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278 Revista de la Asociación Geológica Argentina 67 (2 ): 278 - 300 (2010)

ARTÍCULO INVITADO

EL VOLCANISMO CUATERNARIO EN EL RETROARCO DE PAYENIA: UNA REVISIÓN

Eduardo J. LLAMBÍAS1, Gustavo W. BERTOTTO2, Corina RISSO3 e Irene HERNANDO1

1 Centro de Investigaciones Geológicas - UNLP-CONICET. E-Mail: [email protected], [email protected] INCITAP -UNLPam-CONICET. E-Mail: [email protected] Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires. E-Mail: [email protected]

RESUMEN La provincia basáltica Payenia se desarrolló al pie de los Andes entre 33º40´S y 38ºS. Es una típica asociación de retroarco condos picos de actividad, el más antiguo es mayormente mioceno (26 a 8 Ma) y el más joven es Plioceno - Holoceno (<5 Ma).Su mayor desarrollo areal se encuentra en una faja N-S, deprimida, situada al pie de los Andes, que hemos denominado de-presión central. Al norte de 36º20´S fue descripta como depresión de Los Huarpes, la cual se caracteriza por albergar unacuenca sedimentaria cenozoica, parcialmente deformada, de alrededor de 1000 m de espesor. Hacia el sur de esta latitud el re-lleno sedimentario cenozoico desaparece y los basaltos se apoyan sobre el Cretácico tardío o Paleógeno temprano. La activi-dad volcánica se desarrolló, además, en el borde occidental del bloque de San Rafael, y en la faja plegada y corrida, al pie delos Andes. Payenia está integrada por más de 800 conos basálticos monogenéticos y por unos pocos conos poligenéticos com-puestos por rocas diferenciadas y alimentados desde cámaras magmáticas superficiales. Entre los volcanes poligenéticos se en-cuentran: Chachahuén, mioceno (7 a 5 Ma), compuesto por andesitas riodacitas y basaltos de alto potasio con anfíbol; ElNevado, plioceno, compuesto por andesitas, traquiandesitas basálticas, traquitas dacitas y riolitas con afinidad calcoalcalina yPayún Matrú, pleistoceno superior hasta holoceno, compuesto por traquitas, traquiandesitas y traquibasaltos. En el extremosur de la depresión central se encuentra el escudo basáltico de Auca Mahuida, pleistoceno (1,7 a 0,88 Ma), compuesto por tra-quibasaltos, traquiandesitas basálticas y traquiandesitas. Este escudo está alineado con los volcanes Tromen y Domuyo con-formado un cinturón volcánico NO oblicuo a los Andes, cuyo límite sur en parte coincide con el lineamiento Cortaderas.Varios conos monogenéticos son hidromagmáticos y algunos pocos contienen pequeñas inclusiones del manto. La provinciabasáltica de retroarco Payenia comienza al sur de la subducción plana pampeana y coincide, al menos en el Cuaternario, conla disminución de la altura de la cordillera. Este cambio de altura podría haber sido facilitado por a un mayor gradiente geo-térmico respecto al del tramo de subducción plana, cuya litósfera, más fría, habría permitido soportar mayor carga que en eltramo con subducción empinada, ablandada térmicamente. Desde un punto de vista tectónico ha sido atribuido a una menorcontracción orogénica. Volcanismo holoceno en Payenia solamente existe en Payún Matrú. El elevado gradiente térmico queexiste aquí puede estar relacionado con la segmentación de la depresión central, que separa la cuenca cenozoica de LosHuarpes, al norte, del segmento sur sin acumulación sedimentaria de esta edad. El único signo visible en superficie de estasegmentación es la falla E-O La Carbonilla, desarrollada a ambos lados del volcán Payún Matrú. Otros autores han explicadoesta anomalía geotérmica como un proceso de adelgazamiento y estiramiento cortical en conjunción con inyección de aste-nósfera caliente.

Palabras clave: Payenia, retroarco, volcanismo basáltico, Neógeno, Payún Matrú.

ABSTRACT: Retroarc Neogene volcanism at Payenia: A review. The Payenia basaltic province is a typical retroarc association developedalong the foothills of the Andes between 33º40´S and 38º00’S. It records two main events, an older, mostly Miocene one (26to 8 Ma) and a younger Pliocene to Holocene one (younger than 5 Ma). It covers an N-S lowland belt named here the centraldepression. To the North of 36°20’S, the region was described as Los Huarpes depression, a partially deformed sedimentarybasin characterized by a 1000 m-thick, undifferentiated Cenozoic sequence. To the south, Upper Cretaceous to LowerPaleogene layers, instead of the undifferentiated Cenozoic deposits, are covered by basalts. The volcanism additionally coversthe western side of the San Rafael Block as well as the fold and thrust belt of the Andean foothills. The Payenia province con-sists of more than 800 monogenetic basaltic cones, and scarce polygenetic volcanos fed by shallow magmatic chambers. Amongthe latter, the following examples can be mentioned: Miocene Chachahuén volcano (7 to 5 Ma), composed of andesites, rhyo-dacites and basalts with high-K and amphibole; Pliocene El Nevado volcano, with calc-alkaline, basaltic trachyandesites, trachy-tes, dacites and rhyolites; and Upper Pleistocene to Holocene Payún Matrú volcano, composed of trachytes, trachyandesites andtrachybasalts. The southernmost area of the central depression is covered by the Pleistocene, Auca Mahuida basaltic shield (1.7to 0.88 Ma), consisting of trachybasalts, basaltic trachyandesites and trachyandesites. This shield is aligned with Tromen andDomuyo volcanos, defining an NW-SE volcanic belt, oblique to the Andes, whose southern tip corresponds to the Cortaderas

lineament. Some of the monogenetic cones are of hydromagmatic origin, whereas a few others exhibit small mantle inclusions.The Payenia retroarc province develops to the south of the Pampean flat slab segment, where the heights of the Andes aresmaller. This height difference might have been caused by a higher thermal gradient that softened the crust in the steeper sub-duction segment, while the colder lithosphere in the flat slab segment allowed greater crustal thickening and height. From thetectonic point of view the height difference has been attributed to a smaller orogenic contraction in the southern segment.Holocene volcanism appears exclusively at Payun Matru volcano. The associated thermal anomaly may explain the segmenta-tion of the central depression, separating the Cenozoic Los Huarpes basin in the north and the section without coeval sedi-mentation in the south. The only surface evidence of this segmentation is the E-W, La Carbonilla fault, running both sides ofthe Payun Matru volcano. Other authors have explained this thermal anomaly as a process of crustal thinning and stretchingassociated with hot injection from the asthenosphere.

Keywords: Payenia, retroarc, basaltic volcanism, Neogene, Payún Matrú.

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INTRODUCCIÓN

La cordillera de los Andes que bordeaSudamérica es consecuencia de la sub-ducción de varias placas oceánicas pordebajo de este continente. El desarrollodel arco magmático que acompaña esteaccidente geográfico es por su extensiónuno de los más largos del mundo y for-ma parte del cinturón de fuego que bor-dea al océano Pacífico. A pesar de estaenorme extensión, la actividad volcánicaen el retroarco en el Cuaternario tiene es-caso desarrollo. Al sur del segmento desubducción plana Pampeana (Ramos2009) se desarrolló a partir del Cuater-nario temprano un abundante volcanis-mo basáltico que perduró hasta el Holo-ceno (González Díaz 1972b, Inbar y Ri-sso 2002, Germa et al. 2010). El reducidovolumen eruptado durante el Holoceno ysu distribución localizada en los alrede-dores del volcán Payún Matrú indica quela actividad magmática en el retroarco es-taría llegando a su fin. Es posible que laenergía disponible para transportar elmagma desde su entrampamiento hastala superficie ya no sea suficiente, por locual los últimos eventos magmáticos pu-dieron haber cristalizado en el interior dela corteza como pequeños cuerpos intru-sivos, tal vez con características alcalinasmás acentuadas que las de las erupcionesmás antiguas.La actividad volcánica de retroarco, do-minantemente basáltica olivínica alcalina,se desarrolló al sur del segmento de sub-ducción plana Pampeana, a partir de33º40´S, y continuó sin interrupción has-ta la latitud de 52ºS, alcanzando el extre-

mo sur de Sudamérica. En esta amplia re-gión se pueden distinguir dos segmentos,el de Payenia, entre 33º40´S y 38ºS y el dePatagonia, que se extiende entre 40º y52ºS. En ambas regiones los basaltos oli-vínicos son dominantes y una diferencianotable es que en Payenia la actividadvolcánica afectó solamente el borde occi-dental del antepaís mientras que en Pata-gonia el mayor desarrollo está en el ante-país, en una posición muy alejada de lazona de subducción. Payenia se encuen-tra a 500 km de la trinchera oceánica, conun ancho de 130 km, mientras que la par-te más alejada en Patagonia está a 800 kmde la trinchera con un ancho de 400 km.La transición entre ambos ambientes pa-rece ser brusca, coincidente con una tec-tónica oblicua al rumbo del arco magmá-tico andino (Fig. 1). Otra diferencia im-portante es que en Payenia la actividadvolcánica cuaternaria es dominante mien-tras que en Patagonia tiene pobre des-arrollo.

ANTECEDENTESGEOLÓGICOS

En el sureste de Mendoza y norte delNeuquén la actividad ígnea tanto en elarco como en el retroarco fue intensa apartir del Mioceno (Groeber 1946, 1947),con un pico en el Plioceno-Cuaternario.Polanski (1954) reunió las amplias llanu-ras volcánicas del sureste de Mendozacon el nombre de Payenia (Fig. 2) y lascomparó con las provincias volcánicas dePatagonia, concluyendo que era la “Pata-gonia Mendocina”. Este desarrollo vol-cánico de retroarco también llamó la aten-

ción de Bermúdez y Delpino (1989), quie-nes agruparon las unidades volcánicas enla provincia basáltica Andino-Cuyana y ladescribieron como una provincia basálti-ca olivínica alcalina. Durante el Miocenose desarrolló un amplio plateau basáltico-andesítico de más de 23.000 km2 de ex-tensión, cuyos afloramientos se distribu-yen en la actual cadena andina (alrededo-res del Domuyo-río Barrancas) y al pie dela misma, como en la sierra de Palaocó,donde alcanza espesores cercanos a losmil metros, incluyendo intercalaciones

Figura 1: Mapa de Sudamérica donde se indicael volcanismo activo de la cordillera de losAndes y el volcanismo cuaternario tardío de laregión situada detrás del arco, entre las cuales seencuentra la provincia volcánica de Payenia, de-finida por Polanski (1954), y la de Patagonia. Ladenominación de los segmentos de subducciónplana es según Ramos (2009).

sedimentarias (Groeber 1947, Bettini1982, Silvestro y Atencio 2009). La reali-zación de numerosas dataciones radimé-tricas (Cobbold y Rosello 2003, Kay et al.2006a, Galland et al. 2007, Folguera et al.2009, Quidelleur et al. 2009, Germa et al.2010) permitió detectar una casi continuaactividad ígnea, con excepción del Mio-ceno tardío-Plioceno Temprano, cuandola actividad fue casi nula. Mediante estu-dios geoquímicos, tectónicos, y nuevasdataciones (Kay y Copeland 2006, Kay etal. 2006a, b) revelaron que a partir de los20 Ma comenzó un ciclo en que el ángu-lo de subducción se hizo más somero yvolvió a inclinarse a partir de los 5 Ma. Aeste período Ramos (2009) lo llamó sub-ducción plana de Payenia. A partir delPlioceno el volcanismo comenzó a au-mentar su actividad hasta el máximo delCuaternario, época en que se labró la ac-tual morfología de la depresión central.Durante los últimos 14 ka la actividadvolcánica tuvo un área de dispersión me-nor que en el Pleistoceno, ya que se en-cuentra únicamente en la región del Pa-yún Matrú y en el volcán Tromen.

