y salitrales.

En los guadales (ver capítulo 3), predominan encambio limos sueltos y material loessoide en generalde colores pardo grisáceos claros.


Rodríguez y Barton (1993) correlacionaron los

depósitos de guadales con la Formación El Zampal(Polanski, 1963), la cual según este último autor co-rresponde a la época postglacial.

Depósitos fluviales actuales (33)Arenas, gravas arenosas y material loessoide


Esta unidad comprende los depósitos asociadosa los colectores principales de carácter intermitente,como la cañada de San Gerónimo-Balde, Río Seco,y también aquellas que tienen sus nacientes en lasserranias occidentales, como los ríos Jarilla, LosAraditos y Represa del Carmen. Corresponden asectores que por su alto contraste tonal sonfacilmente distinguibles en las imágenes aéreas.

Litología

En la zona de Chosmes, Alto Pencoso y la cuen-ca del Bebedero, González (1981) describió en dis-cordancia sobre los sedimentos terciarios aflorantes,arenas portadoras del gastrópodo pulmonadoBulimulus (Bulimulus) apodemetes d’Orb y gra-vas pumíceas gruesas a medias.

En el ámbito de las Serranias Occidentales, dis-tintas zonas caracterizadas por su alta reflectanciaen las imágenes aereas, presentan depósitos que sonasimilados a esta unidad. En este sentido se desta-can los sedimentos asociados al cauce del río Jarilla,los que en las proximidades de la Cerrillada de lasCabras muestran de base a techo, arena muy fina amediana con rosetas de yeso y carbonato de calcioen forma de pátina; arena gruesa a muy gruesa yhasta guija fina con un suelo muy poco diferenciadoen su parte superior. Remata la sucesión arena muyfina, cuarzosa, laminada y suelta (Canalis, 1993). Elviento transporta arenas finas a muy finas, muy bienseleccionadas que se acumulan en las barras margi-nales del cauce entrampadas por la vegetación(Tognelli, 1998). Ello genera un depósito que tieneinterés comercial (industria de la construcción y an-teriormente industria del vidrio), denominado “arenasoplada” por los lugareños.

Hacia el oeste los depósitos fluviales seinterdigitan con aquellos vinculados al ámbito del ríoDesaguadero. En un perfil efectuado 1500 m al estedel baden al norte del Arco del Desaguadero, estossedimentos se componen de base a techo por arenarosada media, bien seleccionada, con 2-3 % de gui-ja fina y 20 % de arena gruesa. En la composición


domina el cuarzo y también hay ferromagnesianos ybiotita en muy bajo porcentaje (Canalis, 1993).


Esta unidad corresponde a sedimentos fluvialesy también en algunos casos a depósitos mantiformesasociados a descargas estivales, típicas de climasáridos-semiáridos.


Los Depósitos fluviales actuales se entallan ge-neralmente dentro de los Depósitos aluvio-eólicosde la Depresión Longitudinal Central y están consti-tuidos en su mayoría por sedimentos recientes.

3. ESTRUCTURA

Los principales rasgos estructurales de la HojaGeológica San Luis, están representados por:

3.1. Estructuras de deformación esencialmentedúctil que caracterizan a la fábrica interna de lasrocas del basamento cristalino de la sierra de SanLuis y serranías menores. Estas deformaciones hansido el resultado de diversos epidodiostectomagmáticos acaecidos durante el Paleozoicoinferior.

3.2. Estructuras de la cobertura sedimentariameso-cenozoica, en ocasiones con la presencia denúcleos de basamento cristalino. Estas estructurasestán caracterizadas por pliegues generados por fa-llas propagantes del basamento cristalino.

3.3. Estructuras de deformación frágil de losmacizos cristalinos. La signatura de estas deforma-ciones en el relieve muestra fuerte una dependenciade las últimas reactivaciones ocurridas durante laorogenia andina.

Los últimos dos estilos son el resultado deltectonismo cenozoico que afectó a esta región,diferenciandose en superficie la expresión de susefectos en función de la existencia o no de cobertu-ra sedimentaria.

3.1 ESTRUCTURA INTERNA DELBASAMENTO DE LA SIERRA DE SANLUIS Y SERRANÍAS MENORES

Estas estructuras refieren a los rasgos internos

de las litologías ígneo-metamórficas originadas du-rante la elaboración tectotérmica del basamento cris-talino, con neto predominio de deformacionesdúctiles. Su generación se considera anterior alPaleozoico superior, (Kilmurray y Dalla Salda, 1977;Criado Roque et al., 1981b; Kilmurray y Villar, 1981;Ortiz Suárez et al., 1992; Sims et al., 1997).

En las diferentes unidades metamórficas delbasamento de la sierra de San Luis, se destaca unaestructura planar dominante de rumbo NNE-SSO ybuzamiento de alto ángulo al E y O. Kilmurray yDalla Salda (1977) realizaron la primer sistematiza-ción de la problemática estructural del basamentocristalino, utilizando como criterio la discriminaciónde fases de deformación (con eventos ígneos aso-ciados) en función de la orientación preferencial delas estructuras penetrativas de la fábrica metamórficay la geometría de sus deformaciones. Estas fasesfueron denominadas F1, F2 y F3 y referidas respec-tivamente por dichos autores a los Ciclos Pampeano(Cámbrico), Famatiniano (Ordovicico a Devónico)y Varíscico (Carbonífero). Dicho concepto fue man-tenido en los trabajos de síntesis posteriores (CriadoRoque et al. 1981b; Kilmurray y Villar, 1981; OrtizSuárez et al., 1992). A su vez, Sims et al. (1997)discriminaron la cronología de las deformaciones entres eventos con metamorfismo y magmatismo aso-ciado de la siguiente manera: Ciclo Pampeano(Cámbrico inferior); Ciclo Famatiniano (Ordovícicoinferior) y Ciclo Achaliano (Devónico).

Las estructuras penetrativas de las metamorfitasaflorantes muestran un neto predominio de la im-pronta famatiniana, destacándose un rumbo generalsubmeridiano en sus estructuras planares.

Según von Gosen (1998) es posible reconoceruna primera fase de deformación (D1), seguida porun segundo evento de mayor importancia caracteri-zado por una fábrica de dirección ONO-ESE, acae-cido durante el Ordovícico superior-Devónico me-dio. El mismo podría ser correlacionable según di-cho autor, con la segunda fase del Ciclo Famatiniano.

Primera fase de deformación F1 - D1 (CicloPampeano)

Este evento se caracteriza por plieguesdisarmónicos de rumbo E-O, que alcanzan 1 m desemilonguitud de onda y cuyo hundimiento es de 20°a 42° al E y esquistosidad asociada también con di-rección E-O. El Complejo Metamórfico Nogolí re-gistra evidencias de este evento inicial (Sims et al.,1997).

San Luis 41

Kilmurray (1982) reconoció dos direccionesplanares predominantes; una E-O y otra NE-SO,con lineaciones L1 buzantes al sur y N-NE. Esteautor describió estructuras de plegamiento menoresen el area del Trapiche - La Florida y asimiló la de-formación a los diversos eventos postulados para lasierra de San Luis por Kilmurray y Dalla Salda(1977).

En el sector este del dique La Florida puedereconocerse una estratificación relíctica S0 repre-sentada una alternancia por bancos cuarcíticos ypelíticos con rumbo 25°/51° O, 40°/70°O y 60°/25°NO. El plegamiento genera una estructura planarS1 muy penetrativa, presente en todas las unidadesmetamorficas. Este primer evento ha deformadocristales de muscovita y biotita magmática que a suvez fueron recristalizados.

La relación angular reconocida entre S0/S1 porefecto de un plegamiento (F1) vergente al E en di-cho sector de La Florida, permite definir un anticlinarmacroscópico vergente al este con eje de rumboNNE-SSO (von Gosen, 1998).

En el área de la estancia Los Manantiales sereconoció la presencia de superficies S0 en esquistosmicáceos y cuarcíticos, afectados principalmente poreste primer evento, provocando su deformación ymetamorfismo (Sales, 1996).

Las condiciones generales de deformación eneste episodio pueden asimilarse a la facies Esquistosverdes grado medio con recristalización de Az-Bt-Mus-Fd y originando la cristalización de granate. Ellodenota un incremento de la temperatura de este aoeste por intrusión magmática (von Gosen, 1998).Para Sims et al. (1997), las condiciones derecristalización de cordierita-granate-sillimanitra enrocas pelíticas y la escasez de ortopiroxeno en ro-cas maficas, indicarían una presión menor a 7 kb yuna temperatura no mayor de 750ºC.

Segunda fase de deformación F2 - D2 (Ci-clo Famatiniano)

La estructura resultante de la segunda fase po-see gran extensión areal y está caracterizada poruna foliación de rumbo NNE e inclinaciones predo-minantes hacia el cuadrante este, cuyasangularidades varían entre 50° y 85° (GonzálezBonorino, 1961; Cucchi, 1964; Costa, 1981 y 1983;Cañadas, 1984; Rada, 1984; Gardini, 1985; Palma;1987; Pascuet, 1989; Carugno Durán, 1993; Sales,1996). Dicha estructura es la de mayor representa-ción en la sierra de San Luis y constituye una es-

tructura en apariencia homoclinal con inclinacióngeneral al este, integrada por pliegues frecuentemen-te isoclinales con complicaciones geométricas.

Diversos tipos de estructuras micro amesoscópicas han sido descriptas asociadas a estafase. En las cercanías de la estancia Los Manantia-les, Sales (1996) mencionó pliegues de hasta 10 mde semilongitud de onda, con otras deformacionesde orden menor. Se caracterizan por una generali-zada disarmonía, con charnelas subcilíndricas a agu-das y generación de estructuras de interferenciasen las cercanías según el Tipo 3 de Ramsay.

En la figura 4 se aprecia un pliegue anisópacoisoclinal con importante aplanamiento en los gneisesdel Complejo Pringles.

En las inmediaciones de Virorco aparecen plie-gues con semilongitudes de onda de aproximadamen-te 200 m, cuyos ejes son coincidentes con las es-tructuras planares del basamento (Rada, 1984) yotros isoclinales con ejes subverticales y flancos es-tirados, cuyas semilongitudes de ondas comprendi-das entre 50 m y 1000 metros. En general se tratade pliegues cerrados anisópacos con ejes verticalesa subverticales Pascuet (1989).

En el sector El Trapiche-Las Aguilas fuerondescriptos pliegues anisópacos, apretados aisoclinales, con importante disarmonía y planosaxiales subverticales y concordantes con la fábricametamórfica (Cañadas, 1984; Gardini, 1985). Algu-nos de ellos alojan en su núcleo a anfibolitas, rocasbásicas y ultrabásicas, típicas de este sector. SegúnGonzález Bonorino (1961), este tipo de estructurasestán desarrolladas en algunos casos en rocasgranulíticas y presentan también ejes verticales. Enotros casos, como en el sector de Las Aguilas, es-tos cuerpos ígneos se alojaron en las rocas de cajaoriginando una apertura con la consecuente cam-bios de buzamientos en sus culminaciones. Lasgranulitas de la zona de Las Aguilas poseen una orien-tación preferencial de sillimanita y cuarzo paraleloal eje de transporte tectónico (Cucchi, 1964), la cuales asignada a la fase F2 por Criado Roque et al.(1981a).

En la región oriental del Potrero de Los Funes,(Palma, 1987) describió mesopliegues en esquistos,con superficies axiales buzantes al este con muyalto angulo a subverticales.

