ESTUDIO GEOLÓGICO INTEGRADO DE LA QUEBRADA DE …

SUBSECRETARÍA DE MINERÍA

SEGEMAR INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

ESTUDIO GEOLÓGICO INTEGRADO DE LA QUEBRADA DE HUMAHUACA

GEOLOGÍA REGIONAL Y GEOMORFOLOGÍA

Junio de 1998

SUBSECRETARIO DE MINERÍA

Daniel Meilán

PRESIDENTE DEL SEGEMAR Hugo Nielson

SECRETARIO EJECUTIVO DEL SEGEMAR

Roberto Page

DIRECTOR DEL IGRM José Mendía

Este texto, y los mapas y anexos que lo acompañan, es el resultado de un Proyecto de Cooperación entre el Instituto de Geología y Recursos Minerales (IGRM) de Argentina, y el Instituto Tecnológico Geominero de España (ITGE), cofinanciado por ambas instituciones y por la Agencia Española de Cooperación Internacional (AECI), a través del Instituto de Cooperación Iberoamericana (ICI). En su realización ha participado un equipo pluridisciplinar integrado por los siguientes geólogos argentinos y españoles: - Dirección de Proyecto: O. Lapido (IGRM) y V. Gabaldón (ITGE) - Geología Regional y Cartografía Geológica: L.R. Rodríguez (ITGE), M. A. González

(IGRM), N. Heredia (ITGE) y R. Seggiaro (IGRM). - Estratigrafía y Sedimentología: M.A. González (IGRM), A. Lizuain (IGRM) y V. Gabaldón

(ITGE). - Geología Estructural: L.R. Rodríguez (ITGE) N. Heredia (ITGE), R, Seggiaro (IGRM), y

M.A. González (IGRM). - Geomorfología : A. Martín-Serrano (ITGE) y P. Tchilingüirian (IGRM). - Metalogenia : J. Locutura (ITGE), L. Ramallo (IGRM) y F. Tornos (ITGE). - Minerales Industriales y Rocas de Aplicación: M. Lombardero (ITGE) y M. Viruel

(IGRM). - Caracterización Geomecánica de los Materiales: M. Ferrer (ITGE) y M.A. González

(IGRM). - Peligrosidad Geológica y Riesgos Naturales: M. Ferrer (ITGE) y M.A. González (IGRM). - Estudio Hidroquímico de la Cuenca Hidrográfica del rio Yacoraite: C.J. Ferrés, con la

colaboración de J. Siri, M. Poblete y H. Valenzuela (CRAS). - Cartografía Digital y SIG: S. Martín (ITGE), F. Pérez-Cerdán (ITGE), A. Bel-lan (ITGE),

V. Molina (IGRM) y R. Chávez (IGRM). Nuestro agradecimiento por la colaboración recibida en: - La Direccion de Mineria de la Provincia de Jujuy. - La Delegación en Jujuy del IGRM. - Autoridades comunales y pobladores de Volcan, Tumbaya, Purmamarca, Maimara,

Tilcara, Huacalera, Uquia, Humahuaca y Coctaca.

LA QUEBRADA DE HUMAHUACA, PROVINCIA DE JUJUY ESTUDIO GEOLÓGICO INTEGRADO

ÍNDICE 1. INTRODUCCIÓN................................................................................................................ 1 2. EL MAPA GEOLÓGICO. ....................................................................................................2

2.1. UNIDADES CARTOGRÁFICAS.................................................................................5 2.1.1. Formación Puncoviscana........................................................................................5 2.1.2. Formación Volcán..................................................................................................6 2.1.3. Grupo Mesón.........................................................................................................7 2.1.4. Grupo Santa Victoria ..............................................................................................8 2.1.5. Formación Chañí....................................................................................................9 2.1.6. Silúrico-Devónico indiferenciado.............................................................................9 2.1.7. Carbonífero..........................................................................................................10 2.1.8. Formación Fundición ............................................................................................ 11 2.1.9. Formación Aguilar ................................................................................................ 122.1.10. Grupo Salta ........................................................................................................12

2.1.10.1. Subgrupo Pirgua .........................................................................................12 2.1.10.2. Subgrupo Balbuena ..................................................................................... 132.1.10.3. Subgrupo Santa Bárbara ............................................................................. 14

2.1.11. Formación Casagrande ....................................................................................... 152.1.12. Formación Río Grande ....................................................................................... 152.1.13. Formación Maimará............................................................................................15 2.1.14. Formación Uquía ................................................................................................ 162.1.15. Abanicos antiguos ............................................................................................... 162.1.16. Formación Purmamarca ...................................................................................... 162.1.17. Campos de dunas. .............................................................................................. 172.1.18. Cuaternario indiferenciado................................................................................... 17

2.2. ESTRUCTURA GEOLÓGICA DE LA QUEBRADA DE HUMAHUACA. ................ 17 2.2.1. Estructuras Neoproterozoicas (Fase Tilcárica). ...................................................... 182.2.2. Estructuras Paleozoicas (Fases Oclóyica y Cháñica) .............................................. 19 2.2.3. La Extension Cretácica. ........................................................................................ 24 2.2.4. La Tectónica Compresional Andina ....................................................................... 25

2.2.4.1. La Deformación Andina en la Cordillera Oriental ........................................... 28

2.2.4.2. Deformación Andina en las Sierras Subandinas. ............................................. 31 3. EL MAPA GEOMORFOLÓGICO ..................................................................................... 31

3.1. RASGOS FISIOGRÁFICOS GENERALES ............................................................... 31 3.2. PRINCIPALES UNIDADES MORFOESTRUCTURALES ........................................ 33 3.3. ELEMENTOS MORFOLÓGICOS PRINCIPALES ................................................... 40

3.3.1. Modelado Fluvial.................................................................................................. 40 3.3.2. Cuenca endorreica de la Puna ............................................................................... 513.3.3. Modelado de Laderas........................................................................................... 523.3.4. Modelado Glaciar ................................................................................................. 533.3.5. Modelado Lagunar ............................................................................................... 553.3.6. Modelado Eólico .................................................................................................. 56

3.4. NEOTEC TÓNICA...................................................................................................... 56

4. FOTOGRAFÍAS ................................................................................................................. 63

3.5. RASGOS MAS DESTACADOS DE LA HISTORIA GEOMORFOLÓGICA ........... 57

5. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS ................................................................................. 76