UNIDADES MORFOTEC-TÓNICAS AFECTADASPOR EL VOLCANISMO DERETROARCO CUATERNARIOEN PAYENIA

La actividad volcánica de Payenia sobre-pasa la faja central deprimida del retroar-co (Fig. 3) y se expande masivamente enel antepaís. También afectó el borde orien-tal de la faja plegada de Malargüe y pene-tra en ella a lo largo de corredores ONO,aunque con volumen reducido, como ocu-rre en el río Salado (Fig. 4) y en La Pasa-rela (Fig. 5).Los antecedentes geológicos de las uni-dades afectadas por la actividad del retro-arco serán descriptos de acuerdo con lasunidades geotectónicas que lo delimitan:antepaís, depresión central y cinturón oro-génico.

AntepaísEl antepaís está representado por el blo-

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Figura 2: Distribución de conos volcánicos en la provincia volcánica basáltica Payenia, cuyo am-biente tectónico es de retroarco.

que de San Rafael, el cual está constitui-do por varias unidades con edades com-prendidas entre el Proterozoico superiory el Triásico inferior alto (Cingolani et al.2001, Llambías et al. 1993). La unidad másantigua incluye unidades ígneas y meta-mórficas mesoproterozoicas, cubiertas porsedimentitas calcáreas y siliciclásticas delOrdovícico e intruidas por diabasas tam-bién ordovícicas. Le suceden unidades

sedimentarias a metamórficas silúrico-de-vónicas, intruidas por un plutón devóni-co. La sedimentación continental del Car-bonífero superior cubre parcialmente lasunidades anteriores. Sobre una superficiede erosión amplia se depositaron duranteel Pérmico las unidades volcánicas y sedi-mentarias del Grupo Choiyoi. En discor-dancia se apoyan sedimentitas y volcani-tas triásicas y sobre ellos las sedimentitas

terciarias de la Formación Aisol (Gonzá-lez Díaz 1972a).

Faja deprimida central y depresión delos HuarpesLa faja topográfica deprimida, o abrevia-damente depresión central, que se extien-de de norte a sur al pie de los Andes bor-deando las fajas plegadas y corridas deMalargüe y Agrio entre 34º y 38ºS (véase

El volcanismo cuaternario en el retroarco de Payenia: una revisión 281

Figura 3: a) Unidades geomorfológicas y tectónicas más importantes del sur de Mendoza y norte del Neuquén. En este esquema solamente se hanrepresentado los volcanes poligenéticos. El límite del antepaís está señalado por línea cortada. El límite de la faja plegada y corrida de Malargüe(mayormente mioceno) en línea de puntos y el límite de la faja plegada y corrida de Agrio (mayormente Cretácico tardío) en línea de guiones largos.La depresión central está comprendida entre el antepaís y la faja plegada de Malargüe, hasta Auca Mahuida. Incluye la depresión de Los Huarpes(Polanski) y la subcuenca Llancanelo, originalmente estaba incluida en la depresión de Los Huarpes. La terminación norte de la faja plegada Agrioy la terminación sur de la faja plegada Malargüe están basados en Zamora Valcarce (2006). El Granito Palao (Llambías et al. 1978) se encuentra en elnúcleo de un braquianticlinal y posiblemente es un lacolito similar al del Domuyo; b) Ventana de la imagen DEM PIA 0388, JPL, Nasa, que muestrala depresión central, delimitada por línea cortada gruesa. La depresión de Los Huarpes (1 y 2) contiene cerca de 1000 m de sedimentitas cenozoicas(Polanski 1954; 1964, Kozlowski et al. 1993). Separa el bloque de San Rafael o antepaís de la cordillera de los Andes. En 2 se muestra la subcuencade Llancanelo, que concentra la mayor densidad de conos basálticos de Payenia con edades del Pleistoceno tardío a Holoceno. En 3 la depresióncentral carece de depósitos cenozoicos. T = complejo Tromen-Tilhue; P = Granito Palao; D = Complejo Domuyo.

Fig. 3b), es un elemento característico deun ambiente tectónico de retroarco. Alsur de los 36ºS esta faja deprimida pierdedefinición porque el antepaís, que la deli-mita por el este, desaparece, ya sea por-que se hunde o porque se desvía hacia elsureste, como lo evidencian los aflora-mientos de la provincia de La Pampa(bloque de Las Matras, Sato et al. (2000)).Desde el volcán Payún Matrú hacia elnorte la depresión central fue descriptacomo depresión de los Huarpes por Po-lanski (1954, 1964). La misma está relle-na por sedimentitas terciarias y cuaterna-rias continentales (Polanski 1964, Koz-lowski et al. 1993) y conforma una cuen-ca de retroarco. Al sur del río Salado (35º13´S) la depresión de los Huarpes tienedrenaje endorreico, con un centro depri-mido en la laguna de Llancanelo (véaseFig. 2). Debido a esta característica dis-tintiva describiremos a esta depresión co-mo subcuenca Llancanelo que, además,se diferencia del resto de la depresión deLos Huarpes por contener la mayor den-sidad de conos basálticos y coladas cua-ternarias del retroarco de Payenia.La depresión de Los Huarpes al norte delrío Salado alberga alrededor de mil me-tros de sedimentitas terciarias y cuaterna-rias y contiene conos monogenéticos y co-ladas basálticas dispersas (Polanski 1964).Separa al bloque de San Rafael de la cor-dillera andina hasta que desaparece abrup-tamente a la latitud de 34º13´S. Poco alnorte de este lugar, perforaciones de YPFrevelaron que el Carbonífero se encuen-tra a una profundidad de 1800 m (Polan-ski 1964) confirmando que la termina-ción norte del bloque de San Rafael espor falla, con labio hundido al norte. Lasestructuras de amplios pliegues (Fig. 6)en el relleno terciario revelan la existenciade una tectónica compresiva neógena(Kozlowski et al. 1993), tectónica que haperdurado hasta el Cuaternario (Cortés ySruoga 1998).La subcuenca de Llancanelo está delimi-tada hacia el este por los afloramientosdel bloque de San Rafael y hacia el oestepor el frente orogénico de la faja plegaday corrida de Malargüe. El espesor sedi-


Figura 4: Volcanes monogenéticos de andesita basáltica olivínica en la faja plegada y corrida deMalargüe en el río Salado. El estilo eruptivo, la presencia de olivina y fenocristales diminutos deplagioclasa permiten correlacionarlos con los de la depresión central. La ubicación de la fallanormal El Infiernillo y del frente orogénico se ha basado en Giampaoli et al. (2002). ImagenLandsat 7ETM provista por la CONAE.

Figura 5: Volcanes monogenéticos del Pleistoceno tardío y Holoceno en la faja plegada y corridade Malargüe al oeste del Payún Matrú. Están constituidos por basaltos olivínicos, similares a losde la depresión central. El frente orogénico no se observa por estar cubierto por las erupcionesvolcánicas, estimándose que pasa por el faldeo occidental del Payún Matrú. La línea blanca depuntos señala la posible prolongación de de la falla La Carbonilla, al este de este volcán. ImagenLandsat 7ETM provista por la CONAE.

mentario cenozoico ha sido estimado en1000 m (Ostera y Dapeña 2003). En elentorno occidental de la laguna Llanca-nelo las perforacioners de YPF han reve-lado que el Cenozoico tiene espesorescon fuertes variaciones, entre 0 y 1275 m(C. Colo y R. Calegari com. pers., YPF 2010),evidenciando un paleorelieve irregular,con un promedio (n = 44) de 737 m. Enel yacimiento Fortunoso, al noroeste delPayún Matrú el espesor es de alrededorde 1000 m (Manacorda et al. 2002). Alnorte del río Atuel los espesores del Ce-nozoico también oscilan alrededor de los1000 m (Polanski 1964, Koszlowski et al.1993).La depresión central al sur del Payún Ma-trú carece de relleno cenozoico y comoya se mencionó, pierde definición espa-cial por ausencia del antepaís. Las rocasvolcánicas se apoyaron directamente so-bre unidades cretácicas y paleógenas, co-mo en Chachahuén y Auca Mahuida, osobre delgados depósitos de terrazas cua-ternarias, como ocurre en el volcán LosLoros (37º11´S, 69º03´O; Fig. 7) marcan-do una importante diferencia con la de-presión de Los Huarpes, ya que en estetramo no se desarrolló una cuenca de re-troarco cenozoica como la que se en-cuentra al norte del Payún Matrú. Al sur del escudo de Auca Mahuida la ac-tividad volcánica cenozoica desaparece.Este drástico cambio coincide con el li-neamiento Cortaderas (Ramos 1978) ocon el borde sur del cinturón Tromen-Domuyo, el cual, como se verá más ade-lante, es una estructura oblicua a los An-des que marca un cambio importante enlos rasgos geológicos al norte y al sur delmismo. La depresión central y el volca-nismo de retroarco desaparecen al sur deAuca Mahuida.

Cinturón orogénicoEl cinturón orogénico comprende la re-gión montañosa de la cordillera de losAndes está conformado por la CordilleraPrincipal y al norte de 34º40´S por laCordillera Frontal que se encuentra ado-sada a la Cordillera Principal. La activi-dad volcánica equivalente en composi-

ción y edad a la del retroarco se encuen-tra cortando las estructuras de la faja ple-gada y corrida de Malargüe (Kozlowski etal. 1993), el flanco oriental del cordónmontañoso. La Cordillera Frontal se caracteriza por elextraordinario volumen de rocas ígneas

mesosilícicas a silícicas neopaleozicas,pertenecientes a la provincia magmáticaChoiyoi. Al sur de 34º40´S desaparececomo una unidad tectono-estratigráfica(Caminos 1979) y solamente se encuen-tran asomos aislados de sus unidades, ex-humadas durante la tectónica compresiva


Figura 7: Brechas (3) producidas por la erupción hidromagmática del volcán Los Loros (37º11´S;69º03´O). Se asientan sobre los depósitos de la antigua terraza del río Colorado (2), colgada 85 msobre la terraza actual, los cuales a su vez se apoyan sobre el Grupo Neuquén (1). La ausencia deuna cuenca sedimentaria cenozoica distingue a este segmento de la depresión central de la cuencade Los Huarpes.