En la zona este de La Florida, Carugno Durán(1993) reconoció pliegues sobreimpuestos a la folia-ción regional, originando una flexura megascópicacon dirección NO con varios km de longitud de onda.Existe también desarrollado en este sector un clivaje


de crenulación S2 que corta capas competentes ydeforma el granito La Florida, definiendo una folia-ción S1 que es asimilable a la S2 regional presente enlos esquistos micáceos del borde oeste del plutón(von Gosen, 1998). En el área de Riocito, dicho au-tor reconoció pliegues S2 vergentes al este y un clivajede crenulación que se sobreimpone a la foliación S1

penetrativa, asimilando esa deformación a condicio-nes locales de 2,07 kb de presión y una temperaturade 440°- 450ºC.

Las observaciones efectuadas en las estructu-ras planares de las serranías menores del sur, sonconsistentes con las actitudes descriptas en la sierrade San Luis, destacándose como valores represen-tativos: Sierra de los Padres (15°/80° NO); sectorsur del Cerro El Lince (345°/85° NE); Las Barran-cas –estancia El Tala- (30°/79° SE a 356°/77° OSO)y sierra de Varela (21º/50ºE a 90°, Peano, 1987;Romero, 1991).

En opinión de von Gosen (1998), las condicio-nes generales de deformación del Ciclo Famatinianopara esta región son asimilables al grado medio dela facies Esquistos Verdes.

Tercera fase de deformación F3 - (CicloVaríscico - Criado Roque et al. 1981b; CicloAchaliano - Sims et al. 1997)

Según Kilmurray y Dalla Salda (1977) este epi-sodio estuvo caracterizado por fallas con direcciónNO-SE y por pliegues abiertos de igual dirección,resultantes de los eventos que de acuerdo con Cria-do Roque et al. (1981b) se configuró la primera es-tructura en bloques de las Sierras Pampeanas.

Sims et al. (1997) interpretaron que en esta épo-ca es coincidente con el denominado Ciclo Achalianoen las Sierras de Córdoba y estuvo caracterizadapor procesos de milonitización concentrados en oca-siones en importantes fajas de cizalla; pormetamorfismo retrógrado facies esquistos verdes ypor la intrusión de voluminosos cuerpos graníticos.

3.2 ESTRUCTURAS DE LA COBER-TURA SEDIMENTARIA

Se refieren aquí los rasgos estructurales obser-vados en en sector Punta de Sierra-Cerillada de LasCabras y en las serranías menores ubicadas al surde la sierra. Allí las macroestructuras principalesestán caracterizadas por pliegues por propagaciónde fallas, asociadas al afloramiento de núcleos debasamento cristalino, especialmente en el último sec-

tor mencionado. Dichas estructuras están represen-tadas por braquianticlinales asimétricos cuyo flancooccidental, corto y de mayor pendiente, está vincu-lado con las fallas propagantes. La importancia delos fenómenos de cizalla en dicho sector es variable,dependiendo del nivel de erosión de la estructura yde la proximidad a los afloramientos del basamentocristalino, en donde una zona de falla reemplaza alas estructuras de plegamiento. La evolución de es-tas estructuras está vinculada a la inversión tectónicacenozoica de las fallas que controlaron los procesosde rifting mesozoicos en la región (Schmidt et al.,1993, 1995, Costa et al., 1995, Gardini et al., 1995,1996), tal como se detalla en el Capítulo 5.

Se refieren seguidamente las estructuras aso-ciadas a las Serranías Occidentales; al ámbito de lasalina de El Bebedero y a las serranías menoresubicadas al sur de la sierra de San Luis.

Serranías Occidentales

En el sector Punta de Sierra-Cerrillada de LasCabras se destacan los siguientes elementos:

Falla El Gigante (Flores, 1969) y estructu-ras asociadas

Esta estructura es la continuación del límitemorfoestructural de las Serranías Occidentales, co-nocido como lineamiento de Bermejo-Desaguadero,tal como puede identificarse en las sierras de El Gi-gante, Las Quijadas y Catantal-Guayaguas. La fallaEl Gigante es una estructura cuyos movimientosandinos son responsables del levantamiento de algu-nos núcleos de basamento cristalino (El Gigante,Guayaguas) y de la deformación de la coberturasedimentaria. En la zona de estudio, esta situaciónestá expresada por el anticlinal asimétrico Las Ca-bras, del cual la citada falla constituye su margenoccidental (Costa et al., 1995, Gardini et al., 1995,Schmidt et al., 1995, Gardini et al, 1996). En algunossectores de su trazo solo es posible reconocer ensuperficie rasgos lineares asociados al afloramientode estratos subverticales, antes que evidencias defallamiento sensu stricto. Sin embargo la continui-dad espacial de esta estructura puede observarseclaramente en secciones sísmicas.

En la zona de las Cerrillada de Las Cabras se hainterpretado que el tip-point de esta falla propagantese encuentra por debajo de la actual cota topográfica,reconociéndose solo efectos secundarios de la de-formación asociada que permiten identificar su tra-

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zo. En función de esta problemática, Gardini et al.(1996) definieron dos secciones en el sector de es-tudio, en función de las relaciones geológicas ex-puestas en superficie.

La Sección El Pajarito corresponde a la lade-ra occidental de la sierra de El Gigante, donde estafalla inversa pone en contacto al basamento cristali-no con sedimentitas meso-cenozoicas. Gran partede esta sección está comprendida en el área de lavecina Hoja Geológica San Francisco, incluyendoseaquí solo su extremo austral correspondiente a lazona del puesto La Aguada-Punta de Sierra. Si bienno han podido reconocerse allí exposiciones del pla-no de falla, es posible observar areniscas rojo-mora-das (Formación El Jume?) con valores de rumbosque oscilan entre 10° y 20° e inclinaciones de hasta83°O, que disminuyen en un corto tramo hacia eleste a 55°O. Su trazo es bastante rectilíneo y lige-ramente cóncavo al oeste. Según Gardini et al. (1996)las relaciones expuestas en superficie son insuficien-tes para acotar el rechazo de la falla en este sector.

La Sección La Blanca se ubica al sur del ba-samento de la sierra de El Gigante y presenta unaexpresión topográfica mucho menor que la secciónanterior. En la intersección de su trazo con la rutaprovincial N° 26 puede observarse planos de cizallainterestratales en las rocas del Grupo El Gigante fa-vorecidos por la intercalación de bancos de yeso, ala manera de fallas flexodeslizantes (flexural-slipfaults). No se observa la resolución de los movi-mientos en un solo plano de falla. Por el contrario, lacizalla principal se encuentra discribuída en un an-cho no menor de 100 metros. Es probable que ellose deba a una posición bastante cercana al tip-pointde la falla.

Gardini et al. (1996) han reconocido la posicióndel trazo de falla hacia el sur, en función de la acti-tud vertical a subvertical de los estratos en sus cer-canías Estos autores mencionan incluso inversióntectónica local de areniscas rojizas y grisáceas asig-nadas a las Formaciones Lagarcito y San Roquerespectivamente, las que presentan una actitud de19°/89°E.

Las evidencias de cizalla en superficie disminu-yen hacia el sur, donde la escasez de afloramientosy la cobertura de monte dificultan incluso la identifi-cación del trazo de falla. En el sector norte de laCerrillada de Las Cabras, el trazo de la falla El Gi-gante se ubica más al oeste de la posición de laescarpa de esta serranía, controlada por la erosióndiferencial localizada en el contacto entre las For-maciones La Cruz (más resistente) y Lagarcito. En

el sector sur de la misma, el trazo de la falla es coin-cidente con el márgen rectilíneo de la cerrillada y 2km al norte de la principal quebrada que atraviesa ala Cerrillada de Las Cabras (Quebrada La Ermita),los conglomerados de la Formación La Cruz se dis-ponen con una actitud de 350°/73°E en la intersec-ción con su trazo, muy cerca del contacto con lasareniscas de la Formación Lagarcito.

La expresión en superficie de esta estructuradesaparece gradualmente al sur de la localidad deJarilla, aún cuando la misma continúa en el subsuelocon arrumbamiento semejante (Manoni, 1985,Yrigoyen et al., 1989).

Falla Quebrada Grande (Costa y Gardini,1985)

Esta estructura ubicada en el extremo surorientalde la sierra de El Gigante, solo alcanza a ser com-prendida en su extremo austral por la presente HojaGeológica. La misma es de carácter normal y poneen contacto a las rocas del basamento cristalino conlas sedimentitas del Grupo El Gigante. Su rumbogeneral es de 40°, aunque a la latitud del puesto LaAguada continúa con una dirección de 15°, luego deuna brusca inflexión debida a la interacción con pla-nos de fracturas preexistentes. Costa y Gardini(1985) indicaron que esta falla posee un planosubvertical con inclinación al SE, observación efec-tuada fuera del área cubierta por esta Hoja Geológica.No se han reconocido evidencias de contactotectónico en el tramo más austral de esta estructura(dirección 15°), aunque la naturaleza tectónica delmismo se sospecha en función del contactomarcadamente rectilíneo con las rocassedimentarias.

Anticlinal Las Cabras

Este pliegue está asociado a la propagación dela falla El Gigante, reconociéndose al mismo con unrumbo general NNE desde Punta de Sierra hasta lalocalidad de Jarilla. Se trata de un anticlinalasimétrico, con su flanco oeste corto, afectado porcizalla y en ocasiones invertido, debido a suinteracción con la falla El Gigante. Su eje tiene unadirección NNE hasta la Cerrillada de Las Cabras,adoptando desde allí hacia al sur un trazo esencial-mente meridiano. El ancho máximo de afloramiento(aproximadamente 12 km) coincide con una culmi-nación del eje, algo al sur de Represa del Carmen,.La morfología del pliegue es esencialmente


asimétrica, pero en algunas secciones se asemeja aun pliegue en caja muy abierto Gardini et al. (1996)(véase el perfil A-A). Gardini et al. (1996) han indi-cado que las inclinaciones del flanco occidental deeste pliegue oscilan entre 26°O y 75°O, habiéndoseobservado también estratos rebatidos. El limbo orien-tal, de mayor desarrollo, presenta inclinacionescomunmente comprendidas entre 10°E y 13°E.

Estructuras del ámbito de la Salina de ElBebedero

La salina de El Bebedero está ubicada en elcentro de una depresión tectónica marginada porestructuras con arrumbamientos diversos, cuyasexpresiones topográficas son moderadas a muy te-nues, aunque muestran una buena imposiciónmorfológica en el ambiente de planicies. La salinade El Bebedero ha sido considerada como la expre-sión actual de la subsidencia de la cuenca de Beazley(Criado Roque et al., 1981b). A pesar de la marca-da linearidad de las estructuras referidas, no se handescripto evidencias directas de fallamiento en su-perficie. De acuerdo con lo observado en seccionessísmicas, no se descarta que la expresión superficialde estas estructuras esté principalmente vinculadacon el plegamiento de estratos cenozoicos asocia-dos a la propagación de fallas. Por lo tanto, es muyprobable que el término “falla” en sentido estricto,no sea aplicable para la mayoría de estas estructu-ras. Esta situación ya había sido sugerida porGonzález (1981), excepto para la falla Dos Anclasdonde dicho autor reconoció sedimentitas neógenasen su labio elevado y sedimentos lacustrescuaternarios en el labio hundido. Sin embargo tam-poco se han reconocido fenómenos de fracturaciónasociados a la misma.