Estudio Geológico Integrado de la Quebrada de Humahuaca (Jujuy) 1

LA QUEBRADA DE HUMAHUACA, PROVINCIA DE JUJUY. ESTUDIO GEOLÓGICO INTEGRADO

1. INTRODUCCION El estudio geológico integrado de la Quebrada de Humahuaca (Provincia de Jujuy), es el resultado de un proyecto de cooperación entre el Servicio Geológico Minero Argentino (SEGEMAR), y el Instituto Tecnológico Geominero de España (ITGE). El proyecto ha contado con financiación de la Agencia Española de Cooperación Internacional (AECI), a través del Instituto de Cooperación Iberoamericana (ICI). El proyecto, realizado por un equipo pluridisciplinar de geólogos argentinos y españoles, tiene como objetivo primordial brindar el conocimiento de la evolución geológica de la región estudiada, integrándolo con el análisis de otros procesos y características del territorio, tales como: i) Los procesos geomorfológicos y morfodinámicos recientes y actuales, que han contribuido a configurar su fisiografía y paisaje; ii) Los recursos minerales y las rocas de aplicación que pudieran ser objeto de aprovechamiento económico; iii) Las características geomecánicas de las rocas aflorantes; y iv) Los procesos actuales que, por su peligrosidad, se constituyen en riesgos geológicos. Como soporte cartográfico, el estudio incluye los mapas geológico y geomorfológico de la región estudiada, ambos a escala de 1:100.000, elaborados a partir de trabajos de campo y del análisis de imágenes satelitales y de fotografía aerea. La región objeto de este estudio corresponde a la parte septentrional de la provincia de Jujuy y más concretamente a la Quebrada de Humahuaca y áreas adyacentes, abarcando a los departamentos de Humahuaca, Tilcara y Tumbaya (fig. 1). Geográfica y morfológicamente se trata de una región cordillerana, denominada Cordillera Oriental, con numerosas cumbres por encima de los 5.000 m.s.n.m., alcanzando su punto culminante en el Nevado del Chañi (6.240 m.s.n.m., foto 1), situado en el extremo meridional del sector investigado. Esta unidad montañosa esta bien delimitada en su borde occidental por la Puna, llanura que forma parte del antiplano argentino-boliviano, con 3800 m.s.n.m. de altitud media y que tiene como rasgo más característico, además de constituir un de altiplano, su carácter endorreico. El límite oriental del área de estudio es en muchos casos más difuso, observandose un paso transicional al conjunto de alineaciones montañosas menos elevadas, conocidas como Sierras Subandinas (alrededor de 1.000 m.s.n.m.), que marcan la transición al piedemonte andino, definido por la llanura chaqueña. Los límites septentrional y meridional del área estudiada se han establecido convencionalmente, sin un límite morfológico o geológico específico, comprendiendo todo el sector de la quebrada incluido


en la hoja del mapa topográfico de la República Argentina a escala de 1:250.000 de Libertador General San Martín, así como una pequeña parte de la de Salta, hasta el paralelo de la localidad de Volcán. En esta región del NOA el relieve es muy abrupto, con fuertes pendientes, profundos valles y desniveles casi siempre superiores a los 2000 m. El valle principal, la Quebrada de Humahuaca, discurre en dirección norte-sur aprovechando la estructuración geológica regional. El río Grande y sus afluentes dibujan una trama esencialmente estructural, hasta desembocar en la depresión terciaria en la que se encuentra ubicada la ciudad de San Salvador de Jujuy. Esta disposición morfológica, que permite establecer una fácil conexión entre la elevada antiplnicie de la Puna y los valles y llanuras situados al este de las alineaciones montañosas de la Cordillera Oriental y Sierras Subandinas, explica el uso de la Quebrada de Humahuaca como paso natural y eje de comunicaciones de importancia continental ya desde la época precolombina. 2. EL MAPA GEOLÓGICO. Como soporte cartográfico se ha elaborado un mapa geológico a escala 1:100.000 de la región estudiada cuyo objetivo fundamental ha sido, más que la diferenciación de detalle de cada una de las unidades litoestratigráficas aflorantes en la zona, la cartografía de la estructura geológica con el fin de mejorar el conocimiento de la evolución geológica de este sector del noroeste argentino. El mapa se ha elaborado a partir de la información previa existente, del análisis de imágenes satelitales y de fotografía aérea, y con el apoyo de trabajos de campo en los que han participado geólogos argentinos y españoles. Una de las características que más resaltan al observar el mapa geológico del sector estudiado, es la presencia de extensos afloramientos de materiales del paleozoico y precámbrico, aspecto este diferenciador de los sectores de las Sierras Subandinas, situadas inmediatamente al este, donde los sedimentos mesozoicos y cenozoicos son predominantes. Otras características diferenciales importantes de la Cordillera Oriental son, la práctica ausencia de materiales paleozoicos superiores al Ordovícico, en contraste con las potentes series silúrico-devónicas y carboníferas aflorantes en el sector atribuido a las Sierras Subandinas, así como la relativa escasa presencia, en comparación con áreas próximas, de los abundantes sedimentos terciarios sinorogénicos con la compresión andina, características de las Sierras Subandinas o de amplios sectores de la Puna. Los materiales mesozoicos, contemporáneos con una importante etapa de rift desarrollada durante el Cretácico, se alinean a lo largo de estrechos corredores de dirección submeridiana, enmarcados por fallas de esa misma dirección (ver fig.2 y mapa geológico). Por último es de destacar la presencia de abundantes sedimentos modernos (pliocenos y cuaternarios), deformados en algunos casos de forma espectacular por corrimientos y fallas de actividad reciente, especialmente abundantes en el sector central del área estudiada por el que discurre el cauce del río Grande.


Figura 1. Mapa de situación del área de trabajo


Figura 2. Esquema tectónico de la Cordillera Oriental en el sector estudiado


2.1. UNIDADES CARTOGRÁFICAS Una de las características que más resaltan al observar el mapa geológico es la presencia en la Cordillera Oriental de extensos afloramientos de materiales del paleozoico y precámbrico, a diferencia de las Sierras Subandinas, situadas inmediatamente al este, donde los sedimentos mesozoicos y cenozoicos son predominantes. Otras características diferenciales importantes de la Cordillera Oriental son: por una parte la práctica ausencia de materiales paleozoicos superiores al Ordovícico, en contraste con las potentes series silúrico-devónicas y carboníferas aflorantes en el sector atribuido a las Sierras Subandinas; y por otra parte la relativa escasa presencia, en comparación con áreas próximas, de los abundantes sedimentos terciarios sinorogénicos con la compresión andina, características de las Sierras Subandinas o de amplios sectores de la Puna. Los materiales mesozoicos, contemporáneos con una importante etapa de rift desarrollada durante el Cretácico, se alinean a lo largo de estrechos corredores de dirección submeridiana, enmarcados por fallas de esa misma dirección. Por último es de destacar la presencia de abundantes sedimentos modernos (pliocenos y cuaternarios), deformados en algunos casos de forma espectacular por corrimientos y fallas de actividad reciente, especialmente abundantes en el sector central del área estudiada por el que discurre el cauce del río Grande. 2.1.1. Formación Puncoviscana (Turner, 1960) Esta unidad cartográfica, considerada por Salfity et al (1975) como la formación más joven del Grupo Lerma, desde el punto de vista litoestratigráfico quizás debería redefinirse como subgrupo puesto que incluye varios tramos litológicos, cartografiables y relativamente homogéneos entre sí: La Fm. Puncoviscana en sentido estricto; la Fm Volcán; y la informalmente denominada Fm. Huayra Puca (ver anexo: Informe sobre los minerales industriales y las rocas de aplicación en la Quebrada de Humahuaca, Jujuy). En el mapa geológico a escala 1:100.000 que acompaña a este texto se han diferenciado únicamente la Fm. Puncoviscana (1) y la Fm. Volcán (1a). Litológicamente la Fm Puncoviscana está integrada por una serie de más de 1500 m de espesor en la que alternan lutitas, pizarras, filitas, grauvacas y esquistos cuarcíticos. Todo el conjunto presenta una coloración gris verdosa oscura y se encuentra afectado por un metamorfismo regional débil, de carácter dinámico, que no alcanzó a obliterar las características sedimentarias originales; los sedimentos no pasan las facies de esquistos verdes. Localmente incluye vulcanitas que afloran en las nacientes de la quebrada de Queta Cara, Dpto. Tilcara. Es común en esta formación litoestratigráfica la presencia de vetas de cuarzo lechoso, de espesores variables entre 5 cm y 1 m, siendo las más comunes las comprendidas entre 10 y 25 centímetros. La Fm Huayra Puca (denominación informal), que no se ha individualizado en el mapa geológico por razones de escala de trabajo, aflora en la ladera oriental de la quebrada de Humahuaca, entre las localidades de Angosto del Perchel e Higuerita. Se ha reconocido con más detalle en el Angosto