Figura 6: Perfiles simplificados según Kozlowski et al. (1993) que muestran la faja plegada y co-rrida de Malargüe y las cuencas cenozoicas plegadas en el extremo sur de la depresión de LosHuarpes, subcuenca de Llancanelo.

cenozoica. En el extremo norte del retro-arco las rocas más antiguas de la Cordi-llera Frontal pertenecen a la FormaciónLas Lagunitas, en la cual Tickyj et al. (2009)describieron una fauna de graptolites or-dovícica superior. Más al norte, en el Cor-dón del Portillo (33º40´S), las unidadesmás antiguas son metamorfitas (Caminos1993) del Mesoproterozoico (Ramos yBasei 1997). La ausencia de estas rocasmetamórficas en el borde norte del re-troarco puede ser explicada por el hun-dimiento hacia el sur de la CordilleraFrontal. La Cordillera Principal está compuesta ensu mayor parte por terrenos meso-ceno-zoicos con aislados afloramientos pérmi-cos del Grupo Choiyoi, exhumados du-rante la tectónica compresiva que modelóla faja plegada de Malargüe. En las nacien-tes de la quebrada del Deshecho (~35º12´S, 70º8’O) Aparicio (1948) descri-bió sedimentitas paleozoicas pre-Choiyoisin precisar la edad. En el arco volcánicopleistoceno se destaca el complejo volcá-nico Diamante-Maipo, con la caldera delDiamante, de 20x16 km de diámetro, conuna edad determinada por fission track encircones de 0,45 ± 0,07–0,06 Ma (Stern etal. 1984) y el estrato-volcán Maipo, des-arrollado en su borde occidental, cuyas úl-timas erupciones son más jóvenes que0,014Ma (Sruoga et al. 2005). El volcánTupungato (33º21´S, 69º46´O), poco másal norte del Maipo, marca la finalizacióndel arco volcánico cuaternario debido alcambio del ángulo inclinación de la placasubducida, que hacia el norte tiende a sersubhorizontal (Cahill e Isacks 1992).La faja corrida y plegada de Malargüe esuna importante estructura compresivacon intensa actividad en el Mioceno tar-dío (Silvestro y Kraemer 2005) que se en-cuentra al pie de los Andes. Se extiendedesde el cinturón Cortaderas, en el extre-mo sur de Mendoza hasta la latitud delvolcán Maipo (Kozlowski et al. 1993). Enel río Salado (Giampaoli et al. 2002) y enLa Pasarela la faja plegada ha sido afecta-da por el volcanismo de retroarco (véaseFigs. 4 y 5). En ambas localidades los co-nos monogenéticos se alinean al NO,

aunque también lo hacen en sentido N-S,siguiendo las estructuras andinas.

El lineamiento Cortaderas y el cintu-rón volcánico Tromen-DomuyoEl lineamiento Cortaderas, originalmentepropuesto por Ramos (1978) como el li-neamiento Chillán-río Neuquén-Corta-deras, ha sido descripto para explicar lasmarcadas diferencias geológicas entre elsur de Mendoza y el norte del Neuquén(Ramos y Kay 2006, Kay et al. 2006). Lamayor de ellas es la disminución hacia elsur de la deformación contraccional de lafaja plegada y corrida de Malargüe, conun pico de actividad en el Mioceno tardío(Groeber 1946, Cobbold y Rosello 2003,Orts y Ramos 2006), coincidente con lainterrupción hacia el norte de la faja ple-gada y corrida de Agrio, cuya fase princi-pal fue en el Cretácico tardío, y se reacti-vó en el Mioceno tardío (Ramos 1998, Za-mora Valcarce et al. 2006). A pesar que ellineamiento Cortaderas no tiene una cla-ra definición en superficie, fue descriptocon una traza casi lineal con rumbo nor-oeste, que pasaría por el extremo sur dela Cordillera del Viento, por Chos Malal,por el sur de Huantraico y al sur del es-cudo basáltico de Auca Mahuida. La única evidencia del lineamiento Corta-deras fue descripta por Cobbold y Rose-llo (2003) en las proximidades del cerroTormenta (37º35´S, 69º49´O). Aquí se tra-ta de un corrimiento con vergencia al nor-este como parte de este lineamiento. Deacuerdo con los estratos de crecimientodepositados en el bloque bajo, cubiertospor el plateau basáltico de Palaoco, laedad podría ser eocena (Ramos y Barbieri1981) o miocena inferior (Kay y Cope-land 2006). Sin embargo, es prematuroconcluir que este corrimiento representaal lineamiento Cortaderas.Justo al norte del lineamiento Cortaderas(véase Fig. 3) se encuentra un cinturónvolcánico, que denominaremos Tromen-Domuyo, de orientación NO, con un an-cho de 40 por 60 km, que contiene gran-des volcanes: Tilhue (2.578 m s.n.m.), silí-cico; Tromen (4.114 m s.n.m.), andesítico;y Domuyo (4.702 m s.n.m.), riolítico, jun-

to con el lacolito de monzogranito Palao(3.583 m s.n.m.), todos ellos de edad pleis-tocena (Llambías et al. 1978). Estos gran-des volcanes están acompañados por nu-merosos conos monogenéticos basálti-cos, de similar edad. La intensidad de laactividad magmática en este cinturón seinfiere por la altura de los volcanes res-pecto a la superficie, la cual revela laenergía disponible en la corteza superiorpara llevar el magma hasta esas alturas.La intensa actividad magmática en estecinturón sugiere alta permeabilidad de lacorteza, indispensable para facilitar el as-censo de magmas viscosos. Esto significaque en el nivel superior o frágil de la cor-teza hubo importantes fracturas por lascuales se escurrió el magma. Lamenta-blemente muchas de ellas están ocultaspor la actividad magmática cuaternaria,pero es posible que la estructuraciónoblicua al rumbo de los Andes represen-te una transferencia de esfuerzos durantela compresión. Localmente Cobbold yRosello (2003) describieron fallas com-presionales N-S, como la del flanco orien-tal de Tromen, las cuales según estos au-tores todavía podrían estar activas. Pocose conoce acerca de la relación de estasfallas con el rumbo noroeste del cintu-rón.La faja andesítica paleógena, vinculadacon la faja plegada de Agrio, aflora a lolargo del río Curileuvú hasta las proximi-dades del flanco sur del volcán Domuyo(Llambías et al. 1978, Franchini et al. 2003,Galland et al. 2007) y no se interrumpe enel lineamiento Cortaderas. Algo similarocurre con la faja plegada de Malargüe,que se extiende hacia el sur hasta Huan-traico. Por lo tanto, en el cinturón volcá-nico Tromen-Domuyo coexisten ambasfajas plegadas: la cretácica y la miocena(Zamora Valcarce 2006).La edad pleistocena de los grandes cen-tros volcánicos y de los conos monoge-néticos de este cinturón volcánico sugie-re para esta época un gradiente geotérmi-co elevado, el cual habría facilitado lafracturación. La coexistencia de cámarasmagmáticas superficiales como las del Til-hue, Palao y Domuyo, conjuntamente

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con fuentes magmáticas profundas, evi-denciadas por los conos monogenéticos,implica que la fracturación fue profunda yhabría afectado la totalidad de la corteza. De acuerdo con Ramos y Barbieri (1988),Cobbold y Rosello (2003) y Kay y Cope-land (2006), la actividad magmática den-tro del cinturón también fue intensa du-rante el Mioceno y Plioceno, por lo cuales posible inferir una larga permanenciade este cinturón volcánico en el tiempo.

LA ACTIVIDAD VOLCÁNICAEN EL RETROARCO

La gran mayoría de las erupciones del re-troarco de Payenia son monogenéticas,compuestas por un pequeño cono debombas y escoria y una colada de dimen-siones variables. La alineación de conospermite inferir que muchas de las erup-ciones son de tipo fisural, con un rumbofrecuente ONO oblicuo al eje de la cor-dillera. La composición dominante es ba-sáltica olivínica, que a diferencia de losbasaltos de Patagonia contiene nóduloslherzolíticos pequeños y escasos.Volcanes cuaternarios poligenéticos, degran tamaño y altura, son relativamenteescasos. Se distribuyen en la faja deprimi-da central y en el antepaís y no se los hareconocido en la faja plegada de Malar-güe. Los volcanes Diamante (2.300 ms.n.m.), Payún Matrú (3.680 m s.n.m.),Payún Liso (3.715 m s.n.m.) y Auca Ma-huida (2.258 m s.n.m.) están distribuidosa lo largo de la depresión central, mien-tras que El Nevado (3.833 m s.n.m.) es elúnico que se encuentra en el antepaís. Laubicación del volcán Chachahuén es du-dosa puesto que se han descripto asomosde la Formación Agrio (Padula 1948) enniveles topográficos muy altos, pudiendoestar relacionado a una fase compresivacomo la descripta por Galland et al. (2007)para el volcán Tromen. Cada uno de es-tos volcanes revela la existencia de unacámara magmática superficial que albergamagmas con composiciones más diferen-ciadas que los basaltos y en consecuenciamucho más viscosas. A su vez, la existen-cia de estas cámaras magmáticas diferen-

ciadas presupone la localización puntualde gradientes térmicos elevados. La con-temporaneidad de estas cámaras magmá-ticas con las erupciones basálticas, queprovienen de niveles mucho más profun-dos, favorece la inyección de los magmasbasálticos en ellas. Un claro ejemplo deesto ocurrió en el volcán Payún Matrú(Hernando et al. 2008), incrementando laenergía interna de la cámara que desenca-denó la erupción explosiva que produjoel colapso de la caldera.A pesar de la altura de los volcanes poli-génicos ninguno de ellos muestra erosiónglaciar como ocurre a estas latitudes envolcanes de similar altura en la cordillera.En consecuencia, el clima semiárido ac-tual podría extrapolarse hasta el Pleisto-ceno tardío.

Volcanismo en el antepaísEn el antepaís se desarrollaron durante elMioceno superior los centros eruptivosdel Plateado, Pelado, Peceño, Chorreadoy Sierra Chorreada, entre otros. Estos vol-canes tuvieron actividad explosiva, gene-raron flujos piroclásticos, coladas de lavay cuerpos subvolcánicos. Las rocas sonandesitas, traquiandesitas basálticas, tra-quitas dacitas y riolitas con afinidad cal-coalcalina, las que fueron agrupadas porDelpino y Bermúdez (1985) en la Forma-ción Cortaderas definida por Holmberg(1973). En el Plioceno, se formó el vol-cán compuesto El Nevado, constituidopor coladas de lava, piroclastitas y cuer-pos subvolcánicos. Las rocas son traqui-tas subalcalinas y alcalinas, traquiandesi-tas alcalinas y traquiandesitas basálticasalcalinas (Fig. 8), las que fueron agrupa-das en la Formación Nevado por Ber-múdez (1991). Además de este volcanis-mo explosivo ocurrieron algunas mani-festaciones basálticas puntuales en el Mio-ceno inferior y medio como las del vol-cán La Parva (24 ± 4 Ma, Núñez 1976) yDe la Laguna (14,87 ± 0,87 Ma, Bertottoet al. 2006), de naturaleza alcalina. Du-rante el Plioceno-Pleistoceno la actividadvolcánica basáltica se desarrolló en formade pequeños conos piroclásticos tantodentro del bloque de San Rafael en torno