Dentro de este esquema se destacan la FallaBebedero, estructura ya inferida por Tapia (1935) eidentificada también en las contribuciones de Flores(1969), Flores y Criado Roque (1972), Flores (1979)y Criado Roque et al. (1981b). González (1981) ladenominó falla Varela, por entender que la misma secontinuaba al sur de la salina de El Bebedero con laestructura ya nominada por Flores (1969) en la sie-rra de Varela. El análisis de imágenes aéreas y desecciones sísmicas, indica que el trazo de la fallaBebedero se ubica al oeste de la sierra de Varela,razón por la que se introduce aquí esta nueva deno-minación. Se considera que esta falla se extiendecon un rumbo general norte-sur desde las inmedia-ciones de la ruta nacional N° 147, por el norte, a lo

largo de la cañada de San Gerónimo-Balde, dondepliegues por propagación de falla observados en lassecciones sísmicas son bastante coincidentes con sutrazo. A la latitud del borde norte de la salina de ElBebedero, el trazo de la falla muestra una deflexiónhacia el este, configurando a partir de allí un diseñoen planta cóncavo al oeste. Esto debe estar sin dudavinculado al movimiento andino de fracturas con di-ferente orientación del basamento cristalinoinfrayacente.

La falla Bebedero ha controlado sin duda laposición de las diferentes líneas de costa de la salinahomónima en su sector oriental (González, 1981).También ejerce un control en el curso del arroyoBebedero hasta la confluencia de éste con el ríoDesaguadero, ya fuera de la superficie cubierta poresta hoja geológica. No se han observado eviden-cias directas de fallamiento a lo largo del trazo de lafalla Bebedero, aunque el mismo es siempreremarcado con una escarpa topográfica que sugiereun labio elevado al este, lo cual es coincidente consu geometría en el subsuelo.

La Falla Dos Anclas ha sido descripta porGonzález (1981) y mencionada tambiéngenericamente por otros autores indicados en dichacontribución. Esta falla presenta un trazo ligeramentecurvo cóncavo al este y ha controlado el desarrollode la depresión tectónica en su sector occidental.Las evidencias superficiales de esta fractura estánconstituídas por una escarpa topográfica bastanterectilínea que se extiende con dirección NE-SO des-de su intersección con la falla de Varela, en el mar-gen norte de la salina por espacio de 27 km, desapa-reciendo sus evidencias en el relieve de manera bas-tante brusca (probablemente por interacción con otraestructura.

González (1981) también destacó la presenciade otras fallas en este sector, tales como la Falla dela Salina y la Falla Beazley, ambas ubicadas al surdel cuerpo salino y con evidencias más tenues en elrelieve. Las mismas se refieren en el mapa comofracturas secundarias.

Serranías del Sur

Las cerrilladas bajas ubicadas entre las sierrasde San Luis y Varela, constituyen la expresiónsaltuaria en superficie de un alto estructural que seinterpreta como el límite entre las cuencas de Beazleyy de Villa Mercedes. Estas suaves elevaciones derocas precuaternarias coinciden parcialmente con el

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denominado Alto Cerrillo Las Salinas-Charlone(Criado Roque et al., 1981b) y quedan algo des-plazadas al oeste del alto estructural de La Cum-bre (Costa, 1989b). En ellas se destacan asomosde basamento cristalino, con una cobertura plega-da de rocas asignadas al Cretácico y Terciario. Suestructura se vincula con la propagación de dife-rentes secciones de fallas, cuyos movimientosandinos han tenido mucha menor magnitud que losregistrados en la sierra de San Luis. En concor-dancia con la respuesta mecánica de los materia-les a los esfuerzos, pueden reconocerse anticlinalesasimétricos por propagación de falla o estratos bas-culados en las rocas sedimentarias y fenómenosasociados a estructuras de fracturación en los aso-mos del basamento cristalino.

Falla El Lince: Este sector comprende a lacerrillada ubicada inmediatamente al sur de la ciu-dad de San Luis, conocida como Sierra de los Pa-dres y al cerro El Lince. El margen occidental deestos afloramientos determina un rasgo linear, derumbo general 310°, caracterizado por el alinea-miento de depósitos referidos en su gran mayoríaal Terciario. La interpretación de esta estructuraproviene del análisis de imágenes aéreas, ya quehasta el momento no se han encontrado eviden-cias en el terreno de su existencia. La principalevidencia de fallamiento en superficie no está aso-ciada a este rasgo, sino a una prominente escarpatopográfica ubicada al este del cerro El Lince.Esta escarpa presenta un trazo muy rectilíneo condiseño cóncavo al oeste y orientación general NO-SE. Costa (1989a) indicó que este diseño es pro-bablemente el resultado de la interacción de dife-rentes trazos de fallas con orientaciones NNO-SSE; N-S y NNE-SSO. El mencionado autor des-tacó también que el resalto topográfico de laescarpa alcanza en algunos sectores a 30 metros,exponiéndose en la base de la misma sedimentosconglomerádicos y areniscas gruesas rojo-mora-das (Terciario) cubiertos por sedimentos loessoides(Holoceno). El buen grado de preservación de estageoforma y la posición de los mismos sedimentosloessoides en ambos labios de la falla, abogan poruna actividad bastante reciente de la estructura.Sin embargo, debe considerarse que el origeneólico de los depósitos holocenos, los inhabilitacomo un elemento confiable para postdatar susúltimos movimientos.

Falla y pliegue Las Barrancas: Esta sección

presenta un rumbo general (15°), muy semejante alarrumbamiento de la falla de San Luis en la laderade la sierra homónima. La prolongación septentrio-nal de su trazo se intersecta con la sección anterioren las cerrilladas bajas de El Lince y cerro Acazapey el mismo puede trazarse en las imágenes aéreasconsiderando el alineamiento de asomos de basa-mento elongados según la dirección mencionada. Enel paraje Las Barrancas, la cobertura sedimentariapresenta una estructura anticlinal asimétrica, cuyasinclinaciones 100 metros al oeste del núcleo, mues-tran actitudes promedio de 345°/59° SO. Ello sugie-re que el trazo de la falla principal o su proyecciónen superficie se encuentran en las cercanías. Lasactitudes del flanco oriental son bastante constan-tes, oscilando entre 20°E y 30°E.

Falla y pliegue Cerro Charlone: El trazode la falla interpretado en esta sección muestrauna dirección 350° y aparece desconectado en su-perficie de las secciones adyacentes. La posicióndel trazo de falla en este sector se infiere por elborde rectilíneo de la serranía homónima y por laactitud vertical de areniscas conglomerádicas asig-nadas al Terciario, observada en estribacionesbajas ubicadas al NO de esta sierra. En la cober-tura sedimentaria puede reconstruirse un anticlinalmuy asimétrico, donde los términos cenozoicos desu flanco occidental se observan en posición ver-tical e incluso rebatidos. En el flanco oriental, lasactitudes típicas del relieve de cuestas que ca-racteriza a estas rocas, son por ejemplo 350°/19°E.Dicha estructura anticlinal también se encuentraesbozada en los perfiles efectuados por Lanchas(1981).

Falla Zanjitas: La expresión estructural en elrelieve se observa aquí tenuemente insinuada porla alineación de cerrilladas bajas desconectadasentre sí, a la que se asocia una suave escarpatopográfica de algunas decenas de metros de mag-nitud. Según Criado Roque et al. (1981b) esta sec-ción corresponde a pequeños bloques de basamen-to fracturados y basculados al SE, aunque en su-perficie predomina una cobertura de rocas tercia-rias. No han podido reconocerse en esta secciónevidencias directas de fallamiento o plegamiento.En la intersección de la ruta provincial N° 3 con lasmencionadas elevaciones se observaron inclinacio-nes variables de las sedimentitas terciarias hacia elE y S cuyas angularidades generalmente no supe-ran los 20°.


3.3 ESTRUCTURAS DE DEFORMA-CIÓN FRÁGIL DE LA SIERRA DE SANLUIS

Las estructuras de fracturación más conspícuasde este macizo serrano están concentradas en elfrente de levantamiento andino de la misma, el cuales coincidente con la ladera occidental de la sierra.A su pie se ubica el trazo de la falla de San Luis. Elsector más austral de este frente de levantamientose encuentra comprendido en la presente HojaGeológica y pueden reconocerse bloques menoresasociados al mismo, que experimentaron menormagnitud de levantamiento (Costa, 1992). Ello hadeterminado el desarrollo de otras importantes zo-nas de cizalla frágil en el interior del macizo serrano,además de un conjunto de estructuras extensionalesen el sector Potrero de los Funes- Las Chacras, todolo cual se describe a continuación.

Falla de San Luis (Flores, 1969)

La falla de San Luis margina a la sierrahomónima por el oeste, cubriendo su trazo una ex-tensión aproximada de 110 km, donde los 40 km másaustrales se encuentran comprendidos en la superfi-cie aquí analizada. Flores (1969) extendió el trazode esta falla hasta la sierra de Varela. Sin embargo,la desconexión física entre los diferentes afloramien-tos y la falta de exposiciones conocidas de su super-ficie al sur de la ciudad de San Luis, no permitencorroborar la continuidad en este sector de las ca-racterísticas que le son propias a esta estructura enel ámbito de la sierra de San Luis.

La falla de San Luis es una estructura de tipoinverso y las escasas exposiciones conocidas de suplano muestran a las rocas del basamento cristalinomontando con ángulos bajos (5°E-45°E) asedimentitas asignadas al Terciario y Cuaternario(Costa, 1990, 1992, 1993 y 1994, Roccasalvo, 1992).El trazo de esta falla solo ha sido observado en aflo-ramientos aislados en quebradas o cortes del sitemafluvial. No se observan morfologías específicas quedelaten la presencia del mismo, ya que generalmen-te se encuentra cubierto por una cobertura aluvialmoderna. Las morfologías más comunes correspon-den a escarpas de fracturas subverticales secunda-rias, generalmente de origen extensional. Probable-mente Flores (1969) y Flores y Criado Roque (1972)se refirieron erroneamente a dichas superficies aldefinir a esta falla como de alto ángulo, según medi-ciones de su plano (85°E) efectuadas en las inme-

diaciones de Suyuque Viejo. El trazo de esta estruc-tura presenta un diseño lobulado en planta con rum-bo general 10° y una doble inflexión brusca a la lati-tud de la quebrada de Guascara.

Considerando las diferentes características ob-servadas a lo largo del trazo de la falla de San Luis,referidas fundamentalmente a su grado de actividady aspectos morfométricos (Costa, 1992), su descrip-ción se dividirá en diferentes secciones, tal como seindica a continuación:

Sección Villa de la Quebrada: Esta secciónabarca el trazo de la falla desde la quebrada del ríoNogolí (fuera de los límites de la Hoja Geológica)hasta la quebrada Guascara. La posición de la fallase ubica al pie del frente serrano, pero no se hanobservado exposiciones de su superficie en esta sec-ción, ya que la mayor parte de las escarpas se en-cuentran degradadas.

Esta sección margina por el oeste al Bloque deVilla de la Quebrada (Costa, 1992), el cual experi-mentó una menor magnitud de levantamiento que elbloque serrano principal (véase el perfil A-A´).