de Perchel y en la localidad de Alfarcito (al E de Tilcara). Está constituida por metapelitas de colores verdes y rojizos, de espesor no determinado con exactitud, pero en cualquier caso superior los 50 m, diferenciandose bien de la Fm. Puncoviscana, en la que se intercala, mucho más arenosa y grauwáquica,. Estructuralmente, como es común en toda la Fm. Puncoviscana, se dispone subvertical, con algunos pliegues menores, de flancos subparalelos y plano axial vertical. Presenta foliación pizarrosa en los tramos de granulometría más fina que permite exfoliar la roca en planchas y lajas delgadas (de 1 cm de espesor o menos). En conjunto la Fm. Puncoviscana, incluyendo a la Fm. Huayra Puca, representa un medio sedimentario de offshore en el que el mecanismo de transporte y sedimentación corresponde de manera dominante a flujos turbidíticos en sentido amplio, probablemente vinculados lateralmente con un sistema deltaico, no aflorante en la zona de estudio. Este mecanismo de sedimentación confiere a las capas una geometría netamente planoparalela. La relación de proximalidad/distalidad de este sistema sedimentario, en relación con cambios relativos del nivel del mar, justifican la intercalación de potentes tramos con facies litológicas de granulometría fina a muy fina, de gran extensión lateral (Fm. Huayra Puca), aptas para su explotación como piedra laja (ver anexo citado). En la literatura geológica se asigna a la Fm Puncoviscana, y por extensión a las Fms. Volcán y Huayra Puca, una edad Precámbrico sup. – Cámbrico, ya que aparece intruida por plutonitas que datadas por el método Rb-Sr sobre roca total arrojaron 601 + 65 m.a. y 586 + 70 m.a. (Halpern y Latorre, 1973), y por otra parte contiene restos de Oldhamia sp. y otras trazas fósiles (Aceñolaza, 1973 y Aceñolaza y Durand, 1973). 2.1.2. Formación Volcán (Loss y Girodana, 1952) Esta unidad litoestratigráfica, intercalada en la parte superior de la Fm. Puncoviscana, está constituida fundamentalmente por dos litotipos, uno dominante calcareo y otro dolomítico, denominado miembro Tumbaya. Con unos 500 m de espesor aparente, aflora en el sector suroriental de la zona de estudio, en la ladera oriental de la quebrada de Humahuaca entre las localidades de Bárcena y Volcán. El litotipo principal, que puede observarse en la cantera de Bárcena o Calera Volcán, corresponde a calizas masivas de color negro o negro azulado, compactas, muy fracturadas y con abundantes vetas blancas de calcita de espesor milimétrico. En este litotipo se intercalan algunos niveles delgados (< 1 m) de calizas de color claro y areniscas calcáreas. El miembro dolomítico está constituido mayoritariamente por dolomías de color gris, intensamente fracturadas, con intercalaciones de calizas, lutitas y rocas volcánicas La intensa recristalización impide reconocer estructuras sedimentarias primarias, salvo en algunos


tramos en los que se aprecian relictos de laminación que recuerda estructuras algales. Por otra parte, las calizas de color claro del litotipo principal presentan textura brechoide formada por intraclástos en una matriz micrítica. El ambiente sedimentario probablemente corresponda a una plataforma somera con bioconstrucciones algales, en donde las facies de brechas sinsedimentarias representan capas de tormenta 2.1.3. Grupo Mesón (Turner, 1960) La unidad cartográfica correspondiente al Grupo Mesón constituye una gran secuencia deposicional de edad Cámbrico que yace en discordancia angular sobre la Fm. Puncoviscana, y esta cubierta por los sedimentos ordovícicos del Grupo Santa Victoria. El grupo, con un espesor medio que varía de 250 a 320 m, está integrado por las formaciones Lizoite, Campanario y chalhualmayoc. La Formación Lizoite (Turner, 1960) está constituida por un conjunto de conglomerados, areniscas y, en menor proporción pelitas. Los conglomerados, más abundantes hacia la base, están compuestos por clastos de cuarzo, esquistos, pizarras y grauvacas; procedentes de la Fm. Puncoviscana; matriz areniscosa de color violado oscuro, y con cemento silíceo. Las areniscas, tambien con cemento siliceo, son de color blanquecino a blanco grisaceo, rosadas y moradas, presentan estratificación cruzada planar y en artesa, e intercalan algunos bancos conglomerádicos con bases erosivas, y niveles pelíticos morados. En general la serie, con un espesor total que varía entre 70 y 120 m, se ordena en una megasecuencia estrato y granodecrecientes, constituida a su vez por secuencias de facies igualmente estrato y granodecrecientes. Este tipo de secuencias, la geometría de las capas y su estructura interna permiten asimilar esta formación a una serie fluvial de rios tipo braided, que evoluciona hacia el techo a un medio marino de plataforma somera. La Formación Campanario (Turner, 1960), con un espesor de entre 50 y 100 m, yace en contacto transicional sobre la Fm. Lizoite. Está compuesta por una alternacia de areniscas y pelitas de colores rojizos, morados y verdosos. La capas en general son de espesor centimétrico a decimétrico, con geometría ondulada y estructura interna de ripples. Los niveles pelíticos están muy bioturbados y en los arenosos son relativamente frecuentes las trazas de skolithus. En conjunto representa un medio sedimentario de plataforma somera, próximo al nivel de base del oleaje (transición de shoreface a offshore). La Formación Chalhualmayoc (Turner, 1963) está constituida por areniscas silicificadas, de color blanco amarillento claro, grano mediano, estratificadas en capas medias a gruesas con estructura interna de laminación cruzada, con intercalaciones de pelitas muy bioturbadas. El espesor total oscila entre 70 y m. En las capas arenosas es frecuente la presencia de geometrías internas de tipo sigmoidal con ondulitas en la superficie de estratificación, compatibles con un mecanismo de sedimentación por corrientes mareales.


Desde el punto de vista paleogeográfico el grupo Mesón representa la transición entre un medio fluvial de tipo braided (Fm. Lizoite), a marino somero con facies de shoreface-offshore proximal (Fm. Campanario), y de nearshore-intermareal (Fm. Chaualmayoc). Respecto de la edad del grupo Mesón, los restos fósiles hallados no permiten datar estos sedimentos. Aparte de los skolithus se han encontrado restos mal conservados de braquiópodos (Herrero Ducloux, 1940; Keidel, 1943; y Ramos, in: Ramos, Turic y Zuzek, 1967). Por la posición estratigráfica, discordante sobre la Fm, Puncoviscana y bajo las pelitas ricas en faunas fósiles del Ordovícico inferior, esta unidad cartográfica se asigna al Cámbrico. La aplicación industrial del grupo Mesón se restringe a los tramos cuarcíticos de la Fm. Lizoite que tienen estratificación más delgada (centimétrica a algunos decímetros). Con estratificación centimétrica se puede obtener planchón de piedra de laja, tal como se hizo en las capas superiores de la cantera de Perchel, hoy inactiva . Los tramos de estratificación comprendida entre 10 y 30 cm han sido utilizados en la zona para obtener piedra de mampostería. En la cantera de Moye Punco (Bella Vista), también inactiva, se explotó la arenisca rosada y roja de la formación Lizoite y también unos bancos de areniscas verdosas, que deben pertenecer a la formación Campanario. La escuela-hogar de Tumbaya está construida con mampostería de cuarcita rosada y arenisca verde, posiblemente extraídas de la cantera citada (ver anexo: Informe sobre los minerales industriales y las rocas de aplicación en la Quebrada de Humahuaca, Jujuy). 2.1.4. Grupo Santa Victoria (Turner, 1960) Con carácter regional, el Grupo Santa Victoria, de edad Ordovícico, se apoya en discordancia mediante contacto en downlap sobre el Grupo Mesón infrayacente. Está integrado por las formaciones Santa Rosita, Acoite y Sepulturas, en las que dominan los sedimentos siliciclásticos. Únicamente la Fm. Sepulturas incluye capas de calizas. La Fm. Santa Rosita (Turner, 1960), de 500 m de espesor (Zanettini, 1973), comienza localmente con un conglomerado basal de clastos redondeados de cuarzo lechoso y cuarcitas blanquecinas y moradas, en una matriz areniscosa. Siguen lutitas verdes a verdes grisáceas, finamente estratificadas, con algunas intercalaciones de bancos de areniscas de grano mediano. En general las capas son planoparelas a escala de afloramiento, aunque en detalle tienen geometría ondulada. La Fm. Acoite (Harrington, 1957) está formada por una alternancia de capas centimétricas de lutítas de colores pardo amarillentos y verdosos, y de areniscas de grano fino a medio con un espesor total de 700 m (Zanettini, 1973). Al igual que la formación Santa Rosita, a escala de afloramiento las capas son planoparalelas, aunque en detalle presentan geometría ondulada debida a ripples. Hacia el techo las capas arenosas se hacen dominantes y son progresivamente de mayor espesor y con estructuras sedimentarias de mayor rango, siendo relativamente frecuente la