a los centros mesosilícicos previos, comoal sur del bloque sobre la cuenca Neu-quina.Para el Cuaternario de la zona de El Ne-vado, Bermúdez (1988) definió la Forma-ción Mancha Jarilla, reconoció dentro dela misma a dos grupos de volcanes condistinto grado de erosión, y obtuvo paralas rocas de un volcán del grupo más jo-ven una edad de 1,8 Ma (K-Ar, roca to-tal). Por su parte Muñoz et al. (1989) in-dicaron edades (K-Ar, roca total) de 1,7± 0,4 y 1,5 ± 0,2 Ma para un basalto al-calino y una traquiandesita pertenecien-tes al volcán El Nevado. RecientementeQuidelleur et al. (2009) dataron por elmétodo K-Ar (técnica Cassignol–Gillotsobre concentrados de pasta) varios co-nos pertenecientes a la Formación Man-cha Jarilla y obtuvieron siete edades deentre 0,944 ± 0,016 Ma y 1,878 ± 0,028Ma. Asimismo, dentro del bloque de SanRafael al norte de El Nevado, Folguera etal. (2009) señalaron edades (K-Ar-unspi-ked) de 0,75 ± 0,051 Ma a 1,78 ± 0,11Ma para seis centros eruptivos basálticosde esta misma unidad. En el sector surdel bloque de San Rafael y sobre la cuen-ca Neuquina, Bertotto et al. (2006a) estu-diaron unos 40 conos piroclásticos basál-ticos de los cuales 14 fueron ubicados enel Pleistoceno superior, el resto pertene-cerían al Plioceno. Las edades obtenidaspara el Pleistoceno (K-Ar roca total) sonde 0,6 ± 0,1 Ma (Bertotto 2000), 0,64 ±0,04 Ma, 0,84 ± 0,05 Ma (Bertotto et al.2009) y 0,95 ± 0,5 (Núñez et al. 1976).Las coladas de lava aflorantes en toda laregión son del tipo pahoehoe, los espeso-res medidos en los sectores distales lle-gan a 6 m para cada unidad, poseen unsector masivo central (5-10% de micro-vesículas) de 2 m de espesor promedio ydos sectores vesiculares, uno superior yotro inferior. Si bien la mayoría de los co-nos están formados por piroclastos, enalgunos volcanes las coladas forman par-te principal del edificio volcánico, des-arrollando una morfología en escudo (e.g.Loma Jagüel del Moro). La longitud delos flujos es variable, así se pueden apre-ciar flujos cortos que se desplazan 2 a 3


km desde su salida, hasta otros de 34 km(volcán Morado), 65 km (volcán Huanul)y de 181 km (colada Pampas Onduladas,Pasquarè et al. 2008). En torno a El Ne-vado las coladas fluyeron sobre rocas delPaleozoico y Terciario (Bermúdez et al.1993). En el extremo sur del bloque deSan Rafael y este de la cuenca Neuquina,son profusos los afloramientos de las co-ladas de lava, las que se disponen con unadirección general noroeste-sureste. Enproximidades de Agua Escondida, estascoladas se apoyan en rocas ígneas delPérmico-Triásico, más al sur fluyeron so-bre unidades sedimentarias del Mioceno-Plioceno (Formación Cerro Azul) y, en lazona cercana al Río Colorado cubren ro-cas del Grupo Neuquén (Cretácico su-perior) y de la Formación El Sauzal (Plio-ceno superior).Existen pocas edades absolutas de losflujos de lava, en dos unidades próximasa la localidad de Puelén, Cortelezzi y Di-rac (1969) obtuvieron edades de entre2,2 ± 0,3 y 5,1 ± 0,9 Ma, teniendo en cuen-ta el error del método las incluyeron en elPlioceno. Al norte de Puelén, Melchor yCasadío (1999) obtuvieron una edad (K-Ar, roca total) de 0,4 ± 0,1 Ma para la co-lada Pampa de los Carrizales definida porPasquarè et al. (2008).Los centros eruptivos cuaternarios sonconos piroclásticos de 20 a 200 m de al-tura relativa, muestran pocos signos deerosión (escasa destrucción y erosión ensombrilla) y tienen los cráteres perfecta-

mente reconocibles. Están formados prin-cipalmente por aglomerados y brechasvolcánicas con grados de soldamiento va-riable. Los mecanismos eruptivos actuan-tes fueron el estromboliano y el hawaia-no, el mecanismo estromboliano predo-minó en los conos formados por piro-clastos con bajo grado de soldamiento yel hawaiano en los casos donde la efusivi-dad fue más marcada generándose flujosde lava. De todos modos, como se ha ob-servado en volcanes activos, las erupcio-nes basálticas pueden variar entre estosdos estilos eruptivos en un mismo volcán,originándose erupciones transicionales(Parfitt y Wilson 1995, Parfitt 2004). Latransición entre el estilo hawaiano y el es-tromboliano depende principalmente dela velocidad de ascenso del magma (Par-fitt y Wilson 1995).El gran desarrollo de pequeños volcanesmonogenéticos sugiere para esta región,un aporte de magma dominado por es-fuerzos tensionales durante el Plioceno-Pleistoceno. Las fracturas son notables aloeste de El Nevado donde se hallan ali-neaciones de conos piroclásticos de di-rección noroeste que alcanzan los 60 kmde longitud (Delpino 1987). En otros sec-tores hacia el sur y oeste, aunque la ma-yoría de los conos están aislados, se pue-den distinguir algunos lineamientos de losmismos. En el caso de los centros erupti-vos Lomas Chicas, De Díaz, Los Corra-les, Lindero, Peludo y Del Chivo, próxi-mos a la zona de Agua Escondida, los li-

neamientos tienen un rumbo general NO(de N53ºO a N77ºO), estos correspon-derían a reactivación de antiguas fallas pa-leozoicas tal como lo sugirieran para losvolcanes basálticos en general GonzálezDíaz (1972c) y Narciso et al. (2001). En elsector sur, Holmberg (1962) identificódos lineamientos de conos a lo largo de lamargen norte del Río Colorado, los queincluyen a los volcanes El Pozo, La Yegua,La Blanca, con dirección N70°O y ElÁguila, Rial y Carrizo, con una direcciónN65°O. Estos dos patrones coincidencon la dirección del valle del río Coloradoen esta área, lo cual sugiere una relaciónentre el fallamiento que originó la dispo-sición alineada de los volcanes y el valledel río Colorado.Las rocas que forman los conos cuater-narios del antepaís tienen un porcentajeen sílice variable entre 42 y 53% en peso.Se trata de traquibasaltos (hawaiitas), ba-saltos, basanitas y traquiandesitas basálti-cas en orden de abundancia, casi en sutotalidad alcalinas (Fig. 8b). Bertotto et al.(2009) indicaron que las rocas tienen unaconcentración de elementos incompati-bles variable de acuerdo a la posición ge-ográfica y edad. Se observa un enriqueci-miento de estos elementos en las rocaspróximas a los centros eruptivos con ca-racterísticas de arco (volcanes El Nevado,Plateado, Pelado). Además se observó enlos volcanes basálticos de la zona deAgua Escondida que el comportamientovaría con la edad de las rocas: las relacio-nes de elementos incompatibles en lasrocas del Plioceno-Pleistoceno muestrancaracterísticas de arco, mientras que lasrocas miocenas del cerro De la Lagunatienen afinidad de intraplaca. Bertotto etal. (2009) propusieron que ésto es evi-dencia de que el manto origen de los ba-saltos fue modificado por fluidos relacio-nados a subducción luego del Mioceno.Estos fluidos podrían estar vinculados aun episodio de subducción sub-horizon-tal ocurrido en el Mioceno tardío, es de-cir luego de la generación de las rocasque formaron el cerro de la Laguna. Ca-be mencionar que una reducción en elángulo de subducción de la placa de Naz-


Figura 8: Diagramas álcalis total versus sílice (TAS), en base anhidra, de rocas volcánicas del an-tepaís (b) y de la depresión central y de la faja plegada Malargüe (a). Los nombres de las rocasson según Le Maitre (2002). Basados en datos de: Llambías (1966); Llambías et al. (1982); Bermú-dez (1988); Bermúdez y Delpino (1989); Bertotto (2003); Kay et al. (2004; 2006a) y Folguera et al.(2009). La línea cortada separa el campo subalcalino del alcalino según Irvine y Baragar (1971).

ca para el Mioceno en el sur de Mendoza,fue propuesta por varios autores (Osteraet al. 2000, Kay et al. 2006a). Para la zonade El Nevado, Saal et al. (1995) detecta-ron una variación temporal en los basal-tos alcalinos del Plioceno-Pleistoceno, losmás antiguos presentan ortopiroxeno enla norma, baja concentración de elemen-tos incompatibles, altas relaciones isotó-picas de Sr, Pb y bajas de Nd y fuerte afi-nidad geoquímica de arco, mientras quelos magmas más modernos tienen nefeli-na en la norma, concentración de ele-mentos incompatibles más alta, bajas re-laciones de isótopos de Sr, Pb y más altasde Nd y débil afinidad de arco. Saal et al.(1995) relacionaron estos cambios a undecrecimiento en la proporción de flui-dos derivados de la placa oceánica y a unmenor grado de fusión resultante, a suvez propusieron que este menor aportede fluidos se correlaciona con un incre-mento en el ángulo y/o velocidad de sub-ducción de la placa de Nazca. Posterior-mente Kay et al. (2006a) atribuyeron laformación de los magmas del Pleistoce-no-Holoceno (< 2,5 Ma) en el retroarco,a fusión de aproximadamente 4 a 10 %de un manto hidratado durante un episo-dio de subducción subhorizontal previo.

Volcanismo en la faja deprimida cen-tralLa actividad volcánica durante el Cuater-nario en la faja deprimida central es ma-yormente basáltica monogenética. Los vol-

canes poligenéticos, alimentados por cá-maras magmáticas superficiales son sola-mente tres: Diamante, con 800 m sobresuperficie, Payún Matrú y Payún Liso,ambos 1700 m sobre la superficie. El vol-cán Chachahuén también es poligenéticopero no se lo incluye en esta descripciónpor ser Mioceno-Plioceno (Kay et al. 2006b). La gran altura de los tres primeros re-vela la existencia de cámaras magmáticascon elevada energía interna, capaz de lle-var el magma hasta 2000 m por encimade la superficie. El único que desarrollóuna caldera es el Payún Matrú y es el quemuestra mayor variedad litológica, desdebasalto hasta traquita, por diferenciaciónmagmática (Llambías 1966) y por mezclade magmas (Hernando et al. 2008). En elextremo sur de la faja central se encuen-tra el escudo basáltico Auca Mahuida,que consiste en una alta densidad de co-nos monogenéticos. Las rocas pliocenas y cuaternarias tienentendencia alcalina, aunque muy raramen-te se observan feldespatoides entre losminerales. En el diagrama TAS (Fig. 8)todas las rocas de esta edad en la depre-sión central muestran tendencia alcalina,y la mayor parte de ellas, provenientes deerupciones monogenéticos, son basaltosolivínicos, algunos de ellos ricos en alu-minio (Araña Saavedra et al. 1984). En cen-tros volcánicos poligenéticos, e.g. PayúnMatrú, se encuentran rocas más diferen-ciadas como traquitoides, o rocas híbri-das por mezcla de magmas, como traqui-