Sección Las Cuevas: La falla San Luis pre-senta un contorno lobulado en esta sección, en lacual se ha podido reconocer una de las pocas expo-siciones de su plano a lo largo de todo su trazo. Elmismo puede observarse 500 m al norte de la que-brada Rumi Huasi, sobre una antigua huella minera.Allí en el sector denominado Las Cuevas aparecenesquistos del basamento cristalino sobrecorriendo afanglomerados y material coluvial, a lo largo de unplano de falla con rumbo 350° e inclinación variableentre 10°E-45°E (Costa, 1990, 1992, Roccasalvo,1992). La superficie de contacto es bastante neta ylos esquistos muestran una significativa transposi-ción tectónica y desagregación mecánica en un an-cho promedio de 1.5 m adyacente a la misma, deter-minando una importante alteración de su aspectooriginal. Según Costa (1992) el material sobrecorridoes un conglomerado de clastos subangulosos a re-dondeados de proveniencia local, con longitudes deejes mayores comprendidas entre 10 y 20 cm. Lamayoría de ellos están orientados en la zona de con-tacto, en concordancia con la actitud de la superfi-cie de falla, evidenciando una perturbación tectónicade su fábrica que no supera los 50 cm de ancho.Muchos de estos clastos están estriados. Cinco oseis metros al oeste del contacto, los bloques son deproveniencia alóctona y su tamaño aumentasignificativamente (40-50 cm en promedio). No se

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observa aquí orientación tectónica de clastos y eldepósito muestra un neto aspecto aluvial. Los ras-gos de estratificación son apenas visibles en cerca-nías del contacto y los mismos parecen acompañara la actitud de la superficie de falla.

No se han reconocido otros afloramientos delplano de falla en este sector, pero la actitud de ciza-lla frágil penetrativa en los márgenes serranos (porejemplo a la latitud de Suyuque Nuevo y SuyuqueViejo), son consistentes con una inclinación de 45°E.

En esta sección existen otras evidencias de de-formaciones muy probablemente cuaternarias aso-ciadas a la falla San Luis, tales como escarpas de-sarrolladas en los Depósitos de Cobertura de Super-ficies de Erosión y Abanicos Aluviales en los secto-res de El Molle (Costa, 1987; 1992) y Suyuque Viejo(Costa, 1992; Riera, 1997).

Sección El Algarrobal: Esta sección se locali-za entre Suyuque Viejo y las inmediaciones del puestoEl Algarrobal, en coincidencia latitudinal con el de-sarrollo de la depresión del Potrero de los Funes. Elmismo presenta características semejantes a la sec-ción Villa de la Quebrada, situación vinculada prin-cipalmente a la menor magnitud del levantamientoexperimentado por la sierra en esta sección. No sehan reconocido aquí exposiciones de la superficiede falla.

Sección Los Venados: Este sector comprendela parte más austral del trazo de la falla de San Luis,incluyendo a las laderas de los cerros San Ignacio yPotrero, en coincidencia con la denominada Dorsalde la Quebrada de Los Cóndores y con la serraníade Los Venados. Las exposiciones conocidas en estesector de la superficie de falla muestran a granitosmigmaticos y milonitas del basamento cristalinosobrecorriendo a areniscas y arcilitas rojizas masi-vas (Formación San Roque?). Según Costa (1992),a la latitud del cerro San Ignacio la superficie defalla tiene una inclinación promedio de 16°E, peroen ocasiones su posición es horizontal, llegando in-cluso a rebatirse. Esta falla ha sido observada expo-niendo las mismas relaciones geológicas con actitud350°/45°E, en una exposición artificial en Aguadade Pueyrredón (sitio de emplazamiento de la plantade agua potable de la ciudad de San Luis). En dichosector, la pendiente serrana es muy empinada (Figu-ra 22), existiendo incluso pequeños valles colgadosasociados a planos de fracturas subverticales. Se-gún Costa (1996), dichos planos son fracturasantitéticas al plano de falla principal.

Falla Portezuelo Blanco (Costa, 1992)

Esta fractura es una de los rasgos estructuralesde mayor continuidad en el basamento de la sierra ypuede reconocerse de manera contínua entre la que-brada de Luján y el Portezuelo Blanco, en el extre-mo norte del abanico de El Molle. Según Costa (1992)ello es consecuencia de una importante cizalla aso-ciada que determina alineaciones del drenaje y sillastopográficas que destacan su trazo. Dicho autormencionó una importante participación del rechazohorizontal longitudinal en las estrías de fricción me-didas en esta falla, aunque pueden reconcerse mo-vimientos verticales entre bloques menores del ba-samento asociados a la misma .

Zona de Cizalla Río Chico-Guascara (Cos-ta, 1992)

Esta zona de cizalla presenta una orientaciónN-S y está incluida parcialmente en la presente HojaGeológica. Se ha interpretado que los movimientosandinos asociados a la misma han sido los responsa-bles del desmembramiento morfotectónico recono-cido entre el bloque de Villa de la Quebrada y elbloque principal de la sierra (Costa, 1992). La de-gradación mecánica de los materiales debido a losfenómenos cataclasticos, determina una buena ex-presión topográfica de esta zona de cizalla, traduci-da en sillas topográficas y drenaje alineado.

El sector de cizalla más importante estácircunscripto a un ancho de 70 m. Allí las rocas pre-sentan una fuerte foliación cataclástica buzante aleste, con dirección NNO y una fábrica miloníticasobreimpuesta con igual orientación. Las estructu-ras planares de las rocas del basamento cristalino seencuentran muy transpuestas en este sector. Lasevidencias de cizalla semifrágil reconocidas enesquistos y migmatitas muestran el predominio demovimientos inversos.

Sistema de Fallas de Potrero de los Funes

Las estructuras de fracturación macroscópicasde la zona de Potrero de los Funes, en el extremomeridional de la sierra de San Luis están caracteri-zadas por fallas normales, cuya orientación principales NO-SE. La interacción de este sistema de frac-turas con fracturas submeridionales, configura ladepresión tectónica de Potrero de los Funes, cuyascaracterísticas estructurales pueden ser parcialmenteextrapoladas a los sectores de Las Chacras y Cruz


de Piedra (Zencich, 1988; Cortés y Costa, 1991;Costa, 1992; Costa y Cortés, 1993).

Costa (1992) y Costa y Cortés (1993) agrupa-ron las estructuras de fracturación principales en losGrupos de Fallas del Salto de la Moneda, Potrero delos Funes y de la Dorsal de la Quebrada de LosCóndores. Estos juegos tienen una dirección gene-ral variable entre 280° y 300°, configurando un gra-ben en el cual se depositaron sedimentos neógenosy cuaternarios (Rivarola, 1990, Di Paola y Rivarola,1992). Los últimos dos grupos de fracturas constitu-yen el límite de afloramiento actual de dichos depó-sitos.

La Dorsal de la Quebrada de Los Cóndores, encambio, es una estructura hemigraben marginada porfallas cuya actitud promedio es de 290°/60°N. Sedestaca en este sector la falla Potrero Sur (Zencich,1988) cuyos movimientos afectan al denominadoFanglomerado del Potrero (Rivarola, 1990)(Pleistoceno inferior?).

Al sur de esta sector se localiza la depresióntopográfica de Las Chacras, marginada parcialmentepor fallas entre la que se destaca la falla El Portezuelo(Costa, 1985), también de carácter normal (345°/75°NE). Sus movimientos han plegado por arrastrea areniscas y pelitas rojas asignadas a la FormaciónSan Roque (Costa, 1985, 1991, 1992) y los mismosparecen estar postdatados por la elaboración de lasuperficie de erosión sobre la que se asienta la For-mación Las Chacras (Depósitos de cobertura desuperficies de erosión).

Costa (1992) distinguió en la ladera oriental delmacizo serrano varias zonas de cizalla, en donde laimportancia de los procesos de fracturación es mássignificativa que en el resto, tales como la Zona deCizalla Río Grande-Los Molles y la Zona de Ci-zalla El Totoral-Los Tapiales. La primera de ellases parcialmente coincidente con el contacto orientaldel granito La Escalerilla con el Complejo Metamór-fico, habiéndose descripto a lo largo del mismo re-currentes fenómenos de cizalla frágil y semifrágil(Costa, 1981 y 1983; Cañadas, 1984; Rada, 1984;Gardini, 1985; Palma, 1987; Pascuet, 1989 y Sales,1996). Esta zona parece continuarse al norte con lafalla El Refugio (dentro del ámbito de la HojaGeológica San Francisco), mientras que al sur de lasnacientes del arroyo de Los Molles la expresión su-perficial de la misma se distribuye en un diseño deabanico o cola de caballo (horse tail), perdiendo ex-presión en el relieve. En la zona aledaña al contactoaparecen cinturones de milonitas y protomilonitas defiliación granítica y cizalla moderna sobreimpuesta

con igual actitud espacial a las estructuras internasdel plutón (dirección NNE y alto ángulo de inclina-ción al E). Las relaciones geológicas observadas alo largo del curso de los arroyos Los Manantiales yLos Molles sugieren un contacto intrusivo de estecuerpo, a lo largo del cual se localizó a posteriori unaimportante cizalla dúctil y frágil respectivamente.

La Zona de Cizalla El Totoral-Los Tapiales(Costa, 1992) también coincide con las estructurasinternas del basamento, pero a diferencia del casoanterior no presenta una buena expresiónmorfológica. Acorde con las reconstruccionespaleotopográficas, esta zona de cizalla es coinciden-te con una depresión de la superficie de erosión re-gional, según el eje El Totoral-El Trapiche. Buenosejemplos de la deformación asociada a esta zona decizalla pueden observarse a lo largo de la ruta pro-vincial N° 9, en el tramo comprendido entre las lo-calidades recién mencionadas. Pueden reconocerseallí sobreimposiciones de deformaciones frágiles ysemifrágiles a las deformaciones dúctiles de la fá-brica metamórfica.

Falla Varela (Flores, 1969)

Esta estructura refiere a la escarpa de falla quemargina por el oeste a la sierra homónima. Está com-puesta por un tramo norte con dirección NE y untramo sur con dirección meridiana. Atendiendo a losrasgos morfoestructurales de esta serranía (ver ca-pítulo de Geomorfología), se asume que esta sec-ción presenta los mismos atributos geométricos quela estructura expuesta en la sierra de San Luis. Sinembargo, no se han reportado descripciones de cam-po de esta falla. Asimismo, la cobertura detríticamoderna y el espeso monte pedemontano presenteen esta sierra atentan contra el reconocimiento insitu de sus rasgos geométricos.

En el extremo sur de la sierra de Varela, ya fue-ra de la zona de estudio, la continuación meridionaldel trazo de falla coincide con la posición subverticale incluso rebatidas de sedimentitas clásticas cuyafiliación podría referirse al Mesozoico y/o Terciario.