estratificación cruzada de tipo hummocky. La Fm. Sepulturas (Harrington, 1957) tiene regionalmente una distribución irregular. Se ha citado su presencia en las quebradas de Purmamarca y Vizcachas, y en el Espinazo del Diablo. Está constituida por unos 50 m (Harrington y Leanza, 1957) de alternancia de capas delgadas de areniscas calcáreas de grano medio a grueso y lutitas verdosas. El Grupo Santa Victoria, considerado en su conjunto, está constituido por facies de plataforma (offshore) dominada por la acción de las tormentas, más proximales cuanto más al techo de la serie, conformando una gran secuencia estrato y granocreciente representativa de una progresiva somerización de la cuenca. En la literatura geológica, diversos autores asignan el Grupo Santa Victoria, en virtud de la fauna fósil encontrada, especialmente de graptolitos, al Ordovícico (Tremadociano a Llanvirniano). Esta unidad cartográfica, por las características litológicas y estructurales de las rocas que la integran, carece de interés industrial. 2.1.5. Formación Chañí (Méndez, 1975) Aflora esta unidad cartográfica en el extremo sur de la región estudiada, en las altas cumbres y en el faldeo oriental del Nevado del Chañí, ocupando una superficie aproximada de 16 km en sentido norte sur, por 10 km en sentido este oeste. La litología dominante es un granito calcoalcalino biotítico de color rosado con diferenciaciones porfídicas. Respecto de la edad de esta formación, dataciones radimétricas por el método K-Ar en biotita situan la intrusión en 477+20 m.a. (datación INGEIS), y en 463+6 m.a. (Rundle, in: Méndez, 1975), correspondiente al Ordovícico superior-Silúrico inferior, aunque por el contexto geológico regional, parece más probable que el emplazamiento de esta formación sea de edad Silúrico inferior. 2.1.6. Silúrico-Devónico indiferenciado Los materiales del Silúrico-Devónico que afloran al este del área de estudio, en las Sierras Subandinas, forman parte de una gran cuenca sedimentaria que tiene su mejor representación en territorio boliviano. Se inicia la serie con un nivel de muy poco espesor (alrededor de 10-15 metros), asimilable a la formación Zapla. Está constituido por areniscas gris verdosas con mucha matriz arcillosa que engloban grandes clastos y bloques de areniscas y granitos, con aspecto general desorganizado. Este tramo basal representa un mecanismo de sedimentación por flujos gravitativos densos (debris flow y slumping) que evolucionan distalmente a capas turbidíticas arenosas.


La serie continúa con un potente tramo de más de 500 m de espesor (Fm. Lipeón, Turner 1960) dominantemente pelítico, de color gris y gris verdoso, que intercala delgados niveles arenosos siliceos, haciendose estos progresivamente más abundante y de mayor espesor, constituyendo en conjunto una secuencia estrato y granocreciente. Representa un medio sedimentario de plataforma externa (off-shore), en el que domina la sedimentación arcilloso-lutítica y donde las capas arenosas son el resultado de fjujos turbidíticos en sentido ámplio, seguramente inducidos por corrientes de retorno de tormenta. En este sentido, la Fm. Lipeón constituiría una serie somerizante depositada en una extensa plataforma dominada por la acción de las tormentas, evolucionando en vertical de más profunda a más somera, culminando con facies de nearshore. La serie silúrico-devónica culmina con areniscas líticas y areniscas cuarcíticas que intercalan capas lutíticas y localmente conglomerádicas. En vertical la serie es más arenosa y conglomerádica hacia el techo, confiriendo en general un aspecto estrato y granocreciente probablemente vinculado con la progradación de un sistema deltaico. El contenido faunístico de la serie permite a diversos autores asignar una edad Wenlockiana-Ludlowiana para el potente tramo intermedio que representa a la Fm. Lipeón, y Gediniana-Siegeniana para la serie areniscosa y conglomerádica con que culmina esta unidad cartográfica. En relación con las aplicaciones económicas de la serie silúrico-devónica es de destacar la presencia de horizontes ferríferos en la Fm. Lipeón. Estos horinontes, cuya mineralización principal es chamosita, hematita y siderita, con leyes de alrededor del 35%, tienen geometría de barras depositadas en ambiente de nearshore (Bosso, 1994). 2.1.7. Carbonífero Los materiales de edad carbonífero afloran en el sector oriental de la región estudiada, formando parte de las Sierras Subandinas. De naturaleza siliciclástica, se incluyen en esta unidad el Grupo Macharetí y el Grupo Mandiyutí. El Grupo Macharetí (Mather, 1922), de edad Missisipiano-Pensilvaniano, constituye la serie sedimentaria con que se inicia el relleno de la cuenca de Tarija. Se apoya en discordancia angular sobre las sedimentitas del Devónico infrayacente, fosilizando un paleorrelieve muy acusado. El espesor, muy variable en razón del paleorrelieve que fosiliza, alcanza los 700 m (Amengual y Zanettini) La parte inferior del Grupo (formación Tupambi) es esencialmente arenosa con intercalaciones pelíticas y escasos niveles conglomerádicos. En general se ordena en secuencias estrato y granocrecientes que culminan con arenas, a veces conglomerádicas, con estratificación cruzada en artesa. Se han interpretado estas secuencias como barras de desembocadura de un sistema deltaico.


La parte superior (Formación Tarija) esta constituida principalmente por diamictitas de tonalidades oscuras, con intercalaciones de conglomerados, areniscas y pelitas oscuras. Estas intercalaciones aparecen con frecuencia con pliegues sinsedimentarios consecuencia de deslizamientos gravitacionales. Algunos autores consideran que un tramo de pelitas de la base, con frecuentes drop-stones, corresponderían a la formación Itacuami. El medio sedimentario probablemente corresponda con un frente deltaico con alta tasa de sedimentación, en el que eran frecuentes los deslizamientos a favor de la pendiente dando potentes capas de “debris flow” y slumpings. La abundancia de clastos estriados, englobados en las diamictitas, sugiere que este sistema sedimentario debía tener su area fuente en frentes glaciarios. 2.1.8. Formación Fundición (Amengual et al, 1974). Aflora esta formación intrusiva inmediatamente al oeste de la cabecera de la Quebrada de Yacoraite (cerro Barbaquiojo y Abra de Fundición). Se trata de un cuerpo de planta elongada en dirección NNE-SSW, de 9 km x 4 km, limitado al E y al W por sendas fallas inversas inclinadas al W. La litología predominante es sienítica, variando entre sienita y monzosienita. Este granitoide está intruyendo al Grupo Mesón, de edad Cámbrico, produciendo un metamorfismo de contacto con facies de corneanas en las sedimentitas del grupo citado. Dado que el contacto es subhorizontal, los afloramientos de la Fm. Fundición corresponden en gran medida a la parte apical del cuerpo plutónico, que está comenzando a ser desmontado por la erosión La sienita que mayoritariamente constituye la Fm. Fundición es muy pobre en cuarzo, de color rosado, grano grueso a medio y porfídico, con muchos enclaves de litología diversa. En ocasiones tiene cavidades miarolíticas de pequeño tamaño (centimétrico) Los megacristales feldespáticos, de color gris rosado a gris verdoso y zonados, de 1 a 3 cm de largo, no están orientados por lo general. La matriz granuda está formada por feldespato, máficos subidiomórficos a xenomórficos y muy escaso cuarzo xenomórfico. Los enclaves, extraordinariamente abundantes (más de 20 por m2) son de dos tipos: - Enclaves básicos microgranudos redondeados, de origen magmático - Xenolitos metamórficos, probablemente del grupo Puncoviscana, angulosos, de hasta 15 cm de