basaltos y andesitas traquibasálticas.El volcán Diamante (34º38´S, 69º05´O)es un cono poligenético escasamente ero-dado, compuesto por lavas de bloques deaspecto basáltico-andesíticas con anfíbol.De acuerdo con los datos químicos pro-porcionados por Folguera et al. (2009) lasrocas se clasifican como basanitas, basal-tos y andesitas traquibasálticas. Se en-cuentra justo en el límite entre el antepa-ís y la depresión central. El diámetro enla base es de 5 km y se estima un volu-men de 6,5 km3. Debido a la moderadaviscosidad, las últimas lavas solamente seencuentran en el entorno del cono, conlóbulos frontales de hasta 30 m de espe-sor (Fig. 9). En los sectores erodados seobservan delgados depósitos de lapilli yescoria que evidencian una débil fase ex-plosiva. El volcán Diamante se asientasobre coladas de basalto subhorizontales,que a su vez se apoyan sobre la ignimbri-ta relacionada con el colapso de la calde-ra del volcán Diamante, situado en el lí-mite con Chile, cuya edad es de 450 ka(Stern et al. 1984). Folguera et al. (2009)obtuvieron edades entre 505 ± 31 ka y54,0 ± 5,9 ka, correspondiendo las eda-des más jóvenes a las últimas coladas. Elvolcán Diamante debido a la abundanciade lavas moderadamente viscosas y enmenor proporción a depósitos de caídagruesos y finos, puede ser comparablecon una secuencia de erupciones estrom-bolianas.El escudo basáltico Patahuilloso (35º50´S,69º21´O) es una concentración de onceconos que junto con sus coladas, pahoe-hoe, forman un escudo de 14 x 10 km y330 m de altura máxima sobre la superfi-cie. La composición es basalto olivínico ysu volumen se estima en 15 km3. El volcán Payún Matrú es mayormentetraquítico, con una caldera bien desarro-llada en su cúspide, la cual presenta al Ey O dos campos basálticos contemporá-neos distribuidos en una franja de rumboE. Al SO de dicho volcán, se encuentra elPayún Liso, un típico estratovolcán cuyodesarrollo fue contemporáneo con las pri-meras lavas precaldera del Payún Matrú(Llambías 1966, González Díaz 1972b).


Figura 9: El volcán Diamante visto desde el sureste. Se encuentra en el límite del antepaís con ladepresión de Los Huarpes. Es un volcán con estilo eruptivo estromboliano, con coladas modera-damente viscosas, que no alcanzaron a fluir en la planicie circundante. El domo, situado en la la-dera nororiental, tiene la misma composición traquiandesítica basáltica que las lavas.

La caldera del Payún Matrú es de dimen-siones moderadas (Fig. 10), aproximada-mente circular y de 8 km de diámetro.Esta se formó como consecuencia deuna única erupción explosiva de impor-tancia que arrojó alrededor de 33 km3 detefra conservados como ignimbritas, cuyaedad se estima en 100 ka, de acuerdo conlas dataciones efectuadas por Germa et al.(2010) de lavas anteriores y posteriores ala misma. Las ignimbritas cubren un áreade 3200 km2 y sus partes distales se en-cuentran a 32 km del centro de la calderapor lo cual es un buen horizonte guía parala estratigrafía del volcán. Así, se puedenseparar tres etapas: pre-caldera; sin-calde-ra y post-caldera, que son aplicables tan-to al volcanismo basáltico fisural como alcentral traquitico. Los dos campos basálticos de erupcionesfisurales están constituidos por alrededorde 200 conos de escoria, que se distribu-

yen en una faja E-O de 14 km de anchoa ambos lados del Payún Matrú. En elflanco oriental la mayor agrupación deconos basálticos está relacionada con lafalla E-O La Carbonilla, cuya expresiónmorfológica está intacta. La mayor partede los conos más recientes se encuentraal oeste del Payún Matrú, mientras que enel lado este prevalecen los más antiguos,pre-caldera. Las estructuras que contro-lan a este volcanismo basáltico son pre- ypost-caldera, evidenciando la importan-cia de las mismas durante la evolución delvolcán Payún Matrú. Las últimas coladasholocenas, son contemporáneas con lasúltimas coladas del volcanismo centraltraquítico. En cuanto al volcanismo central, la etapapre-caldera está representada por aflora-mientos en la pared expuesta de la calde-ra, y al NE y E de la misma, donde se ob-servan diques de traquita, con disposición

radial, lavas, domos y brechas de similarcomposición. Una de estas lavas en la es-carpa N de la caldera fue datada por Ger-ma et al. (2010) en 168 ± 4 ka. Al S y Olas rocas pre-caldera están mayormentecubiertas por el volcanismo post-calderay corresponden a lavas traquíticas. Lacomposición petrográfica y química deesta etapa es la que mayor variación pre-senta en comparación con la etapa post-caldera, con un rango de sílice entre 56 y68 %. La etapa sin-caldera está representadapor ignimbritas traquíticas y por el colap-so de la caldera. Las ignimbritas cubrenlos volcanes monogenéticos basálticospre-caldera y el flanco noreste del PayúnLiso, alcanzando unas altura de 300 msobre la base de este volcán. La calderapresenta una escarpa definida en su bor-de N a SE, con un colapso de más de 400m en su parte más alta. El borde restante


Figura 10: Esquema geoló-gico del volcán Payún Matrú.

se reconoce por la distribución de do-mos, coladas dómicas y conos pumíceosque aprovecharon para su emisión las es-tructuras anulares que delimitan la calde-ra. Por último, la etapa post-caldera comien-za con la emisión de lavas de composi-ción traquiandesítica a traquiandesíticabasáltica, que por sus características quí-micas y petrográficas se suponen que sonel producto de la mezcla entre los mag-mas basálticos que evolucionaron a lolargo de la fractura E-O y los traquíticosde la cámara magmática del volcanismocentral (Hernando et al. 2008). Una de laprimeras coladas que rellenó la caldera,de composición traquiandesítica-basálti-ca, fue datada por Germa et al. (2010) en82 ± 2 ka. A estas lavas le sucedió un vol-canismo traquítico con escasa variacióncomposicional, con un rango de sílice en-tre 66 y 69 %, a pesar de estar represen-tado por lavas de diversa morfología yconos de pómez y bombas. Estas últimastraquitas no presentan evidencias de lainteracción con magmas más básicos(Hernando et al. 2008). La edad más re-ciente para estas lavas es de 7 ± 1 ka, para

una colada de traquita intracaldera (Ger-ma et al. 2010).Con respecto a sus características geoquí-micas, las rocas del Payún Matrú y cam-pos basálticos adyacentes tienen asigna-tura alcalina, con un tren evolutivo desdelos basaltos olivínicos hasta traquitas,siendo los términos más básicos (basal-tos y traquibasaltos) de erupciones fisu-rales y los más evolucionados (traquian-desitas basálticas a traquitas) del volcanis-mo central del Payún Matrú (Llambías1966). Hernando et al. (2008) atribuyeronla erupción explosiva que originó la cal-dera a una posible inyección de magmasbasálticos en la cámara traquítica del Pa-yun Matrú, evidenciado por la ausenciade basaltos fisurales en la caldera y supresencia en los flancos del volcán. El escudo basáltico Auca Mahuida (Fig.11) está en el extremo meridional de laprovincia basáltica de retroarco de Paye-nia y se encuentra alineado tanto con lafaja N-S correspondiente a la depresióncentral (Fig. 3) como con el cinturón Tro-men-Domuyo. Los basaltos se apoyan di-rectamente sobre las sedimentitas conti-nentales del Grupo Neuquén y en el sec-

tor suroriental sobre los depósitos mari-nos del Grupo Malargüe, ambos del Cre-tácico Superior (Zencich y Calegari 2002).Esta característica lo diferencia de los es-cudos basálticos situados al norte del Pa-yún Matrú, que se asientan sobre Ceno-zoico indiferenciado (véase Fig. 7). El es-cudo de Auca Mahuida también está ali-neado con el cinturón Tromen-Domuyo(véase Fig. 3) por lo cual no se puede pre-cisar si forma parte de este cinturón,oblicuo a los Andes, o del cinturón N-S,propio del retroarco. El escudo está recortado por la erosión yel remanente tiene 40 km (E-O) por 33km (N-S) de longitud. Se estima un volu-men de 145 km3. La densidad de conosen el escudo varía de 4 x km2 en el centroa 2,8 x km2 en la periferia. El espesor va-ría desde 300 a 400 m en la zona centrala 6-20 m en las zonas distales (Zencich yCalegari 2002). En la zona central del es-cudo se reconoce en las imágenes sateli-tales una pequeña caldera de 1500 m dediámetro rodeada por domos, de 100 a300 m de diámetro, los cuales probable-mente corresponden a un domo de ma-yor tamaño, no aflorante, cuyo diámetro


Figura 11: Escudovolcánico AucaMahuida. En negro co-ladas basálticas, enrojo conos monogené-ticos basálticos. Conun círculo blanco sedelimita la pequeñacaldera de 1,7 km dediámetro del volcánAuca Mahuida(37º44´S; 68º55´O), lacual está rodeada dedomos y coladas dómi-cas traquiandesíticas.La mayor erosión delborde sur del escudosugiere la existencia deuna estructura posible-mente de rumbo NO,que lo limita hacia elsur. Imagen LandsatETM provista por laCONAE

excedería al de la caldera. Dos de estosdomos, situados a 1400 m al este de lacaldera, emitieron sendas coladas dómi-cas de 300 y 700 m de longitud.De acuerdo con Bermúdez et al. (2000)las rocas son traquibasaltos, traquiandesi-tas basálticas y traquiandesitas compues-tas mayormente por plagioclasa y olivina,que definen una serie alcalina. La edad del escudo fue asignada al Pleis-toceno por Holmberg (1964), la cual fueconfirmada por las edades entre 1,52 ±0,21 y 1,16 ± 0,07 Ma obtenidas por Ber-múdez et al. (2000) y las once edades (Ar-Ar) obtenidas por Rosello et al. (2002) queabarcan el período comprendido entre1,7 y 0,88 Ma.La ausencia de depósitos terciarios y cua-ternarios marca una diferencia tectónicacon los centros volcánicos relacionadoscon la depresión de Los Huarpes y comose verá más adelante, el escudo basálticode Auca Mahuida también se puede ali-near con los centros volcánicos del cintu-rón Tromen-Domuyo (véase Fig. 3).