4. GEOMORFOLOGIA

En las características geomorfológicas del áreade estudio, se destacan la culminación austral de lasierra de San Luis y las Serranías Occidentales. Estasmorfoestructuras están rodeadas por planicies, delas que emergen cerrilladas bajas en el sector SE,

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de mucha menor importancia areal y topográfica quelas anteriores. A los efectos descriptivos, se discri-minará entre los ambientes de planicies y serranías,siguiendo el esquema propuesto por González Díaz(1981), en los que pueden reconocerse las siguien-tes unidades (Figura 23):

Ambiente de planicies. Planicie Loessoide de La Cumbre. Planicie Medanosa. Depresión Longitudinal Central. Planicie aluvial (de la sierra de San Luis, Se-

rranías Occidentales y serranías menores del sur). Ambiente de playa de la Salina de El Bebedero. Campos de médanos de Gorgonta y Beazley

. Sector pedemontano de las Serranías meno-res del sur y sierra de Varela

. Planicie Occidental

. Planicie aluvial de las Serranías Occidentales

. Llanuras de inundación de los ríos Desaguade-ro y Tunuyán

. Planicie fluvial del Río Tunuyán

. Campos de médanos y guadales

Ambiente de Serranías. Sierra de San Luis. Ladera occidental. Pendiente de inclinación del bloque. Serranías Occidentales. Serranías menores del sur

4.1 AMBIENTE DE PLANICIES

Planicie loessoide de La Cumbre

Este sector se ubica en el extremo oriental delárea estudiada, aunque su desarrollo areal es muchomayor. Corresponde una zona con suaves ondula-ciones y desarrollo local de cárcavas, como se ex-pone en la figura 17. Dichas ondulaciones parecenconsistentes con el relieve del basamento cristalinoy sedimentos terciarios atenuado por el mantoloessoide, cuyas potencias máximas rara vez supe-ran los 10 m. En esta suave morfología se destaca elalto estructural La Resbalosa-La Cumbre (Costa,1989a). Este rasgo determina la divisoria entre loscursos que aportan a la cuenca de los ríos Volcán yQuinto y es coincidente con una mayor elevación dela actitud actual de la superficie de erosión del basa-mento cristalino, insinuado en el estribo o “penínsu-la” de sus afloramientos al sur de la localidad de ElTrapiche. La mayoría de estas suaves ondulaciones

corresponden a valles fluviales no funcionales, re-presentando el sistema de cárcavas la red de drena-je actual (Latrubesse, 1989; Ramonell et al., 1992).

Hacia el sur, estos rasgos morfológicos pierdensignificación y la planicie loessoide presenta unamorfología muy homogénea, interrumpida ocasional-mente por un carcavamiento localizado

Planicie Medanosa

Esta unidad corresponde al extremo noroestede una extensa superficice de acumulación eólicareconocida en la provincia de San Luis (Frenguelli,1946; González Díaz, 1981). En el sector compren-dido dentro del área estudiada pueden observarsesuaves morfologías de dunas longitudinales disipa-das con orientación preferencial N-S y desnivelesque no superan los 3 m. En cercanías de la intersec-ción de la ruta nacional N° 7 con el río Quinto (yaafuera del área estudiada), Ramonell et al. (1992)distinguieron morfologías similares.

Depresión Longitudinal Central (GonzálezDíaz, 1981)

Esta suave depresión, comprendida parcialmen-te en el área bajo estudio, está localizada entre lasierra de San Luis y las Serranías Occidentales. Escoincidente con el desarrollo de la cuenca de Beazleyy el denominado Bolsón de Las Salinas (Flores,1969) y con la pendiente de inclinación de un bloquedel subsuelo marginado por fallas inversas (Ver ca-pítulo 3). Presenta una elongación con direcciónNNO-SSE, y el eje o centro de la depresión se dis-pone en una línea bien definida entre la Pampa delas Salinas (límite San Luis-La Rioja) y la Salina delBebedero y El Barreal, las cuales constituyen la pla-ya de esta depresión interserrana (González Díaz,1981).

Sector pedemontano de la Sierra de San Luis:Como consecuencia de las inhomogeneidadesmorfológicas descriptas en la ladera occidental se-rrana, también pueden reconocerse diferencias a lolargo del sector pedemontano adyacente. Ello resul-ta a partir de tres asociaciones geomorfológicas prin-cipales, que a su vez guardan relación directa conlas unidades cartográficas cuaternarias. Ellos son:Depósitos de cobertura de superficies de erosión,abanicos aluviales antiguos y abanicos coalescentesque originan la bajada o planicie aluvial pedemontana.Los remanentes de las dos primeras morfologíasaparecen principalmente en el sector Quebrada


Guascara-Suyuque Viejo y Sierra de Los Venados,en coincidencia con las mayores cotas topográficasde la sierra y/o con pendientes importantes. Las ba-jadas se encuentran desarrolladas a continuación delos mismos. En los otros sectores, la planicie aluvialpedemontana aparece en contacto con el frente se-rrano.

Los denominados depósitos de cobertura desuperficies de erosión presentan en planta una mor-fología semejante a abanicos aluviales, probablemen-te debido a su patrón de erosión posterior. Tienenun diseño pseudolobulado y generalmente constitu-yen remanentes desconectados entre sí. Constitu-yen la morfología de mayor cota en el piedemonte yestán bastante disectados. Estos cuerpos constitui-dos por conglomerados de geometría tabular y po-tencia no mayor de 5 metros (ver descripción encapítulo 2) están comunmente adosados a la laderaserrana. Sin embargo, a la latitud de El Molle susafloramientos aparecen desconectados de la misma,a la manera de montes islas dentro de depósitosaluviales más modernos y vinculados a escarpas defalla.

Los depósitos expresados bajo estas morfologías,se asientan sobre una superficie de erosión labradaen las rocas del basamento cristalino, cuyas exposi-ciones puntuales no han permitido avanzar sobre lanaturaleza genética de las mismas. Sin embargo, enla depresión de Potrero de los Funes y Las Chacraspuede reconocerse morfologías similares, resultan-tes de la depositación de mantos detríticoscuaternarios apoyados sobre una superficie de ero-sión labrada sobre las rocas terciarias. Esto permitecaracterizarlos como pedimentos, tal como ya lomencionaran González Díaz (1981) y Latrubesse yRamonell(1990a y b), quienes reconocieron tres ni-veles de pedimentos en este último sector.

Los abanicos aluviales más antiguos o primer ni-vel de abanicos aluviales están comunmente desarro-llados a una cota más baja y presentan menor disec-ción que los planos recién descriptos. Sus mejoresdesarrollos aparecen en las quebradas de El Molle,Suyuque Viejo y El Portezuelo. Se destaca que se hapreferido la denominación de abanicos aluviales, enrazón de desconocerse el espesor y las relaciones debase depósitos. Pero no se descarta que en algunoscasos estos cuerpos apoyen sobre superficies de ero-sión (por ejemplo el abanico de El Molle). Estasmorfologías siempre aparecen asociadas a losengolfamientos del frente serrano, excepto a la latitudde Suyuque Nuevo, donde remanentes de las mismassobresalen dentro de la planicie aluvial pedemontana.

Las generaciones posteriores de depósitosaluviales originadas como respuesta al levantamien-to serrano y seguramente también a cambiosclimáticos, aparecen encajadas dentro de lasmorfologías recién descriptas, a la manera de abani-cos telescópicos o en trompeta. La coalescencia entrelos diferentes cuerpos constituye la planicie deagradación pedemontana, la cual presenta un desa-rrollo ininterrumpido en los sectores donde la topo-grafía serrana es menor (Secciones Villa de la Que-brada y Suyuque Viejo-El Algarrobal). Este sectorpresenta una disección incipiente y muchos de susplanos son aún funcionales. Se reconoce también eldesarrollo de planos de terrazas encajados en la su-perficie de estos abanicos.

Planicie aluvial: Es la zona de mayor repre-sentación areal dentro de la Depresión LongitudinalCentral y comprende a su vez dos sectores cuyassuaves pendientes convergen hacia el eje de la de-presión denominado Cañada de Balde-San Gerónimo.El sector oriental, vinculado con las bajadas de lasierra de San Luis, presenta pendientes hacia el oesteno mayores de 4°.

El sector occidental está definido al este del AltoPencoso y a consecuencia de la discrepancia entrelas divisorias de cumbres y de aguas en este sector,su desarrollo no involucra propiamente al sectorpedemontano oriental de las Serranías Occidenta-les. La vinculación de esta divisoria de aguas conrasgos estructurales no resulta sencilla, ya que almenos en superficie la misma coincide con una su-cesión homoclinal de rocas subaflorantes terciarias.Las ocasionales escorrentías son derivadas por loscolectores principales (que incluye la parte distal delabanico del río Nogolí) hacia la cañada de SanGerónimo-Balde, cuyo nivel de base está constituídopor la Salina de El Bebedero-El barreal.

Tognelli (1987), observó en la divisoria de aguasoccidental pequeñas lomadas asociadas a un relievede cuestas vinculado con la actitud de las rocas ter-ciarias. Se reconoce allí un marcado lavaje en man-to en su pendiente estructural, derivando en erosiónlineal hacia el este y a veces en profundas cárcavasque disectan los terrenos de acumulación fluvial.Dicho autor distinguió también dos patrones de dre-naje en la depresión. El ubicado en los sectores decabeceras presenta patrones integrados, con orien-tación en general N-S y controlado por la estructuradel basamento subyacente (en realidad correspondea las sedimentitas terciarias). Estos cursos se unenal colector principal en un ángulo no mayor al recto

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siguiendo un diseño dendrítico a subdendrítico, ca-racterizado por un sistema ramificado. El segundopatrón responde a diseños paralelos a subparalelos,puesto en evidencia por los ríos de mayor longitud yorden. El sentido de escurrimiento de estos colecto-res es hacia el SE, uniéndose los tributarios en ángu-los no mayores de 90°.

Ambiente de playa: Los colectores principalesdrenan sus aguas hacia el nivel de base local, cons-tituido por El Barreal y la Salina de el Bebedero, lacual muestra en planta una configuración arriñonada.

Diversos autores han mencionado la existenciade varias terrazas en este sector, asociadas a anti-guas riberas lacustres (Dohering, 1906; Gerth, 1914;Frenguelli, 1922; Deletang, 1929). En el sector nortede la salina, las líneas de costa pertenecientes alPeríodo Lacustre Mayor (A, B y C, según González,1981), se superponen en una sola lomada que dividela depresión de la salina al sur de la de ‘El Barreal”al norte. Esta última, de pequeña magnitud en rela-ción con el cuerpo salino principal ha recibido aguaslocales provenientes del faldeo occidental de la sie-rra de San Luis, mediante la quebrada de SanGerónimo-Balde cuyos aportes no alcanzan a la sa-lina, debido a que son endicados por las paleocostasdel denominado Período Lacustre Mayor (González,1981). Según el mencionado autor, las restantes evi-dencias morfológicas de líneas de costa pertenecenal Período Lacustre Menor, y están circunscriptasentre las líneas de costa A, B y C. Ocupan sectoressucesivamente más próximos al centro de la depre-sión, caracterizadas por pequeños cordones areno-sos y arenosos conchilíferos muy ricos en cristalesde yeso y carbonato evaporítico.

Hacia el SSO sólo se reconoce una línea de costamarginada por un campo de médanos longitudinalescon rumbo N 34º E, fijadas antes del retroceso delPeríodo Lacustre Mayor.

El arroyo Bebedero, que actualmente lleva ha-cia la salina las escasas aguas de aporte local, hacaptado los caudales del río Desaguadero en épo-cas de crecidas, los que inundan ocasionalmente ladepresión ubicada al sur de la salina del Bebedero ydeterminan un sentido de escorrentía del curso ho-mónimo de sur a norte (de Moussy, 1866; Gerth,1914; Deletang, 1929; Gez, 1938). Al sur de Beazleysu curso es divagante y algo anastomosado, mien-tras que en las cercanías de su desembocadura conel cuerpo salino el mismo aparece encajonado.

Tognelli (1991) describió a la salina del Bebede-ro como un playa sabkha continental, con abundante

aporte clástico e importante participación de limos,yeso y halita. Las facies evaporíticas conforman unpatrón de “bull eyes”, donde el yeso limita la acu-mulación de cloruro de sodio en el centro de la cuen-ca.