longitud. La estructura interna del granito consiste en una débil orientación magmática subvertical, en dirección N-S, marcada en algunos lugares por la orientación preferente de los enclaves y los megacristales. No hay síntomas de deformación posterior, salvo la fracturación que es muy intensa. El color rosado intenso de la sienita de Fundición le confiere a este cuerpo intrusivo un cierto interés comercial. Interés que se ve disminuido por la abundancia de enclaves y por la alta densidad de fracturas que afectan a este cuerpo, lo que impediría obtener bloques comerciales, y por


encontrarse en una situación geográfica de difícil acceso. 2.1.9. Formación Aguilar La formación Aguilar constituye el mineralotecto de Pb-Zn más importante de la Argentina (Mina Aguilar), cuya explotación es actualmente la mayor industria minera de la zona de estudio. Es un cuerpo plutónico granítico de dimensiones medias, de edad Cretácico Inferior según determinaciones radimétricas por los métodos K-Ar y Rb-Sr que han dado un promedio de 118+15 m.a. Tiene forma elongada en dirección N-S, e intruye a las sedimentitas cambro-ordovícicas. El granito está constituido por al menos tres litofacies, siendo el contacto entre ellas subhorizontal, ya que el pozo principal de la mina las atraviesa y cada galería está siempre en la misma litofacies. Esta disposición estructural es típica de la zona alta o apical de un plutón. Los términos de cota más baja (hasta los 4 000 m) son de granito calcoalcalino gris, de grano medio-fino, con abundantes enclaves básicos microgranudos. Entre las cotas 4 000 y 4 200 aproximadamente es un granito gris verdoso de grano medio, con epidota. Sobre la cota 4 200, el granito es una facies rosada, de tono claro, con tendencia porfídica (megacristales de feldespato esporádicos de 1 a 3 cm dispersos, zonados, no orientados). Tiene cristales (4 a 6 mm) subidiomórficos de feldespato. Cristales globulares de cuarzo (3 a 5 mm) subidiomórfico a xenomórfico y máficos (1 a 5 mm) de subidiomórficos a idiomórficos. 2.1.10. Grupo Salta (Brackebush, 1891, nom. subst Turner, 1959) El Grupo Salta se corresponde con un ciclo sedimentario que abarca el Cretácico y Paleogeno. Está integrado por los subgrupos Pirgua, Balbuena y Santa Bárbara. Las sedimentitas, casi totalmente continentales de este Grupo, constituyen los depósitos sinorogénicos relacionados con una etapa de rift intracratónico, con el que se vincula el emplazamiento de los granitoides de las formaciones Fundición y Aguilar, así como la extrusión de cuerpos subvolc· nicos alcalinos y volcánicos de naturaleza basáltica, citados en distintas partes de la cuenca cretácica, fuera ya de la zona investigada. 2.1.10.1. Subgrupo Pirgua (Vilela, 1951, nom. trasl Reyes y Salfity, 1973) Corresponde a las "Areniscas inferiores" de Bonarelli (1913), denominadas luego por Vilela (1951 como Formación Pirgua. Reyes y Salfity (1973) proponen el cambio de categoría a la de Subgrupo, basándose en el reconocimiento en la Subcuenca de Alemania de tres unidades formacionales: La Yesera, Las Curtiembres y Los Blanquitos. Estas formaciones anteriormente habían sido tratadas con la categoría de miembros (Reyes, 1970).


El Subgrupo Pirgua se apoya en discordancia angular sobre materiales más antiguos, proterozoicos y/o paleozoicos. Está constituido por una secuencia siliciclástica estrato y granodecreciente, de conglomerados, areniscas y arcillas de colores rojizos. Los conglomerados son polimícticos con abundante matriz arenoso-arcillosa. En los niveles arenosos y arcillosos son frecuentes los paleosuelos con concreciones calcareas. La serie corresponde a sedimentos de abanicos aluviales, localmente con tramos de sedimentación fluvial, que rellenan hemigrabenes generados en los primeros estadios del rift intracratónico cretácico. El carácter sintectónico en una etapa distensiva de esta unidad hace que se encuentren filones capa, diques y coladas de composición basáltica y que el espesor de la serie sedimentaria sea muy variable pasando en poco espacio desde algunos centenares de metros en las zonas de mayor subsidencia, a la ausencia de sedimentos de este subgrupo. No obstante, puede considerarse un espesor medio de unos 400 m. En edad el sugrupo Pirgua se situa entre el Cretácico inferior y el límite Santoniano-Campaniano. Se han citado restos de anuros, saltenia ibañenzi (Ibañez, 1960) y de dinosaurios (Danieli, 1968). 2.1.10.2. Subgrupo Balbuena (Moreno, 1970) Constituye, junto con el Subgrupo Santa Bárbara, una unidad extensiva correspondiente al periodo de postrift, en una etapa gobernada por la subsidencia térmica, cuyo registro sedimentario es expansivo respecto a los depósitos del Subgrupo Pirgua, apoyándose en contacto concordante sobre el mismo, o directamente en discordancia angular sobre el substrato paleozoico y/o proterozoico. El Subgrupo Balbuena está integrado por areniscas calcáreas amarillentas de la Formación Lecho (Turner, 1959), y por calizas oolíticas y margas arenosas de color amarillento a verdoso de la Formación Yacoraite. La Fm Lecho litológicamente está integrada por areniscas medianamente seleccionadas, de grano medio a grueso, color amarillo pálido a blanquecino rosado. La mayoría de los clastos son de cuarzo y el cemento es calcáreo. Localmente la serie intercala niveles conglomerádicos con geometría de paleocanales. La serie, de unos 80 a 100 m de espesor medio, se ordena en general en secuencias estrato y granodecrecientes representativas de un sistema fluvial de tipo braided. Algunos autores citan la presencia de niveles con sedimentación eólica. En la evolución de la cuenca la Fm. Lecho, asignada por algunos autores al Campaniano, representa la estabilización de la etapa distensiva sinrift que dió lugar a los hemigrabenes del subgrupo Pirgua, y el inicio de la subsidencia térmica generalizada durante el Cretácico terminal La Formación Yacoraite (Turner, 1959) constituye una sucesión calcarea de tonos amarillentos en donde las litologías dominantes son calizas oolíticas, calizas estromatolíticas, y calizas tableadas finamente laminares. Localmente incluye calizas intraclásticas y algunos niveles de margas. El