Volcanismo tipo retroarco en la fajaplegada de Malargüe La actividad volcánica cuaternaria tiporetroarco también se desarrolla al pie delos Andes, en la faja plegada y corrida deMalargüe. Las localidades más importan-tes son las del río Grande, al sur de Bar-das Blancas y la del arroyo Salado. Enambos lugares hay numerosos conos mo-nogenéticos bien preservados, muchosde ellos con efusión de lavas. Tanto en elarroyo Salado como en el área de La Pa-sarela, al sur de la sierra de Palao Co, al-gunos conos está alineados NO y tam-bién N-S (véanse Figs. 4 y 5). Las estruc-turas NO son comunes en la subcuencade Llancanelo y su evidencia proviene delalineamiento de volcanes. Las estructurasN-S están relacionadas con las estructu-ras de los corrimientos aunque algunasde ellas son distensivas, como la falla In-fiernillo (Giampaoli et al. 2002).Las lavas del arroyo Salado han sido esti-madas como Pleistoceno superior porMarchetti et al. (2006). No tienen erosióny las coladas fluyeron por una superficie

igual a la actual. Se han reconocido dosgrupos de volcanes, el de la Niña Encan-tada, con 6 conos monogenéticos y el deInfiernillo, con tres conos y otros dos vol-canes aislados. En ambos grupos la com-posición y la morfología volcánica son si-milares, sugiriendo que puede provenirde una fuente magmática común. La mor-fología de las lavas es la de bloques, conespesores de más de 30 m, evidenciandomayor viscosidad que la de las lavas aa ypahoehoe de la depresión central. Estamayor viscosidad está relacionada conuna composición más diferenciada, de an-desitas basálticas. Están compuestas porolivina de menos de 1 mm de diámetro,clinopiroxeno y cristales tabulares de an-fíbol de hasta 3 mm de longitud. Los mi-crofenocristales de plagioclasa son tabu-lares. El vidrio de la pasta está fresco.Otra característica distintiva de las lavasdel río Salado, además del anfíbol, es laabundancia de xenolitos parcialmente fun-didos y recristalizados. Posiblemente pro-vienen de las sedimentitas de la cuencamesozoica. En el diagrama TAS (Fig. 8a)las rocas del río Salado son subalcalinascomo las del Tromen, aunque se diferen-cian de este volcán por ser menos silíci-cas.En el distrito de La Pasarela y Los Vol-canes la composición de las lavas es ba-sáltica olivínca, similar a las de la sub-cuenca de Llancanelo y las lavas son ma-yormente pahoehoe. La edad de las lavasque endicaron el río Grande ha sido da-tada por isótopos cosmogénicos en 41 ±1 ka (promedio de tres muestras) porMarcchetti et al. (2006). Los conos al oes-te del río Grande no han emitido lavas, ypor su perfecta conservación no se des-carta una edad equivalente.

Las inclusiones peridotíticas en losbasaltos Xenolitos del manto asociados al volca-nismo de retroarco andino son abundan-tes al sur de los 40ºS, desde Río Negro(Gelós y Hayase 1979, Bjerg et al. 1995)hasta Tierra del Fuego (54ºS) (Acevedo yQuartino 2004) y desde la zona andina deChile (Chile Chico, 72ºO) (Niemeyer 1978)

hasta la zona muy alejada de la subduc-ción Cerro Tortuga (Chubut, 68ºO) (Vi-llar 1975). Estos xenolitos son mayormen-te peridotitas en facies de espinela (Riva-lenti et al. 2004, Bjerg et al. 2005, Concei-çao et al. 2005), excepto en las localidadesde Pali Aike (Santa Cruz) y Prahuaniyeu(Río Negro), donde se presentan asocia-ciones de peridotitas portadoras de gra-nate y espinela (Stern et al. 1989, Bjerg etal. 2009).Al norte del río Colorado, han sido halla-das inclusiones ultramáficas sólo en treslocalidades, De la Laguna (Bertotto 2002a)y Huanul (Bertotto 2002b) en Mendoza yAgua Poca en La Pampa (Bertotto 2000).Estos xenolitos tienen mineralogía y tex-turas propias del manto con bandas dedeformación (kink bands) en olivinos. Sonperidotitas en facies de espinela com-puestas por olivino (forsterita), ortopiro-xeno (enstatita), clinopiroxeno (diópsido)y espinela. En Agua Poca (37º01’S, 68º07’O) la roca dominante es lherzolita es-pinelífera seguido por harzburgita espi-nelífera con texturas principalmente por-firoclásticas y en menor medida proto-granulares. Los xenolitos de Huanul (37º17’S, 68º32’O) son lherzolitas espinelífe-ras seguidas por harzburgitas espinelífe-ras. Las texturas identificadas son porfi-roclástica y equigranular, en orden deabundancia relativa. Por su parte, en elcerro De la Laguna (36º13’S, 68º26’O), eltipo de roca es mayormente lherzolita es-pinelífera seguido por wehrlita y dunita.Las texturas identificadas son porfiro-clástica y porfiroclástica a equigranular.En este caso, el diámetro máximo de lasperidotitas es de 6 cm y exhiben reacciónfrecuente con el basalto portador.Las inclusiones de Agua Poca presentantemperaturas de equilibrio variables entre960 y 1.100 ºC y las del volcán Huanulvarían de 963 a 1.218 ºC (Bertotto 2003).Las presiones de equilibrio de estas inclu-siones permiten inferir una profundidadde entrampamiento de entre 45 y 70 kmy por lo tanto la profundidad mínima deformación de los basaltos que los porta-ron hacia superficie. De todos modos,cabe acotar que según los patrones de


elementos traza, los basaltos se formaronen un manto en facies de granate, por locual la generación de estos magmas fue aprofundidades mayores que las calcula-das y de esta manera no estarían relacio-nados a las inclusiones peridotíticas.El empobrecimiento por fusión es en ge-neral bajo. A partir de los valores del nú-mero de cromo (#cr=100Cr/Cr+Al), ob-tenidos con microsonda electrónica, enlas espinelas de Huanul y Agua Poca, Ber-totto (2003) indicó que el grado de fusiónque han sufrido estos minerales varía en-tre 2,7 y 10 % para Huanul. Por su partelas espinelas de Agua Poca se dividen endos grupos; el primero (15 muestras) convalores de 2 a 5,6 % y el segundo (tresmuestras) presenta valores de 12,2 a 12,3% de extracción de fundidos. Los análisisde los elementos de tierras raras (micro-sonda de ablación láser ICP-MS) en nú-cleos de clinopiroxenos también permi-ten distinguir dos grupos de muestras.Los clinopiroxenos del primer grupo tie-nen patrones que se corresponden conun 1 a 5% de extracción de fundido porfusión fraccionada no modal. Los clino-piroxenos del segundo grupo exhiben unpatrón de elementos de tierras raras me-dias y pesadas correspondiente a aproxi-madamente un 13% de fusión. Sin em-bargo, los elementos de tierras raras livia-nas presentan enriquecimientos respectodel patrón de fusión, evidenciando meta-somatismo. Este metasomatismo proba-blemente lo produjo un fluido o fundidoenriquecido en tierras raras livianas y me-dias ya que el empobrecimiento por fu-sión manifestado por las tierras raras pe-sadas es también visto en las espinelas.Éstas registran un 12,3% de extracciónde fundidos para las muestras del segun-do grupo en contraste con los valores de2 a 5,6% de las muestras del primer gru-po. La acción del agente metasomáticopodría haber sido coetánea a la extrac-ción de fundidos sufrida por la peridoti-ta, favoreciendo la misma (fusión asisti-da), o sino posterior, afectando a las pe-ridotitas más empobrecidas por fusión ycon mayor porosidad. La fusión asistidaexplicaría el mayor grado de fusión regis-

trado (13%) respecto al de los otros cli-nopiroxenos (1 a 5%) (Bertotto 2008).

Los volcanes hidromagmáticos Los términos freatomagmático, hidrovol-cánico, o hidromagmático han sido utili-zados en la bibliografía y no siempre hanquedado en claro las diferencias de mati-ces entre ellos. Por eso en este trabajousaremos el término hidromagmatismopara describir aquellas situaciones dondeel magma intrusivo interacciona con aguaexterna o rocas profundas empapadas enagua según lo definiera Wohletz (1993).Las primeras menciones de actividad hi-dromagmática como potencial mecanis-mo eruptivo en los alrededores de Malar-güe se deben a Dessanti (1978), quienmencionó “depósitos piroclásticos coloramarillo, probablemente de erupcionesinterglaciales”, refiriéndose a los depósi-tos del volcán Malacara. Ninci (1993) tam-bién mencionó depósitos amarillo-naran-jados en los volcanes Piedras Blancas, Ja-rilloso y Malacara y Delpino (1993) se re-firió al volcán Carapacho donde descri-bió algunas características morfológicas,litológicas y estructurales derivadas deerupciones hidromagmáticas e introdujoel término anillo de tobas (tuff ring) parael volcán Carapacho.Los campos volcánicos monogenéticosde Payenia y Llancanelo están dominadospor numerosos conos de escorias (879según Mazzarini et al. 2008) y extensoscampos de lavas aa y pahoehoe. De entreellos se han identificado al momento 27conos con mayor o menor evidencias dehidromagmatismo, descriptos algunos co-mo anillos de tobas y otros como conosde cenizas (Fig. 12).Prácticamente todos los conos con evi-dencias de hidromagmatismo se encuen-tran en la zona baja de los alrededores dela laguna Llancanelo, salvo algunas ex-cepciones que se tratarán aparte. La lagu-na Llancanelo es un lago salino de altura(1.376 m s.n.m.) situado en un ambientedesértico y que cubre un área de unos370 km2. El lago evolucionó como un grandepocentro regional durante el Plioceno-Cuaternario (Violante et al. 2010).

En todos los volcanes con hidromagma-tismo de la zona, se observó una dismi-nución progresiva de la cantidad de aguaa medida que avanzó la erupción.

Este de la laguna LlancaneloLos volcanes de este sector como Colo-rado, Las Yeguas, Las Vacas, Mancha Ja-rilla, Perro Atado, Chingolo, Toscoso, An-dradino y Fiero están asociados a los line-amientos principales NO descriptos porBermúdez et al. (1993) como N 40ºO yposteriormente por Cortés (2000) y Fol-guera et al. (2009) entre otros. De todos ellos se distingue el volcán Pe-rro Atado (cono de cenizas) que tuvo almenos tres grandes episodios explosivosque generaron oleadas piroclásticas hú-medas color amarillo-parduzco con abun-dante lapilli acrecional y bancos de caídacon gradación inversa muy palagonitiza-dos e indurados. La actividad eruptivaculminó como en tantos otros volcanesde la zona con un evento lávico. Una da-tación radimétrica (Quidelleur et al. 2009)indica una edad de 1,022 ± 0,015 Ma parael volcán Perro Atado.

Oeste de la laguna LlancaneloLos conos de este sector están orientadosen cambio según lineamientos menoresE-O que según Mazzarini et al. (2008) secorresponden con fracturas extensiona-les consistentes con el campo de esfuer-zos de la zona y de las mismas caracterís-ticas que las fisuras que controlaron laserupciones más jóvenes en los alrededo-res de la caldera del Payún Matrú. En al-gunos casos, se ha observado en la inter-sección entre los lineamientos E-O y losNO la formación de conos hidromagmá-ticos, e.g. Piedras Blancas, Jarilloso y dosconos sin nombre en las cercanías delvolcán Piedras Blancas.El volcán Malacara es una combinacióncompleja de un cono de escorias tipo es-tromboliano desarrollado sobre un conode cenizas. Tiene 180 m de altura y estáformado por tres conos anidados relacio-nados por lo menos a tres flujos de lava.En la ladera este del volcán están expues-tos 96 m de depósitos piroclásticos, prin-


cipalmente lapilli, que inclinan radial-mente 30-32º, coronados por un flujo delava. La sección principal del cono estáformado por depósitos piroclásticos muypalagonitizados, color amarillo fuerte(sección I, Fig. 12a) que exhiben caracte-rísticas sedimentológicas indicativas deerupciones hidromagmáticas con excesode agua, formadoras de depósitos de caí-da mojados, con intercalaciones de depó-sitos de oleadas piroclásticas secas. En lasección II (Fig. 12a) de la foto se produ-ce un cambio gradual hacia erupcionesdel tipo sub-plianiano generadoras de ex-plosiones más violentas y depósitos delapillis máficos de caída, intercalados condepósitos de oleadas piroclásticas secas.Estos depósitos de caída han sido erosio-nados y forman fantásticas cárcavas ver-ticales de más de 30 metros de altura.