Campo de médanos de Beazley: Tienen unaforma en planta elipsoidal, con un desarrollo en su-perficie de aproximadamente 30 km2. Son dunaslongitudinales orientadas con dirección NE-SO, conlongitudes de onda de 20 m promedio y desnivelesde 5 a 7 m. Los médanos se presentan muy disipa-dos y sus crestas con numerosas irregularidades(Canalis, 1993) (Figura 20).

Sector pedemontano de las Serranías Me-nores del Sur y sierra de Varela: Pese al escasorelieve relativo de estas serranías, puede observar-se un área discreta de mayor pendiente vinculada alas mismas, que puede caracterizarse como baja-das. Los materiales loessoides, dominantes en todala planicie, presentan aquí frecuentes intercalacionescon gravas y arenas fluviales, las que muestran ma-yor importancia en los escasos perfiles expuestos.La diferencia entre esta unidad y los sectores cir-cundantes es difusa, apoyándose principalmente sucarteo en las diferencias tonales observadas en lasimágenes aéreas.

Planicie Occidental

Esta unidad se corresponde con el extremooriental de lo que fuera denominada Depresión deLa Travesía en la provincia de Mendoza (Polanski,1963, González Díaz y Fauqué, 1993) y comprendeel sector ubicado al oeste del Alto Pencoso, carac-terizado por las geoformas vinculadas al ambienteagradacional de los ríos Desaguadero y Tunuyán.Dentro de la mencionada planicie pueden identifi-carse los siguientes ambientes:

Planicie aluvial de las Serranías Occidenta-les: Estos depósitos de bajadas tienen escasa po-tencia y su desarrollo comprende una franja locali-zada desde la divisoria de aguas con la DepresiónLongitudinal Central hasta la planicie de inundaciónactual del río Desaguadero

Se destacan aquí los cursos de régimen no per-manente relacionados con el ambiente de las Serra-nías Occidentales, tales como el río Jarilla y las ca-ñadas ubicadas a la latitud de Represa del Carmen ynorte de la Cerrillada de Las Cabras.


Según Tognelli (1998) el río Jarilla es de régi-men no permanente, siendo funcional sólo cuandose producen las avenidas aluvionales de tipo esporá-dicas y estacionales. Nace en el sector oriental de laCerrillada de Las Cabras con dirección norte-sur,para continuar luego este-oeste con destino final enel río Desaguadero. Los tributarios en la zona decabeceras muestran un patrón subdendrítico ysubparalelo poco denso. Se puede observar en lasfotografías aéreas, una serie de paleocauces actual-mente vegetados, que indican la importante activi-dad y aporte que ha tenido este río durante elPleistoceno. En las imágenes aéreas se reconocentambién paleocauces hasta hace poco tiempo fun-cionales con sentido sudoeste. Esta difluencia estálocalizada en la localidad de Jarilla y su coincidenciacon las obras vinculadas al trazo del ferrocarril y dela antigua ruta nacional 7, permiten sospechar en undesvío de origen antrópico. Tognelli (1998), mencio-nó también que esta cañada presenta cauces y ca-nales de fondo plano, de baja a alta sinuosidad, conmultiplicidad moderada y elevada relación ancho-profundidad. Se observa una amplia llanura de inun-dación, que es activa cuando se producen las mayo-res precipitaciones en la zonas de cabeceras, for-mando a lo largo de todo el río barras centrales:longitudinales y transversales asi como también la-terales o marginales.

Llanura de inundación de los ríos Desagua-dero y Tunuyán: El cauce del río Desaguadero seencuentra bien definido en el área analizada, habiendoprofundizado su valle no sólo por causas naturales(cambios climáticos) sino también por factoresantrópicos, tales como la retención de agua en lascuencas de los ríos Tunuyán y Mendoza para pro-gramas de regadío y energía eléctrica. (GonzálezDíaz, 1981, González Díaz y Fauqué, 1993).

Se pueden diferenciar en las imágenessatelitarias, dos sectores. Uno al norte de la rutanacional Nº 7, donde el cauce principal poco sinuosopresenta un importante desarrollo de la llanura deinundación creada sobre el antiguo l echo del río.En el extremo sur de este sector el ancho de la lla-nura de inundación es considerablemente menor,probablemente debido a los aportes del gran conoidedel río Tunuyán (González Díaz, 1981). El otro sec-tor aparece al sur de la mencionada ruta con un cur-so fluvial bien marcado y una llanura de inundaciónde escasa o nula representación a la escala del pre-sente carteo.

Las observaciones de campo permitieron identi-

ficar tres niveles de terrazas en esta unidad al nortede la ruta nacional N° 7. Para González Díaz (1981)el nivel superior corresponde a una superficie pri-maria de agradación (“fill-top”), mientras que el in-termedio puede catalogarse como una clásica terra-za de erosión. El nivel más bajo reconocido podríaestar vinculado a los cambios de origen antrópico.

En el primer nivel de terraza pueden observar-se una alta densidad de drenaje, con cursos intermi-tentes de escasa profundidad y tributarios escalona-dos, a veces controlados por bancos de mayor resis-tencia a la erosión. Son comunes aquí fenómenos demicrodeslizamientos rotacionales. Tales relieves po-drían definirse como “bad lands” o “huayqueríasen expansión” (Polanski, 1963).

Planicie aluvial del río Tunuyán: Correspon-de a una extensa zona de derrames aluviales delmencionado río, producto de sus importantes migra-ciones laterales. En ella pueden distinguirse antiguoscauces cubiertos parcialmente por depósitos eólicosy su llanura de inundación actual ubicada en una fran-ja no muy extensa pocos kilómetros al sur de la lo-calidad de La Paz.

Según González Díaz y Fauqué (1993), el anti-guo sistema del tramo inferior del río Tunuyán y pro-bablemente en tiempos históricos del río Mendoza,desarrolló una extensa zona de derrames, aúnreconocibles por sus paleocauces. Al este y norestede San Antonio-El Cercao, estos autores distinguie-ron un pequeño cono aluvial más moderno,profusamente recorrido por cauces abandonados,con disposición distributaria.

Campos de médanos y guadales: El término“guadal” se aplica aquí para referir a acumulacio-nes mantiformes con predominio de limos eólicos ysin formas definidas, lo cual además de su litologíalos distingue de los campos medanosos. Estos sonfrecuentes en el ambiente de la planicie aluvial delrío Tunuyán a manera de parches que fosilizanmorfologías aluviales y fluviales. Estos sectores sonanegados ocasionalmente por aguas de lluvia o des-bordes fluviales y también reciben en función de ellola denominación de “bañados” o “barreales”. Pre-sentan superficies que no superan las 2 hectáreas,con escasa vegetación distribuída en forma de par-ches y corredores. Cuando están secos aparecengrietas de desecación, compuestas por material muyfino (limo, arcilla) bastante consolidado (tamaño pro-medio de las grietas largo 0,20 m por 0,14 m; deforma poligonal).

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Al oeste de la estancia Los Ramblones, antesde llegar al puesto El Cercao, estos bañados y/obarreales no presentan cobertura vegetal. El tránsi-to del ganado genera surcos por donde se canalizael agua de lluvia, lo que deriva en el desarrollo decárcavas que se hacen más importantes hacia lascabeceras. Estos bañados tienen una pendiente casinula y es factible ocasionalmente observar rema-nentes de suelos antiguos.

Méndez (1978, en González Díaz y Fauqué,1993), destacó el predominio de sedimentos limoloessoides que cubren una superficie más o menostriangular, cuyos vértices aproximados son al sures-te la unión del Tunuyán con el Desaguadero, al nortela Bajada de Soto y al sur la localidad de La Paz.

Los materiales limo-loessoides se encuentrantambién en los bajos intermédanos se presentan bas-tante consolidados al secarse.

Aparecen también campos de médanos, gene-ralmente asociados a los guadales, en cuyo caso tie-nen un desarrollo areal muy reducido con morfologíasde dunas tan disipadas que es muy difícil reconocer-las en las imágenes aéreas. En el extremo noroestede la hoja y al sur del río Tunuyán, estos rasgos sonmás notables, pudiendo reconocerse en ambos ca-sos que se trata de dunas longitudinales.

4.2 AMBIENTE DE SERRANÍAS

Las morfoestructuras serranas constituyengeoformas tectónicas vinculadas al ascenso andinode bloques pampeanos, preservándose en muchoscasos las relaciones primarias de un paisaje tectónico(González Díaz, 1981). Por tal razón los rasgos es-tructurales tratados en el capítulo anterior, serán degran utilidad para la descripción y comprensión delos aspectos geomorfológicos de este ambiente.Dentro de dicho esquema, la sierra de San Luis co-rresponde a un bloque de basamento cristalino ele-vado y basculado al este; las serranías occidentalesexpresan los rasgos propios de un paisaje de plega-miento y en las serranías del sur coexisten ambassituaciones.

Sierra de San Luis

El sector de la sierra de San Luis comprendidoen la presente Hoja Geológica presenta los rasgostípicos de las Sierras Pampeanas, reconociéndoseuna ladera occidental constituida por una escarpade falla y una ladera oriental o pendiente de inclina-ción del bloque. Sin embargo, no se observan con

buen desarrollo aquí los tres elementos paisajísticosque González Díaz (1981) destacó como caracterís-ticos de esta sierra en su conjunto, a saber: a. Asi-metría topográfica transversal a la elongación ma-yor; b. Preservación de los remanentes de unapaleosuperficie de erosión (Peneplanicie de San Luis)en la ladera oriental y c. Restos de edificios volcáni-cos terciarios.

La asimetría topográfica es notoria solo en elextremo norte de la Hoja Geológica y lapaleosuperficie de erosión no muestra aquí el gradode preservación característico de sectores ubicadosmás al norte. Sin embargo la misma puede identifi-carse en buena parte de la ladera oriental por la co-incidencia de cumbres e interfluvios romos. Asimis-mo los productos volcánicos no se encuentran pre-sentes en el área analizada.

El área serrana aquí comprendida, aparece comoun dorso elongado en dirección NNE. Las cuencasfluviales de mayor superficie corresponden a los ríosNogolí, Grande y de Los Molles, ubicándose las ca-beceras de los dos primeros al norte del área de es-tudio. Todos ellos son de régimen permanente ymuestran un importante control en una gran partede su recorrido por fracturas y contactos litológicos.

La línea de cumbres y divisoria principal del dre-naje aparece bien definida al norte del cerro Vallede Piedra y en ella se localizan las mayores alturasdel area bajo consideración, como los cerros AguaHedionda (2180 msnm), Valle Hermoso ( 2180msnm) y Retana (2213 msnm). Este sector domi-nado por los afloramientos del granito La Escalerilla,muestra los típicos morfologías de erosión catafilar,lo que asociado los materiales loessoides localiza-dos en el sector cuspidal serrano, da lugar a un pin-toresco paisaje de pequeñas “pampas” salpicadaspor afloramientos de rocas graníticas con diseñoabochonado. Las referidas formas erosivas y suinteracción con diversos sistemas de fracturas danlugar a geoformas tipo “tors”.

Dentro de la ladera oriental, los remanentes dela superficie de erosión regional están mejor preser-vados en el extremo norte de esta Hoja Geológica,disminuyendo gradualmente su expresión hacia el sur,principalmente en el ámbito de las cuencas de losarroyos de Los Molles y El Durazno. Dichos cursosestán controlados por discontinuidades litológicas yestructurales (Costa, 1983) y adoptan un caráctersubsecuente.