espesor total varía desde pocos metros hasta más de un centenar, siendo los más frecuente que varíe entre 50 y 70 m. Las capas en general no superan los 0,50 m. La serie se ordena en secuencias métricas a submétricas granocrecientes que suelen culminar con niveles estromatolíticos y/o micríticos con prosidad fenestral y láminas rotas, diagnósticas de un ambiente de sedimentación marino muy somero, probablemente micromareal. Se han citado restos fósiles de peces, pectínidos, ostreas y gastrópodos entre los que se destaca Gasteroclupea brnisai (Aceñolaza, 1968), además existen Pucalithus, que indican una edad campaniana - maestrichtiana. Desde el punto de vista de las aplicaciones industriales, las capas de caliza estromatolítica amarillo-rosada que con frecuencia aparecen en la formación Yacoraite son un material susceptible de extraerse para tallar objetos de decoración, dada la vistosidad y la aptitud al pulido de esta roca. La ausencia de capas de espesor métrico impiden su explotación para su uso como roca ornamental 2.1.10.3. Subgrupo Santa Bárbara (Moreno, 1970) Está integrado por un conjunto sedimentario, de origen continental, compuesto por margas, margas arenosas y arcilitas calcáreas de colores rojizos y verdosos con frecuentes restos de Pucalithus y abundantes venillas de yeso, y por areniscas y niveles de conglomerados. Está integrado por las formaciones Mealla, Maíz Gordo y Lumbrera. La Formación Mealla (Moreno, 1970), de unos 200 m de espesor, se dispone en forma concordante sobre la formación Yacoraite. Está integrada por un conjunto, de colores rojizos y verdosos, de aspecto masivo aunque en detalle presenta estratificación bien marcada en bancos de 2 a 10 cm, de margas arenosas, arcilitas calcáreas y areniscas arcillosas, con abundantes niveles decimétricos de yesos que contienen nódulos de alabastro de tamaño decimétrico. Dicho alabastro, transparente, de buena calidad, está comenzando a explotarse de forma artesanal en las cercanías de Tilcara. La Formación Maíz Gordo (Moreno, 1970) sobreyace en contacto transicional a la Formación Mealla. Esta constituida por unos 150 m de arcilitas calcáreas, margas, margas arenosas de color verde oscuro a amarillento con intercalaciones pelíticas grises azuladas. Es común la presencia de Pucalithus en todo el perfil. Todo este conjunto presenta estratificación bien marcada en bancos de 2 a 5 cm de espesor. Hacia los bordes de la cuenca esta secuencia está reemplazada por areniscas de grano medio a fino y de color verde claro. De edad Paleoceno tardío a Eoceno temprano, las formaciones Mealla y Maíz Gordo representan la transición desde las facies marinas muy someras de la Fm. Yacoraite a las facies más netamente fluviales de la formación Lumbrera. La Formación Lumbrera (Moreno, 1970) es una sucesión de unos 140 m de espesor de arcilitas, limolitas y fangolitas calcáreas de color rojo intenso con intercalaciones de areniscas finas a medianas y esporádicamente niveles de conglomerados o brechas intraclásticas calcáreas gris


verdosas. Se ordena en ciclos de facies estrato y granodecrecientes representativos de un medio fluvial de tipo braided, si bien a gran escala la serie es granocreciente, como resultado de la progradación de todo el sistema sedimentario. Desde el punto de vista de las aplicaciones industriales, las arcillas margosas del subgrupo Santa Bárbara presentan, a priori, buenas características para la fabricación de alfarería, ladrillería, bovedillas y cerámica de pasta roja en general 2.1.11. Formación Casagrande (Fernandez Bondesio y Pascual, 1973) Esta formación, a la que Coira (1979) asigna un espesor de entre 250 y 550 m en el sector de Tres Cruces, está constituida por unos 550 m de conglomerados, areniscas y arcillas, de color castaño rojizo a rosado, formando secuencias estrato y granodecrecientes características de sistemas fluviales de tipo braided. Localmente intercala niveles de rocas epiclásticas tobaceas, de colores blanquecinos, retrabajadas por los sistemas fluviales citados. En conjunto la serie es progradante, con paleocanales más conglomerádicos y de mayor espesor cuanto más al techo de la serie. La edad de esta formación, en base a restos de mamíferos estudiados por Bond y López (1995), es Eoceno medio (Mustersense). 2.1.12. Formación Río Grande (Pascual et al, 1978) Esta formación es litológicamente análoga a la Fm Casagrande, sobre la que yace en discordancia. Está constituida por unos 1000 m (Pascual et al. 1978) de conglomerados, areniscas conglomerádicas, areniscas y raros niveles pelíticos de color rojo grisáceo claro, estratificada en bancos lenticulares y tabulares gruesos a finos, formando secuencias estrato y granodecrecientes representativas de un sistema fluvial de tipo braided.. 2.1.13. Formación Maimará (Salfity et al, 1984) Esta formación está prácticamente restringida al sector central de la Quebrada de Humahuaca, no aflorando su base. Esta constituida por una serie de entre 35 y 120 m de areniscas y conglomerados con algo de matriz arcillosa y con intercalaciones de tobas de color blanco. Los niveles más arenosos de la base suelen tener paleosuelos mal desarrollados. Las capas tienen geometría planoparalela a gran escala, ordenándose la serie en una gran secuencia estrato y granocreciente. Lateralmente, hacia el noreste, se interdigita con la formación Uquía. Corresponde a facies de abanicos aluviales sintectónicos sedimentados en discordancia progresiva durante la etapa de compresión andina constituyendo una pequeña cuenca de foreland, en un frente de cabalgamiento fuera de secuencia, con vergencia al este, que se situa en la margen derecha del rio Grande


2.1.14. Formación Uquía (Castellanos, 1950) Está formación, al igual que la Fm. Maimará, con la que se interdigita, tiene carácter local quedando restringida al sector centro-norte de la Quebrada de Humahuaca, entre las localidades de Coctaca y Huacalera. Está constituida por unos 70 a 100 m de arenas de grano fino de tonos blando amarillentos, con intercalaciones de conglomerados y en menor proporción de rocas epiclásticas tobaceas. Representa sedimentos fluviales de tipo braided procedentes del noreste, depositados durante la etapa de compresión andina, probablemente como una pequeña cuenca de piggi back, asociada a los frentes de cabalgamiento de la Cordillera Oriental sobre las Sierras Subandínas. 2.1.15. Abanicos antiguos

Constituyen los testigos iniciales de la evolución morfológica de la Quebrada aunque bajo la misma denominación se han incluido también los relictos más viejos del relleno cuaternario (?) de la Puna. Ocupan una gran extensión superficial en la depresión de Humahuaca, pero en el resto de la Quebrada quedan reducidos a pequeños afloramientos colgados junto al borde montañoso.

Se trata de depósitos multisecuenciales de abanicos aluviales constituidos por gravas y bloques clastosoportados con buena estratificación e intercalaciones decimétricas de tobas volcánicas. A techo desarrollan suelos rojos con horizontes petrocálcicos de gran espesor. 2.1.16. Formación Purmamarca Se ha denominado así a toda una generación intermedia de abanicos aluviales y sedimentos fluviales que rellenan gran parte de la Quebrada de Humahuaca y valles adyacentes. Dicho relleno que es especialmente importante en la quebrada de Purmamarca, pues es donde mayor espesor de sedimento se conserva, constituye un nivel de referencia morfológico de importancia local. Son acumulaciones de sedimentos de más de 100 m de espesor constituidas por gravas y bloques de pizarras y tillitas procedentes en su mayor parte de la F. Puncoviscana que aflora en la zona. Las gravas son clastosoportadas, polimícticas y heterométricas con centiles variables. Están bien estratificadas pero presentan escaso ordenamiento interno, reconociéndose imbricación de cantos y ocasionalmente estratificación cruzada, planar y en surco. Hacia Tumbaya aparecen cuñas arenosas y limosas con estratificación planar. Son depósitos acumulados por flujos densos (debris-flow) y por dinámica fluvial que han sido relacionados con la actividad periglaciar pleistocena (Chayle y Wayne, 1995)