Otro de los volcanes ubicados en las in-mediaciones de la laguna de Llancaneloes el anillo de tobas del Carapacho. Elvolcán Carapacho tiene una altura de 90m y un amplio cráter de 1.200 m aporti-llado hacia el oeste, además del perfil sua-ve y típico de un anillo de tobas (Fig. 12by c). El Carapacho es el único de los conos hi-dromagmáticos de la zona que posee unabrecha matriz soportada de explosióninicial, rica en líticos accidentales de has-ta 2 m de basaltos, andesitas y riolitas ro-jas. La sección principal del cono estáformada por depósitos de oleadas piro-clásticas húmedas formados por espesosbancos matriz soportados de ceniza grue-sa a lapilli grueso con estratificación po-bre, lapillis acrecionales y estructuras de-formacionales que indican exceso de agua

en el conducto. Hacia el fin de la erup-ción se encontraron bancos finos de ce-nizas con ondulitas asimétricas, interpre-tadas como depósitos de oleadas piro-clásticas secas, mucho más energéticas.En este sector del campo volcánico Llan-canelo no se han realizado dataciones ra-dimétricas por lo cual su edad es ambiguaSin embargo las edades de los volcanesMalacara y Carapacho podrían conside-rarse alrededor de los 450 ka (Bermúdezet al. 1993) o entre 0,5 y 1 Ma (Inbar yRisso 2001) o sea desarrollados duranteel Pleistoceno medio-superior.

Otras localidadesEn la depresión de Los Huarpes y los al-rededores del volcán Diamante, se en-cuentran numerosos conos piroclásticos,algunos de ellos con evidencias de activi-


Figura 12: Erupciones hidromagmáticas. a) Volcán Malacara. La sección principal del cono está formada por depósitos piroclásticos palagonitizados amarillos (I),originados en erupciones hidromagmáticas con exceso de agua. Hacia el final de la erupción, la falta de agua genera depósitos de caída negros (II) con finos de-pósitos de oleadas piroclásticas secas intercaladas indicando ingresos pulsátiles de agua al conducto; b) Vista aérea del anillo de tobas del Carapacho, aportilladohacia el oeste, al fondo depósitos salinos de la laguna Llancanelo; c) Volcán Carapacho visto desde el oeste con su amplio cráter y típico perfil suave.

dad hidromagmática como por ejemploel pequeño anillo de tobas ubicado al NOdel volcán Arroyo Hondo y cuya edad esde 0,449 ± 0,028 Ma (Folguera et al. 2009)o los volcanes Morado y Chico, conosadventicios del volcán Diamante y des-criptos por Cortés y Sruoga (1998) comoanillos de tobas con edades de 0,484 ±0,030 Ma (Folguera et al. 2009). Más ha-cia el norte el cerro El Pozo, descriptopor Polanski (1964) como una “calderade explosión” fue interpretado porCortés y Sruoga (1998) como dos maarescoalescentes con una edad entre 0,092 ±0,011 y 0,257 ± 0,017 Ma (Folguera et al.2009).Hacia el sur de la provincia de Mendoza,y sobre los depósitos de la terraza del ríoColorado, próximo a Pata Mora se en-cuentra el volcán Los Loros que por susparámetros morfológicos y geométricospodría considerárselo un típico anillo detobas, con amplio cráter de 1,1 km dediámetro y perfil bajo. No obstante, undetallado estudio de sus componentes in-dica mayor complejidad en su formación,con múltiples fases eruptivas producidaspor procesos magmáticos y en menor gra-do hidromagmáticos que formaron conse-cuentemente un tipo de volcán más pro-pio de un gran volcán silíceo con impor-tantes períodos inter-eruptivos (Némethet al. 2010).La secuencia eruptiva preservada de laerosión en el volcán Los Loros indicauna historia eruptiva con una etapa inicialformada por un depósito de lapillis pu-míceos de composición dacítica-riodací-tica y depósitos de alta concentración ta-les como oleadas piroclásticas basales(base surge). Todos estos depósitos forma-ron el original anillo pumíceo datado en2,23 ± 1,56 Ma por Németh et al. (2009).La sucesión volcaniclástica inicial fue cu-bierta por un espeso e inmaduro sueloque nos indica un significativo períodointer-eruptivo. La actividad póstuma ge-neró ignimbritas de pequeño volumencon texturas de soldadura con fiammes yflujos lávicos traquíticos, que son los quecoronan actualmente al volcán y tienenuna edad de 1,16 ± 0,22 Ma (Németh et

al. 2009).

DISCUSIÓN

La provincia volcánica de Payenia co-menzó su desarrollo en el Mioceno, cuan-do tuvo un pico de actividad importanteque dio lugar a la formación del plateauvolcánico de Palaoco (Groeber 1946), cu-yos afloramientos se esparcen en un áreade más de 24.000 km2 extendiéndose des-de la actual cordillera andina hasta el blo-que de San Rafael y desde el norte delNeuquén hasta el sur de Mendoza (35º -38ºS). Sus afloramientos en la depresióncentral son escasos porque están cubier-tos por el volcanismo plioceno-cuaterna-rio, pero al pie de los Andes son excelen-tes y puede apreciarse una moderada de-formación causada por la tectónica com-presiva miocena. Como ejemplo, se pue-den citar la sierra de Palao Co (Groeber1947, Bettini 1982), en la faja plegada deMalargüe y la sierra de Huantraico, loca-lizada en el extremo sur de la continua-ción sur de la depresión central. En el va-lle del río Grande y en la sierra de PalaoCo el Mioceno sedimentario, mayormen-te volcaniclástico, está bien representadoy en conjunto alcanza 2.600 m de espesor(Bettini 1982, Schiuma 1994), lo cual re-vela la intensidad de los procesos tectóni-cos. En la región de Huantraico Ramos yBarbieri (1988) caracterizaron a este vol-canismo como de retroarco, mientras queKay et al. (2006b) lo describieron juntocon los basaltos miocenos de Chacha-huén y La Matancilla del sur de Mendoza,como un ambiente de back arc. Cabe re-cordar aquí las diferencias entre cuencasde retroarco (retroarc basins, compressionalbasins), formadas por la flexión de la li-tósfera en tectónica contraccional, ycuencas de tras arco (back arc basins), for-madas entre el arco y el antepaís en un ré-gimen de elevado gradiente geotérmico yexpansión (Condie 1989: 168-171, Kearyet al. 2009: 302). Kay et al. (2006) recono-cieron una etapa de expansión entre 24 y20 Ma a la cual le sucedió una etapa con-tractiva, a partir de los 20 Ma, que rela-cionan con la aceleración del desplaza-

miento hacia el oeste de Suda-mérica so-bre la placa de Nazca.El relleno volcaniclástico cenozoico de lacuenca de Los Huarpes ronda los 1000 mde espesor (Polanski 1964, Kozlowski etal. 1993, C. Colo y R. Calegari com. pers.,YPF 2010), pero lamentablemente no selo ha agrupado por edades, por lo cual esdifícil establecer correlaciones con losafloramientos de la faja plegada. Posible-mente gran parte de ellos sea miocena,como ocurre en el extremo sur de la Pre-cordillera (33ºS, Irigoyen et al. 2000) y porlo tanto podría formar parte de las cuen-cas de retroarco miocenas. No obstante,son necesarios estudios estratigráficos másdetallados para agrupar en unidades tem-porales el Cenozoico a fin de elaborar elmodelo tectónico evolutivo de la cuencasedimentaria cenozoica de Los Huarpes.Entre el Payún Matrú y Auca Mahuidaesta cuenca desaparece y este cambio po-dría explicarse porque este segmento dela depresión central comparte algunos delos atributos del cinturón Tromen-Do-muyo, como el nucleamiento de grandescentros volcánicos Plioceno tardío-Cua-ternarios y el desarrollo del plateau dePalaoco. Por este motivo no se descartaque pudiera tener un régimen tectónicodiferente al que modeló la cuenca de LosHuarpes.El cinturón Tromen-Domuyo es oblicuoal rumbo de las estructuras andinas. Eneste aspecto comparte, con excepción dela magnitud, los lineamientos NO por loscuales el volcanismo basáltico tipo retro-arco afectó la faja plegada de Malargüe,como ocurre en el río Salado y en La Pa-sarela (véase Figs. 4 y 5). Posiblemente lasestructuras de este cinturón controlen laorientación de los ríos Barrancas y Colo-rado hasta su entrada en la provincia deLa Pampa. Muchas de estas estructurasoblicuas responden a fallas de rumbo re-lacionadas con el esfuerzo máximo nor-mal a los Andes. La intensa actividad mag-mática en el cinturón Tromen-Domuyo ysu ancho, ca. 60 km, indica que se trata deuna estructura de primer orden que pro-voca significativos cambios en la estruc-tura regional. La faja plegada del Agrio,


con un pico de actividad importante en elCretácico Tardío, no continúa al nortedel cinturón, mientras que la faja plegadaMalargüe, con fuerte desarrollo duranteel Mioceno, no continúa hacia el sur conla misma intensidad que muestra al nortede este cinturón. Otro cambio brusco esla desaparición abrupta al sur de AucaMahuida del volcanismo de retroarco, yasea para el Mioceno como para el Plio-ceno-Cuaternario. El grado de erosióndel escudo Auca Mahuida es máximo enel borde sur (véase Fig. 11), lo cual podríaindicar una estructura tectónicamentedeprimida al sur del mismo con rumbosimilar a la del cinturón Tromen-Domu-yo. El escudo de Auca Mahuida por laposición que ocupa podría estar alineadotanto con los centros de Tromen-Tilhue,Palao y Domuyo como con los centrosvolcánicos de la depresión central. Pararesolver esta cuestión son necesarios es-tudios más detallados que permitan rela-cionar Auca Mahuida con los otros cen-tros volcánicos.El volcanismo basáltico tipo retroarcoeruptado a través del sistema de fracturasoblicuas a la cordillera permitió la coexis-tencia al pie de los Andes de suites oro-génicas calcoalcalinas con suites híbridasentre alcalinas y calcoalcalinas. Los dia-gramas TAS (véase Fig. 8) de las rocasplioceno tardío y cuaternarias de la de-presión central y del antepaís muestrantendencia alcalina, mientras que las delrío Salado y Tromen son subalcalinas, aun-que sus estilos eruptivos, dominantemen-te efusivos, son similares a los de la de-presión central.La altura de la cordillera se reduce denorte a sur a partir de 33º21´S, latitud delvolcán Tupungato, que representa el lu-gar donde está la transición de subduc-ción subhorizontal a subducción empina-da (Fig. 13). La disminución de la alturade la cordillera es acompañada por la ex-presión morfológica de la depresión deLos Huarpes (Polanski 1954). Muchas delas cuencas de retroarco miocenas, rela-cionadas con la faja plegada Malargüe, po-drían estar relacionadas con la flexión dela litósfera, como consecuencia del exce-