La reconstrucción de la antigua superficie deerosión sugiere que su pendiente general seincremente desde el norte del área (4°E) hacia el


sur (hasta 8°E) y si bien no han podido distinguirsedesmembramientos tectónicos de ese plano, es visi-ble una brusca disminución de la pendiente, gene-rando una charnela en la paleotopografía ubicada encoincidencia aproximidada con el eje definido por laZona de Cizalla El Totoral-Los Tapiales (Costa, 1992;Costa et al., 1998).

Los principales rasgos morfológicos de la laderaoccidental están vinculados al fallamiento cenozoicoresponsable del levantamiento serrano, a los que laerosión subsecuente ha modificado en diverso gra-do. La pendiente general de esta ladera ( °) deter-mina un vigoroso entallamiento del drenaje y unaimportante erosión retrocedente en sus cabeceras.

Los aspectos morfométricos de esta ladera se-rrana no son homogéneos. Tal como se describió enel capítulo anterior, se distinguen en el macizo serra-no un bloque mayor asociado a la escarpa defallamiento principal y bloques menores, de menorelevación y superficie. La presente Hoja Geológicacomprende al sector sur del bloque de Villa de laQuebrada y su desarrollo determina la presencia deuna divisoria menor o secundaria en el drenaje enesta ladera. Asimismo, la proyección en la laderaserrana de los rasgos estructurales de la depresiónde Potrero de los Funes determinan una menor ele-vación de la divisoria de aguas serrana y diferentesatributos morfológicos. Atento a ello, Costa (1992)dividió a esta unidad en diferentes secciones, tal comose destacan a continuación.

Sección Nogolí-Guascara: Esta sección seencuentra comprendida parcialmente en la superfi-cie de la Hoja Geológica y se extiende desde el ex-tremo norte de la misma hasta la quebrada deGuascara, Su desarrollo coincide con el bloque me-nor recién mencionado y las cotas máximas apenassuperan los 1.300 msnm. En las zonas de mayor al-tura se preservan restos de un paisaje denudado ydelgadas coberturas loessoides. La sinuosidad deltrazo ladera-piedemonte es baja, aunque no se hanobservado morfologías de fallamiento.

Los interfluvios son redondeados y los cursosde agua (en su gran mayoría efímeros), muestrandificultades para evacuar sus propios materiales encercanías de la unión con el piedemonte.

Esta sección contiene a la brusca inflexión delfrente serrano a la latitud de la quebrada Guascara,la cual se supone producto de interacciones entrediferentes juegos de fracturas durante las etapas deascenso serrano.

Se infiere que la magnitud de levantamiento de

este bloque con respecto al bloque principal ha sidomenor y/o ha transcurrido un tiempo mayor desde elevento principal de ascenso (Costa, 1992).

Sección Guascara-Suyuque Viejo: Esta sec-ción presenta una importante actividad del sistemafluvial, cuyo entallamiento ha generado profundosengolfamientos en la silueta serrana. Los interfluviosson agudos y los valles bastante encajados.

Abundan las morfologías asociadas a los frecuen-tes juegos de fracturas que caracterizan a esta lade-ra, tales como sillas de falla, discontinuidadesaltimétricas de crestas y valles rectilíneos. Muchasde estas geoformas están vinculadas al trazo de lafalla Portezuelo Blanco, cuya expresión morfológicaes la más destacada en la ladera serrana. No obs-tante, las evidencias de fallamiento cuaternario aso-ciadas al corrimiento de Las Cuevas (véase el capí-tulo anterior), no presentan ningún rasgo morfológicodistintivo asociado (Costa, 1990; 1992).

Aguas arriba de la unión serranías-piedemontese reconocen niveles aterrazados en los depósitosaluviales actuales.

Sección Suyuque Viejo-El Algarrobal: Estaporción de la ladera serrana coincide latitudinalmentecon la depresión de Potrero de los Funes y conse-cuentemente, con una disminución considerable dela altitud de la sierra. Las cotas superiores alcanzana 1250 msnm. La ladera presenta aquí mucho me-nor desarrollo y extensión, así como un menor relie-ve relativo. Sus atributos morfológicos son bastantediferentes a los descriptos en la sección anterior.

Pese a que el relieve relativo es semejante al dela sección Nogolí-Guascara, la sinuosidad de su bor-de es mucho mayor y en algunos casos alcanzan areconocerse sectores del basamento cristalino bor-deados por materiales pedemontanos a la manerade “montes isla”. Los cursos de agua no parecenestar profundizando los valles y en muchos casosmuestran dificultades para evacuar los depósitosrecientes. Ello determina fondos de valles esencial-mente planos.

Se observan escarpas de línea de falla por ero-sión retrocedente y escarpas con caras libres, porcaída gravitacional de rocas controladas por planossubverticales de fracturas.

Sección El Algarrobal-Aguada dePueyrredón: Esta sección incluye a la prolongacióndel dorso de la Quebrada de Los Condores en laladera occidental y a la serranía de Los Venados. El

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relieve relativo alcanza aquí en promedio a 400 m. ypredominan los interfluvios agudos. Las laderas soncortas, sus cuencas de poca extensión areal y el dre-naje muy poco organizado, dominando aún en mu-chos casos los procesos gravitacionales sobre losfluviales.

En el sector sur de la serranía de Los Venados,la pendiente supera en algunos casos 30° y se ob-servan algunos valles colgados como resultado deldesprendimiento de grandes bloques. Estasmorfologías muestran la cara libre de fracturassubverticales secundarias respecto a la falla princi-pal, las cuales no expresan la real geometría dellevantamiento serrano (Costa, 1991, 1992, 1996).

Serranías Occidentales

Esta cadena serrana se encuentra representa-da por la Cerrillada de Las Cabras y el extremo surde la sierra de El Gigante, conocido como Punta deSierra. Estos sectores coinciden con los afloramien-tos de los términos conglomerádicos del Grupo ElGigante. En ausencia de éstos, el relieve solo estácaracterizado por lomadas bajas ubicadas entreambas morfoestructuras, destacándose el relieve decuestas que caracteriza a la Formación Lagarcito ya las rocas terciarias entre Naranjo Esquino y Ma-taco.

El relieve del sector de Punta de Sierra estádominado por los conglomerados de la FormaciónLa Cruz, cuya grosera estratificación insinúa un re-lieve de cuestas con pendientes estructurales incli-nando al oeste. Estos conglomerados muestran típi-cos diseños de erosión alveolar. En algunos casos elcontrol de la erosión por parte de diferentes familiasde fracturas origina curiosas morfologías en agujascomo el denominado Peñón o Mogote y paredesverticales, lo que en cercanías del puesto La Agua-da dió lugar a la denominación de la Formación LosRiscos.

La Cerrillada de Las Cabras corresponde a unapaisaje de plegamiento. Su silueta elíptica en plantacon un borde occidental rectilíneo, es resultado deun braquianticlinal marginado al oeste por una falla,representado principalmente por los afloramientosde la Formación La Cruz. El margen noroccidentalde esta serranía no coincide con el trazo de la men-cionada falla, sino que es producto de una notoriaerosión diferencial entre dicha formación y la For-mación Lagarcito. Entre la culminación del relieveserrano y la ruta provincial N° 26, los afloramientosde esa unidad están cubiertos en discordancia por

un manto detrítico moderno. La nivelación altimétricade los interfluvios romos sugiere la existencia de unasuperficie erosiva (pedimento?). Una situación si-milar puede reconocerse en la ladera oriental de lacerrillada, donde la cobertura de detritos provenien-tes de los conglomerados mesozoicos, torna difícil ladistinción entre sus propios afloramientos y el mantocuaternario, ya que la estratificación presenta en estesector una actitud muy semejante a la pendientetopográfica.

Los cauces son de naturaleza efímera y sus prin-cipales colectores son bastante visibles en imágenesaéreas. Al igual que en los sectores más sep-tentrionales (Costa et al., en revisión), la principaldivisoria de aguas está localizada al este de las se-rranías. El patrón de drenaje es radial-dendrítico enla zona de cabeceras, confluye en un colector prin-cipal al atravesar las cerrilladas bajas de Represadel Carmen y termina con un patrón dicotómico-ra-dial en las proximidades del nivel de base del ríoDesaguadero. Dicha divisoria es coincidente con eldenominado Alto Pencoso. Esta discrepancia entreel divorcio de aguas y las principales topografíasserranas derivadas de la acción de estructurasandinas podría sugerir interesantes implicacionestectónicas (migración del frente de levantamiento?).

Serranías menores del sur

Al sur de la sierra de San Luis, aparecen unaserie de serranías bajas compuestas por núcleos debasamento cristalino y por rocas sedimentariasadosadas periclinalmente a los mismos. Estas serra-nías están separadas por los depósitos loessoidescuaternarios y el relieve relativo no supera los 250m. De norte a sur se distinguen:

Sierra de Los Padres: Está ubicada inmediata-mente al sur de la ruta nacional N° 7 y en su consti-tución intervienen casi exclusivamente rocas asig-nadas al Terciario con una cobertura detríticacuaternaria cuspidal. La morfología de estos aflora-mientos está caracterizada por lomas simétricas coninterfluvios agudos y sinuosos. Los valles tienen es-caso desarrollo y en su gran mayoría presentan fon-do plano, tapizados por la abundante sedimentaciónloessoide. En los colectores principales en cambio,puede reconocerse un activo carcavamiento. Pre-domina un patrón de drenaje subdendrítico, en oca-siones con tendencia a pinnado.

La visible coincidencia altimétrica entre losinterfluvios, permite reconstruir una superficie entre


el tope de los afloramientos terciarios y su coberturadetrítica. Se considera que dicha superficie es decarácter erosivo (pedimento?) ya que la misma nocoincide con la actitud estructural de los sedimentoscenozoicos.

Cerro El Lince-Acazape: Domina aquí el re-lieve del basamento cristalino expuesto en el cerrohomónimo, cuya silueta conoide se destaca en la vi-sión panorámica desde las cercanías.

El otro rasgo morfológico importante, lo consti-tuye una escarpa de falla desarrollada en las rocasterciarias subaflorantes inmediatamente al este delcerro (Costa, 1989), cuyas características ya fueronreferidas en el capítulo anterior.

La cerrillada de Acazape está también consti-tuida por rocas del basamento y sedimentitas tercia-rias, con muy escasos afloramientos semicubiertospor la abundante cobertura loessoide.

Sierra de Las Barrancas y Cerro Charlone:Estas serranías presentan un diseño elongado en plan-ta en dirección N-S. Su margen occidental es recti-líneo, mientras que el limite oriental presenta un tra-zo ligeramente cóncavo al oeste. Su constitucióncorresponde a rocas mesozoicas y cenozoicas, ex-cepto un pequeño afloramiento de basamento cris-talino en el sector NO.

Puede reconocerse también una asimetríatopográfica en el perfil transversal a su elongaciónmayor. Ello es debido a la escarpa de falla que do-mina el margen oeste, mientras que hacia el esteafloran sedimentitas con inclinaciones moderadas abajas y disposición homoclinal. En el extremo orien-tal, alcanza a definirse un relieve de cuestas, a ex-pensas de procesos de erosión diferencial entre lasmismas.

El drenaje en el interior de la serranía estáconstituído por cursos efímeros con patrón princi-palmente subdendrítico.

Cerrilladas de Zanjitas: Corresponden alomadas muy bajas, desconectadas entre sí y alinea-das con dirección NE-SO entre el Cerro Charlone yla sierra de Varela. Sus afloramientos solo son visi-bles a lo largo de algunos cauces o en cortes artifi-ciales y su morfología parece estar asociadas a blo-ques basculados.