2.1.17. Campos de dunas. Se refiere a una gran acumulación eólica regional ubicada en la Puna entre Sierra alta y Sierra Aguilar. Es un gran manto de arena procedente de la playa de las Salinas Grandes, con destacadas alineaciones de barjanes y dunas longitudinales. 2.1.18. Cuaternario indiferenciado Incluye toda la sedimentación holocena y pleistocena más moderna, cuyo detalle genético se especifica en el mapa geomorfológico adjunto. Son depósitos de litoestratigrafía variada: gravas y arenas sin consolidar de las dos últimas generaciones de conos aluviales de dimensión moderada, y otros tantos niveles de terrazas fluviales de las quebradas, depósitos bréchicos vinculados a una pasada actividad glaciar y la sedimentación varvada (fangos y costras de sal) de los balares puneños. 2.2. ESTRUCTURA GEOLÓGICA DE LA QUEBRADA DE HUMAHUACA. El área estudiada presenta registros estructurales atribuibles a eventos tectónicos sobreimpuestos correspondientes a ciclos orogénicos diferentes. Se pueden identificar estructuras asignadas a la denominada fase Tilcárica (Turner y Mendez, 1975), desarrollada al final del ciclo Panamericano en el Cámbrico inferior, así como algunas relacionables con la fase Oclóyica, desarrollada durante el ciclo Famatiniano (Aceñolaza y Toselli, 1973), a fines del Ordovícico. En el Paleozoico superior (Carbonífero inferior) se ha citado, en áreas próximas, la presencia de una discordancia regional erosiva y de escasa angularidad (Aramayo Flores, 1989, Díaz et al. 1996, Stark et al. 1992) asignada a la fase Cháñica (Azcuy y Caminos, 1986) que, si bien indica basculamientos suaves, no refleja una tectónica de magnitud importante entre las distintas unidades aflorantes en la región. Las estructuras más evidentes en el mapa y perfiles geológicos (figs. 3, 4 y 5), son las relacionadas con el desarrollo del rift cretácico y, especialmente, las vinculadas a la tectónica andina cuya evolución se inicia a principios del Terciario. La descripción estructural se va a realizar teniendo en cuenta estos condicionantes, se describiran en primer lugar las estructuras observadas atribuibles a eventos tectónicos paleozoicos e incluso neoproterozoicos, seguidamente las estructuras extensionales vinculadas con el desarrollo del rift cretácico, posteriormente los corrimientos y fallas desarrollados durante la compresión andina y por último, las estructuras más recientes que afectan a los materiales pliocenos y cuaternarios


La presencia de estructuras tectónicas probablemente neoproterozoicas está registrada en las rocas de la Fm. Puncoviscana de edad Precámbrico-Cámbrico inferior. Estructuras claramente truncadas por la discordancia basal del Grupo Mesón se pueden observar a lo largo de todas las quebradas transversales al río Grande (quebradas de Jueya, Huichaira., Purnamarca, etc.) o en los cordales montañosos situados tanto al este como al oeste. Una excelente localidad donde se puede observar la fuerte discordancia angular del Grupo Mesón sobre los materiales del Grupo Puncoviscana, previamente estructurados por pliegues asimétricos vergentes al este (foto 2) es en la ruta 40, en una zona situada un poco al oeste de la cuesta de Lipán, una vez superada el Abra de Potrerillos (foto 3). En las proximidades de la localidad de Purmamarca y en las quebradas perpendiculares al rïo Grande situadas más al norte, es posible observar excelentes ejemplos de pliegues isoclinales de plano axial subvertical, con los ejes buzando fuertemente hacia el norte (foto 4), por efecto probablemente de las deformaciones posteriores. Una disposición estructural parecida se puede observar en los cordales de Alfarcito y Ovejería, al este de Tilcara, si bien en este caso los ejes de los pliegues buzan fuertemente hacia el sur. En el área situada al oeste de Tilcara (quebradas de Huichaira y Jueya), se observan flancos inversos y normales (deducibles por la presencia de un clivaje penetrativo de escala hectométrica del tipo “slaty cleavage” o clivaje pizarroso), deformados por pliegues posteriores de plano axial subvertical y ángulo entre flancos elevado que desarrollan un incipiente clivaje de crenulación asociado. En el zona situada al este de la localidad de Volcán, en el extremo meridional del área estudiada, las calizas de la Fm. Volcán, intercaladas en las lutitas de la Fm. Puncoviscana, dibujan un pliegue anticlinal asimétrico de escala cartográfica con marcada vergencia hacia el oeste (ver mapa geológico), en aparente contradicción con lo observado en otras localidades. No obstante el no poder evidenciar en este caso el que esta estructura afecte exclusivamente a materiales anteriores al Grupo Mesón, permite considerar la posibilidad de que sea más moderna, como se verá más adelante. Los afloramientos de la Fm. Puncoviscana en el área estudiada, han sido incluidos en la denominada Unidad Oriental de Mon y Hongn (1988), caracterizada para estos autores por la presencia de pliegues apretados de rumbo N-S y buzamiento leve hacia el norte, con planos axiales verticales o de alta inclinación al oeste (Hongn, 1992), lo que parece estar en consonancia con las observaciones realizadas en el presente trabajo. Las estructuras mayores están acompañadas de un clivaje pizarroso de plano axial continuo o penetrativo en las pelitas y espaciado en los bancos de grauvacas, con rumbo dominante N-S y altas inclinaciones hacia el oeste .Superpuesto a la estructura principal se registra una segunda deformación caracterizada por pliegues abiertos acompañados de clivaje espaciado con rumbo NO-SE e inclinado hacia el SO, aspectos estos igualmente coincidentes con lo descrito por Hongn

2.2.1. Estructuras Neoproterozoicas (Fase Tilcárica)


(op. cit.). Todas estas estructuras han sido atribuidas por los autores antes citados a la fase Tilcárica (Turner y Mendez, 1975), desarrollada entre los 600 y 540 ma. al final del ciclo Panamericano entre el Precámbrico superior y el Cámbrico inferior, y relacionada con la formación de un orógeno que, a nivel regional, presenta en su franja este plegamientos y sobrecorrimientos propios de un cinturón plegado de lámina fina o epidérmico (Omarini et al. 1993). 2.2.2. Estructuras Paleozoicas (Fases Oclóyica y Cháñica) La existencia de una importante fase diastrófica a finales del Ordovícico ha sido descrita por la mayor parte de los autores que han trabajado en el noroeste argentino. En general se considera que durante el denominado ciclo orogénico Famatiniano (Aceñolaza y Toselli, 1973), desarrollado entre la fase Tilcárica y la Cháñica (Devónico inferior), se produjo, en el Asghill, un evento tectónico mayor conocido como fase Oclóyica (Turner y Méndez, 1975), relacionado con un proceso de colisión ( Ramos 1986). La presencia de estructuras atribuidas a la denominada fase Oclóyica ha sido puesta en evidencia en el área objeto de este estudio y en áreas próximas por los trabajos de Mon y Hongn (1987), Hongn (1992) y especialmente por Mon (1996). Para estos autores los movimientos oclóyicos produjeron pliegues y clivaje de plano axial sobre las sedimentitas y el desarrollo de cabalgamientos en la Puna y en la “proto cordillera Oriental”, con vergencia hacia el oeste (Hongn,1992; Mon 1986). En el área concreta de este estudio, Mon (op. cit.) considera que todos los corrimientos y fallas inversas vergentes al oeste deben ser atribuidos a este evento tectónico. Las observaciones realizadas durante la realización de este estudio, sin embargo, han puesto en evidencia que la mayor parte de las estructuras compresionales observables en el mapa geológico, o en los perfiles estructurales (figs 3, 4 y 5), con vergencia hacia el oeste o extensionales, con buzamiento de la superficie de fractura hacia el este, son claramente posteriores, puesto que involucran a sedimentos más modernos. En la Quebrada de la Ciénaga, sobre el trazado antiguo y abandonado de la ruta de Purmamarca a la Puna (ruta 40), se han podido observar un conjunto de corrimientos, con dirección de transporte tectónico hacia el oeste, que involucran exclusivamente a los grupos Mesón y Santa Victoria y que son claramente truncados por las superficies de corrimiento andinas por lo que podrían ser atribuibles, con un cierto grado de certidumbre, a este evento deformativo.