so de carga producida por tectónica decontracción (Jordan 1981, Catuneanu2004). Esta flexión es posible si la litósfe-ra se encuentra debilitada térmicamente ypor lo tanto adquiere un comportamien-to mayormente dúctil, con la excepciónde una delgada lámina frágil en su interior(Zhou et al. 2003, Willet y Pope 2004). Deeste modo, durante el Mioceno la litósfe-ra se habría comportado como un cuer-po visco-elástico y se habría establecidouna clara dependencia entre flexión ygradiente térmico. No hay informaciónrespecto a la altitud alcanzada por la cor-dillera durante la etapa contractiva mio-cena, pero el alto gradiente térmico estáreflejado en la intensa actividad volcánicaasociada con el plateau volcánico Palaocoy los numerosos intrusivos miocenos tar-díos de la cordillera. Los modestos espe-sores de las sedimentitas miocenas de lacuenca de Los Huarpes podrían relacio-narse con una altura también modesta,bastante menor que la del tramo de sub-ducción plana pampeana (Ramos 2009),que estaría relacionado con una litósferamás fría, esto es, con un mayor espesorde la capa frágil y una menor magnituddel elemento viscoso respecto al elástico.Desde un punto de vista tectónico Ra-mos et al. (2004) concluyeron que la va-riación de altura de la cordillera se debe ala magnitud de la contracción orogénica,cuyo máximo ocurrió en el Mioceno tar-dío. Estos autores determinaron que alsur de 33ºS la disminución de altura sedebe a una contracción menor que alnorte de esta latitud. Asimismo, determi-naron que hacia el sur de 33ºS la dismi-nución gradual de altura de la cordillerase relaciona con la disminución progresi-va de la contracción hacia el sur. El volcanismo monogenético basálticopleistoceno proviene desde grandes pro-fundidades, posiblemente desde el límiteastenósfera-litósfera o desde una subpla-ca máfica en la base de la corteza. La pre-sencia de xenolitos del manto sugiere laprimera alternativa y también elevadasvelocidades de ascenso desde las profun-didades de entrampamiento, por lo cualla corteza inferior, dúctil para tasas de de-

formación lentas, se comporta frágilmen-te para tasas de deformación rápidas. Esposible que la velocidad de ascenso delmagma haya sido igual a la de la propaga-ción de las fracturas originadas en el re-servorio magmático. En la corteza supe-rior, frágil, el magma pudo haberse cana-lizado a través de las fracturas de origentectónico. Varios autores, entre ellos Fol-guera et al. (2007, 2008) Ramos y Folgue-ra (2010) han propuesto que la aberturade estas fracturas es la consecuencia deun colapso orogénico asociado al aumen-to del ángulo de la placa subducida. Estopodría significar que el derrumbe de lasmontañas formadas durante la etapa decontracción tectónica afectó expansiva-mente la corteza superior frágil, creandonuevas fracturas debido a la disminuciónde la rigidez por el debilitamiento térmi-co (Ramos y Folguera 2010). Debido alalineamiento NO de varios conos es pro-bable que este colapso estuviese contro-lado por un esfuerzo máximo subhori-zontal normal a los Andes, que permitióla formación de cizallas sinistrales obli-cuas, generando a lo largo de ellas espa-cios transtensionales que facilitaron el as-censo del magma por la corteza superiorhasta la superficie (véase Figs. 4 y 13c). Como ya se ha descripto anteriormente,la provincia volcánica de Payenia se ca-racteriza por la frecuencia de erupcioneshidromagmáticas. El volcanismo mono-genético hidromagmático del campo vol-cánico Llancanelo estaría asociado conniveles de agua subterránea que percola-ban hacia el depocentro regional ocupa-do hoy por la laguna Llancanelo y queinteractuaron con el magma ascendente através de las fracturas principales de lazona de rumbo NO y/o E-O. Bajo estascircunstancias, existiera o no la laguna deLlancanelo al momento de las erupcio-nes, sus aguas no se involucraron en el hi-drovolcanismo, ya que el nivel de frag-mentación del magma era mucho másprofundo, como es el caso del volcán Ca-rapacho con un explosión locus de apro-ximadamente 600 m por debajo de la su-perficie sin-eruptiva (Risso et al. 2008). De esta forma se podría explicar por qué


conos ubicados en las inmediaciones oen el mismo espejo de agua son pura-mente magmáticos o con poquísimo hi-drovolcanismo (volcanes Coral y Trapal)y por qué conos alejados de la subcuencade Llancanelo (cercanías del volcán Dia-mante) poseen el mismo tipo de depósi-

tos piroclásticos hidromagmáticos.En el histograma con 128 edades neóge-nas y cuaternarias de Payenia (Fig. 14) seobserva un pulso de actividad volcánicaen el Plioceno tardío y Cuaternario, y otroen el Mioceno, representado por el ex-tenso plateau basáltico de Palaoco, con

un período sin registro entre 8 y 5 Ma. Laausencia de actividad volcánica entre elMioceno más tardío y el Plioceno tem-prano fue observada por Kay et al. (2006)quienes, junto a datos químicos e isotópi-cos, propusieron para este lapso un perí-odo de subducción transitoria subhori-


Figura 13: Perfil topográfico longitudinal realizado sobre un mosaico integrado de SRTM (Shuttle Radar Topography Mission), descargados del sitioweb ftp.glcf.umiacs.umd.edu perteneciente a Global Land Cover Facility (GLCF) de NASA. (Procesamiento digital realizado por el Geólogo AlfredoBenialgo del Centro de Investigaciones Geológicas, CONICET-UNLP). a) Se muestra la altimetría; b) Se observa el perfil de la cordillera. A partirde aproximadamente 33ºS, esto es a partir del cambio de subducción plana a subducción empinada, la altura de la cordillera disminuye. La actividadvolcánica cuaternaria de la provincia basáltica Payenia acompaña esta disminución de altura (ver explicación en el texto); c) En la vista inclinada seobservan los lineamientos NO oblicuos a la cordillera, entre los cuales se destaca el cinturón Tromen-Domuyo.

zontal y al cual Ramos (2009) denominósubducción plana de Payenia.El volcanismo pleistoceno tardío y holo-ceno del retroarco se encuentra solamen-te en la región del Payún Matrú, en el va-lle del río Salado y en el Tromen. Sobre labase de las edades de Germa et al. (2010)se infiere que la caldera del Payún Matrúse habría formado hace aproximadamen-te 100 ka y que las últimas lavas de traqui-ta son holocenas, igual que los basaltosfisurales a ambos lados de este volcán.Por la juventud de las últimas erupcionestraquiticas no se puede descartar que lacámara magmática del Payún Matrú aunno se ha homogenizado térmicamente,aunque no se observan en superficie in-dicios de actividad post-eruptiva. El gradiente térmico anómalo en el áreadel Payún Matrú puede estar relacionadocon la segmentación de la depresión cen-tral, que separa la cuenca cenozoica deLos Huarpes, al norte, del segmento sursin acumulación sedimentaria de esta edad.El único signo visible de esta segmenta-ción es la falla E-O a ambos lados del vol-cán Payún Matrú y a la que GonzálezDíaz (1972b) denominó fisura La Carbo-

nilla en el sector oriental, la cual por suactividad holocena preserva intacta sumorfología (Fig. 15). En el faldeo occi-dental esta falla está cubierta por coladasy conos basálticos, formando el campode Los Volcanes.Los últimos basaltos eruptados a travésde la falla La Carbonilla, con edades de <7ka (Germa et al. 2010) fueron contempo-ráneos con las traquitas vítreas que salie-ron por la fractura anular de la caldera.La ausencia de esta fractura en la calderafue explicada por Hernando et al. (2008)por la existencia de una cámara magmáti-ca traquítica parcialmente fundida. Porésto, no se puede descartar un plutón sie-nítico en profundidad.Ramos y Folguera (2010) han explicadola anomalía geotérmica debajo del PayúnMatrú como un proceso de adelgazamien-to y estiramiento cortical en conjuncióncon inyección de astenósfera caliente (Kayet al. 2006a).Los diagramas TAS muestran que las ro-cas pliocenas y cuaternarias tienen ten-dencia alcalina, con excepción del volcánTromen y los conos monogenéticos del

río Salado, estos dos últimos insertos enfajas apiladas tectónicamente al pie de lacordillera. En el río Salado la composiciónes andesítica-basáltica, y, además de losconos de escoria monogenéticos, la pre-sencia de diminutos cristales de plagio-clasa y olivina junto a clinopiroxeno y an-fíbol relaciona a estas rocas con las delretroarco de la depresión central. Según la litología dominante (lherzolitas)y la geoquímica, el manto muestreado porlos basaltos está poco empobrecido porfusión y con rastros de metasomatismo.La región donde afloran basaltos porta-dores de xenolitos se encuentra en posi-ción de retroarco respecto del arco activoactual. Los xenolitos ultramáficos provie-nen de la cuña del manto situada sobreuna zona de subducción activa, por lo cuallos fluidos/fundidos metasomatizantesde los mismos podrían provenir de ladeshidratación de la placa subducida. Laedad del metasomatismo no es posibleconocerla con los datos actuales, se pue-de postular una edad mínima en cada casocorrespondiente a la edad de la erupción.Esta edad es mínima debido a que el me-


Figura 14: Histograma de edades neógenas y cua-ternarias de la provincia volcánica Payenia. Se ob-serva ausencia de edades en el período compren-dido entre 5 y 11 Ma, que de acuerdo a Ramos(2009) corresponde al período de subducción pla-na de Payenia. Compilado según datos de Corte-lezzi y Dirac (1969); Núñez (1976); GonzálezDíaz (1979); Ramos y Barbieri (1988); Muñoz etal. (1989); Melchor y Casadío (1999); Bermúdez etal. (2000); Bertotto (2000); Rosello y Cobbold(2002); Cobbold y Rosello (2003); Kay y Cope-land (2006); Bertotto et al. (2006); Kay et al. (2006ay b); Miranda et al. (2006); Galland et al. (2007);Folguera et al. (2008; 2009); Pasquarè et al. (2008);Bertotto et al. (2006); Quidelleur et al. (2009);Silvestro y Atencio (2009); Germa et al. (2010).

Figura 15: Falla La Carbonilla (36º23´S, 69º03´O) situada al este del Payún Matrú. A través de ella sehan derramado basaltos olivínicos del Pleistoceno tardío y Holoceno y por encontrarse en una laderano ha sido cubierta por sus propias coladas, como ocurre al oeste del Payún Matrú. Con un círculoblanco se indica a una persona como referencia.

tasomatismo podría haberlo producidoalgún episodio de subducción previo.

AGRADECIMIENTOS

Queremos expresar nuestro agradecimien-to a Carlos Colo y Ricardo Calegari, am-bos de YPF, por los datos proporciona-dos sobre el Terciario de la subcuencaLlancanelo. A Mario Sigismondi, Petro-bras Argentina, por los comentarios so-bre la estructura de la cuenca neuquina ya Mario Schiuma (YPF) por sus comen-tarios sobre los depósitos terciarios delvalle del río Grande, Mendoza. Nuestroespecial agradecimiento a Víctor Ramospor su invitación a presentar este artículoen la Revista de la Asociación GeológicaArgentina y por sus valiosos comentariossobre el manuscrito. También han contri-buido a mejorar la calidad del mismo loscomentarios proporcionados por AndrésFolguera. Este trabajo fue financiado porlos Proyectos de Investigación 620 (UNLP)y 0119 (CONICET).

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Recibido: 30 de agosto, 2010.Aceptado: 24 de septiembre, 2010.

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