Sierra de Varela

La sierra de Varela cubre una superficie aproxi-

mada de 56 km2 , con una relación largo/ancho(aspect ratio) de 3,5, elongada en dirección N-S.Su perfil topográfico transversal a esa posición esnotoriamente asimétrico, destacándose su solitariasilueta de las planicies circundantes. La ladera occi-dental constituye la escarpa de falla y frente de le-vantamiento serrano. Pese a lo abrupto de la misma,no aparecen morfologías directamente vinculadascon fallamiento. En la pendiente oriental del bloquese reconoce una buena preservación de la antiguasuperficie de erosión regional, con pequeños parchesloessoides e invasiones locales de médanos.

5. HISTORIA GEOLÓGICA

La ausencia de datos cronológicos impiden tra-zar una historia precisa respecto a la evolución delas litologías más antiguas expuestas en el basamen-to de la sierra de San Luis, las que para Llambías etal (1996) están representadas por los gneises delComplejo Nogolí. Según dichos autores estas rocaspodrían corresponder a terrenos prefamatinianos.Sims et al. (1997) indicaron que dichos materialesconstituyeron una secuencia sedimentariaeocámbrica de margen pasivo, depositada duranteun rifting continental asociado al desmembramientode Laurentia y Gondwana. Junto con esta secuen-cia se produjo la efusión o posterior intrusión de ro-cas máficas que constituyen anfibolitas.

Estas secuencias sedimentarias experimentaronprocesos de deformación y metamorfismo de faciesanfibolitas durante el Ciclo Pampeano (Criado Ro-que et al., 1981b) o durante el Cámbrico o Cámbricoinferior según Sims et al. (1997). Estas rocasmetamórficas constituyeron aparentemente elsustrato deposicional de otra secuencia sedimentariamarina que actualmente constituye las litozonas defilitas y esquistos (Complejo La Florida), cuya edadha sido conocida por una datación reciente realizadaen metavolcanitas intercaladas en las filitas, la quearrojó 429 + 12 Ma (Söllner et al., 1998). Previo alos episodios tectometamórficos famatinianos, estassecuencias fueron intruídas por cuerpos de compo-sición variable entre gabros y tonalitas, caracteriza-dos por Sato et al. (1996) como granitoidespreoclóyicos y para los cuales han sido reconocidascaracterísticas de emplazamiento precinemático(Ortiz Suárez et al., 1992) y geoquímica de arcomagmático (Sato et al., 1996). Las edades de estoscuerpos están comprendidas entre 468 6 6 Ma y 4706 5 Ma U/Pb (Camacho e Ireland, 1997) y 513 6 MaRb/Sr (Sato et al., 1996). Edades semejantes se

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asignan a los cuerpos máficos - ultramáficos que deacuerdo a Brogioni (1994) corresponden a unmagmatismo de retroarco magmático.

Todo este sector cortical estuvo expuesto a unimportante evento metamórfico con magmatismoasociado durante el denominado Ciclo Famatinianoy particularmente asociado con la fase Oclóyica. Esteepisodio es el responsable de la elaboración de lasestructuras metamórficas dominantes en todo el área,que caracterizan a la foliación de filitas y esquistos yconstituyen la denominada F2 en los gneises. Elemplazamiento de el plutón La Escalerilla ha sidoconsiderado previo a esta fase (Ortiz Suárez et al.,1992; Sato et al., 1996; von Gosen y Prozzi, 1996),sin embargo Sims et al. (1997) lo han asociado conlos granitoides devónicos en virtud de una edad de404 6 5 Ma obtenida por Camacho e Ireland (1997).

Las estructuras sobreimpuestas a la improntafamatiniana, asociadas generalmente a zonas de ci-zalla y sistematizadas como F3 , representan condi-ciones corticales de menor temperatura, lo cual indi-caría un ascenso regional generalizado a partir delDevónico superior. Ello es consistente con la asig-nación a esta época de la generación de importantesprocesos de cizalla y milonitización, referidos porSims et al. (1997) como Ciclo Achaliano.

Se conoce que la región ya era una zona ex-puesta a los procesos exógenos durante elCarbonífero, teniendo en cuenta los depósitos conti-nentales aflorantes en Bajo de Véliz, al norte delárea estudiada. Según Jordan et al. (1989), éstosfueron depositados en depresiones intermontanas,previo al desarrollo de la superficie de erosión regio-nal actualmente expuesta.

Las secuencias volcaniclásticas de la Forma-ción Cerro Varela, representativas del volcanismogondwánico mejor expuesto en el ambiente andino,afloran a pocos kilómetros del borde austral de estaHoja Geológica (Flores, 1969; Costa et al., 1998) ytambién han sido descriptas en el subsuelo, apoyan-do sobre el basamento cristalino (Flores, 1969; Flo-res y Criado Roque, 1972; Criado Roque et al.,1981a). Las relaciones de campo expuestas en elsur de la sierra de Varela no han permitido constatarsi ya se había desarrollado la superficie de erosiónque caracteriza al basamento cristalino, aunque lassecciones sísmicas muestran una suave superficieinfrayacente, sugiriendo tal situación. Los citadosautores también destacaron la presencia de lassedimentitas triásicas que caracterizan a la denomi-nada subcuenca de Cacheuta en la provincia deMendoza. Esta situación sugiere que los procesos

de rifting que caracterizaron la evolución de algunossectores del oeste argentino, se extendieron tambiéna la provincia de San Luis.

Uliana et al. (1989) indicaron que durante elCretácico, otro proceso de extensión continental vin-culado con la apertura atlántica dió lugar a la gene-ración de cuencas, que en el oeste argentino se lo-calizaron al oriente de los depocentros triásicos, conuna elongación submeridiana. En la zona de estudiolos depocentros principales estuvieron alineados se-gún el eje que actualmente representan las serra-nías occidentales, desde la Cerrillada de Las Cabrashasta la sierra de La Huerta en la provincia de SanJuan. En esas cuencas de geometría tipo hemigrabense depositó la secuencia asignada al Grupo El Gi-gante. La información del subsuelo indica que losmismos apoyan sobre los registros triásicos, por loque podría considerarse un hiatus en la sedimenta-ción durante el Jurásico. Sin embargo no se descar-ta que los términos.más inferiores del Grupo El Gi-gante pudieran corresponder a pisos más altos deeste período.

Se interpreta que las secuencias psefíticas re-presentadas por las Formaciones Los Riscos y LaCruz junto con las facies distales asociadas (Forma-ciones El Jume y El Toscal) correspondieron a de-pósitos de sinrift en cuencas continentales de am-bientes áridos-semiáridos, con eventuales períodosde calma tectónica representados por los registrosde la Formación La Cantera. Los términosconglomerádicos han sido interpretados como típi-cos depósitos de ambiente pedemontano, mientrasque los restantes depósitos corresponden a planiciesaluviales distales, comprendiendo la transición a de-pósitos de playas y lagos o lagunas someras.

La Formación Lagarcito corresponde a la eta-pa de relleno final o «sagging» de esta cuenca, ocu-rrida durante los términos más altos del Cretácicoinferior, también bajo el predominio de climas ári-dos-semiáridos.

Durante el Terciario la región recibió un impor-tante aporte sedimentario. En las Serranías Occiden-tales, serranías menores del sur y sectores aisladosde la Depresión Longitudinal Central, estos depósitosparecen estar asociados con planicies aluviales deprobable procedencia occidental, producto de los even-tos orogénicoa andinos. En el extremo sur de la sierrade San Luis (Potrero de los Funes, Las Chacras, Cruzde Piedra), las respuestas sedimentarias atribuidas alas Formaciones San Roque y Cruz de Piedra hansido interpretadas como el resultado de movimientoslocales de bloques de basamento.


Varios autores han propuesto que las principa-les fases de deformación andinas tuvieron tambiénimportancia en esta región (Criado Roque et al.,1981b; Costa, 1992), aunque no se dispone aún desuficiente información para discriminar los efectosde las mismas. Como consecuencia de ello se pro-dujo el levantamiento del bloque de la sierra de SanLuis y el plegamiento de las secuencias meso-cenozoicas con núcleos asociados de basamento enlas Serranías Occidentales y serranías menores delsur. Este plegamiento vinculado con la propagaciónde fallas preexistentes determinó también la inver-sión tectónica de las estructuras extensionalesmesozoicas. En opinión de los autores recién men-cionados el principal evento de deformación y as-censo serrano está referido a la Fase Diaguítica(Plioceno-Pleistoceno). En el ámbito de las serra-nías del oeste y sur, las secuencias asignadas a laFormación San Roque se apoyan con escasa o nulaangularidad sobre las rocas mesozoicas, aún en elflanco activo de los pliegues, acompañando la geo-metría de las macroestructuras. Ello sugiere que ladeformación principal ocurrió con posterioridad a ladepositación de estas rocas (Post Mioceno?).

El predominio de climas áridos-semiáridos duranteel Cuaternario, junto con las modificaciones del pai-saje ya mencionadas, determinaron un abundante de-sarrollo de sedimentos asociados con planiciesaluviales y playas, en estrecha asociación con la abun-dante depositación eólica que caracteriza a la región.

6. SITIOS DE INTERES GEOLOGICO

El Peñón-Punta de Sierra

En este sector, ubicado en el extremo sur de lasierra de El Gigante, afloran las secuenciassedimentarias del Grupo El Gigante, donde se desta-ca por su peculiar silueta el promontorio conocidocomo El Peñón o El Mogote, desarrollado en losconglomerados de la Formación la Cruz. Al pie deEl Peñón afloran semicubiertas por derrubios lasotras unidades del Grupo El Gigante, dentro de lascuales se descatan las areniscas y pelitas de la For-mación la Cantera.

Potrero de los Funes

Desde el boulevard de acceso al hotel homóni-mo se tiene una visión panorámica hacia el norte.Desde allí pueden observarse los distintos hábitosmorfológicos de la ladera serrana que remata en elcerro Valle de Piedra y que son debidos a escalonestopográficos asociados al sistema de fallas de ladepresión de Potrero de los Funes. Al borde del ca-rril de salida del hotel se expone el plano de la fallaPotrero sur, con abundantes productos cataclásticos,cuyos movimientos han plegado por arrastre a laFormacione San Roque y al Fanglomerado delPotrero.

Sierra de Las Barrancas

En el arroyo Las Barrancas se expone una sec-ción contínua del Terciario de la región (FormaciónSan Roque), conformando un anticlinal asimétricocon núcleo de rocas mesozoicas.

Salinas de El Bebedero

Accediendo a la salina desde la ruta nacionalNº 7, se atraviesan los cordones litoralesconchilíferos correspondientes a la unidad de Pla-ya Marginal, para ingresar luego al sector de unatípica playa limosa salina y finalmente a los depósi-tos evaporíticos, donde se desarrollan actividadesde explotación de sal.

La Florida - Virorco

En el camino de circuvalación del embalse LaFlorida se puede observar, de este a oeste, el pasode filitas a esquistos (Complejo La Florida) intruídospor numerosos cuerpos pegmatíticos y algunosgranitoides.

Más al oeste se puede acceder a laEstanciaVirorco, donde se encuentran metamorfitasde más alto grado metamórfico, junto con rocasmáficas y milonitas. En esta zona, como algo al sur,en la mina Las Aguilas, se encuentran antiguas ex-plotaciones mineras.

0 50 100 km

Salina delBebedero

Justo Daract

Sampacho

BuenaEsperanza

Veinticincode Mayo

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jgaldo@mecon

Figura 1: Mapa de ubicación Hoja San Luis

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