Figura 3. Perfil estructural I-I´ (Humahuaca)


Figura 4. Perfil estructural II-II´ (Tilcara)


Figura 5. Perfil estructural III-III´ (Purmamarca)


Las características geométricas más importantes de los corrimientos oclóyicos en esta localidad son las siguientes: - Las superficies de corrimiento mantienen una cierta oblicuidad con las superficies de

estratificación si bien en largos trechos son paralelas a ella, lo que parece indicar que los corrimientos se desarrollan en una serie estratigráfica no deformada previamente.

- La potencia o espesor de las láminas alóctonas oclóyicas es de decenas o alguna centena de metros, en contraste con la considerable potencia de la mayor parte de las láminas andinas.

- La potencia o espesor de las láminas alóctonas oclóyicas es de decenas o alguna centena de metros, en contraste con la considerable potencia de la mayor parte de las láminas andinas.

En las proximidades del Cerro Yacoraite, Quebrada de Yacoraite se pueden observar estructuras de corrimiento oclóyicas con vergencia oeste (fig. 6). La sección SE-NO es muy aparente y se ha reinterpretado; esto es debido a que aflora en el campo muy oblicuamente a la dirección de transporte tectónico. Dichas estructuras aparecen fosilizads por el Subgrupo Pirgua, aunque se han interpretado como si la discordancia no estuviese. Los corrimientos oclóyicos involucran al cámbrico y ordovícico y muestran una geometría de apilamiento antiformal con clara vergencia al O. Otra estructura de escala cartográfica que podría ser atribuída a este evento tectónico es el pliegue anticlinal asimétrico, con marcada vergencia hacia el oeste que se observa al este de la localidad de Volcán y que ya ha sido anteriormente citado. La mayor plasticidad de las lutitas y calizas de las Fms. Puncoviscana y Volcán, y quizás una mayor presión de confinamiento, parecen justificar que en este caso la deformación tangencial desarrolle este tipo de estructuras en vez de los corrimientos desarrollados en las series paleozoicas. Las anisotropías desarrolladas en las rocas paleozoicas debido a la deformación oclóyica, puede haber influido en el posterior desarrollo de la tectónica andina. Así, mientras en la Cordillera Oriental el basamento previamente estructurado, se comportó como un bloque rígido, hacia el este, en las Sierras Subandinas donde la deformación oclóyica fue menos intensa, las sedimentitas paleozoicas, especialmente las ordovícicas, se comportaron mecánicamente como unidades de cobertera, con superficies de despegue en su interior. Observaciones similares fueron realizadas por Hongn (1992) en áreas próximas y por Kleyn et al. (1994) en el sur de Bolivia. Los sedimentos siluro-devónicos de la parte oriental del área investigada se encuentran separados de los carbónico-pérmicos por medio de una suave discordancia angular de carácter regional registrada en todas las Sierras Subandinas (Aramayo Flores, 1989; Stark et al. 1992; DÌaz et al.1996), atribuida a la fase Cháñica (Azcuy y Caminos, 1986) que, si bien indica basculamientos suaves, no refleja una tectónica de magnitud importante con estructuras que involucren a las distintas unidades aflorantes en el área estudiada. Conviene destacar el hecho de que las unidades silúrico-carboníferas no se encuentran nunca al noroeste de la importante falla que, con una dirección ENE-OSO, trunca el sinclinal de Cianzo en


el sector NE del área estudiada, y que fue denominada falla de Hornocal por Amengual y Zanettini (1973), ni de la falla que con dirección N-S delimita por el este el afloramiento más oriental del Grupo Puncoviscana (ver Mapa Geológico). Estas fallas deben representar estructuras antiguas que han actuado durante estos periodos de tiempo como borde local de cuenca, y que posteriormente han rejugado durante los eventos deformativos posteriores. En trabajos recientes realizados en el sur de Bolivia (Díaz et al. 1996), se ha propuesto un modelo evolutivo para el Paleozoico de toda la región de las Sierras Subandinas y Cordillera Oriental en el que se considera la existencia de dos ciclos tectonosedimentarios mayores, el primero, denominado ciclo Tacsariano, abarcaría desde Cámbrico medio hasta el Ordovícico superior y el denominado ciclo Cordillerano, desde el Silúrico hasta el Carbonífero inferior. El ciclo Tacsariano representa el relleno de una cuenca de trasera de arco que se continua durante el Silúrico al Carbonífero inferior como una cuenca de antepaís (Sempere, 1989, 1995; Isaacson y Díaz,1995). El ciclo Cordillerano corresponde al relleno de esta cuenca de antepaís, adyacente a un un cinturón orogénico (faja corrida y plegada de antepaís) situado al oeste y sur de la cuenca, y relacionado con una subducción oblicua de corteza oceánica hacia el este (Sempere, 1995; Isaacson y Díaz,1995). El desarrollo de este ciclo se inicia y termina con dos periodos de inestabilidad tectónica y resedimentación. El primero (Ordovícico terminal-Silúrico inferior), podría ser equivalente a la fase Oclóyica de los autores argentinos, el segundo (Devónico terminal-Carbonífero inferior), a la fase Chañica. Durante el desarrollo del ciclo Cordillerano se evidencia un ambiente de gran inestabilidad tectónica, caracterizado por la presencia de depósitos de flujos de gravedad de diferente tamaño. El apilamiento tectónico en el frente de deformación y la migración de los depocentros hacie el este y norte, a medida que el frente de deformación avanza, es la causa más probable del basculamiento de los sedimentos precarboníferos y de la profundización y resedimentación de la cuenca carbonífera debido al aumento de subsidencia y de la tasa de sedimentación, asi como de la formación de relieves que originaron la existencia de glaciaciones locales durante periodos de clima frío (Asgill-Llandovery y Devónico superior-Carbonífero inferior). 2.2.3. La Extension Cretácica. Durante el Cretácico se produce la implantación de un importante periodo extensional, evidenciado por el desarrollo de un rift intracratónico (Grier, 1990). Las sedimentitas continentales del Grupo Salta constituyen los depósitos sinorogénicos relacionados con este evento, con el que también se pueden vincular la intrusión de varios cuerpos graníticos como los de Aguilar y Fundición, ubicados en la parte noroccidental del área estudiada, así como la extrusión de cuerpos subvolcánicos alcalinos y volcánicos de naturaleza basáltica, citados en distintas partes de la cuenca cretácica, fuera ya de la zona investigada. La tectónica distensiva cretácica se manifiesta por la presencia de un sistema de fallas directas o normales, de trazado normalmente rectilíneo y dirección predominante N-S o NNE-SSO, (fig. 2 y


mapa geológico). Estas fallas se encuentran en muchos casos parcialmente invertidas por la compresión andina, si bien esto no impide reconocer su geometría y sentido de movimiento original. En general se observa que las fallas más occidentales hunden su bloque oriental y las más orientales el occidental (ver perfiles estructurales: figs. 3, 4 y 5), mostrándose en general, bastante verticales en superficie. Esta disposición estructural parece indicar que la geometría más probable es la de una estructura de tipo graben, de dimensiones modestas. Una falla extensional singular es la falla de Hornocal, anteriormente citada, que con una dirección ENE-OSO trunca el sinclinal de Cianzo en el sector NE del área estudiada (ver mapa geológico). Esta importante estructura representa probablemente el rejuego de una antigua fractura paleozoica y ha condicionado claramente la sedimentación de las unidades cretácicas, actuando durante este periodo de tiempo como borde local de cuenca. Este hecho queda evidenciado por la presencia en su bloque hundido, situado en su labio suroriental, de una serie cretácica completa, caracterizada además por la presencia de un potente Subgrupo Pirgua. En su bloque elevado, por el contrario, una gran parte de las unidades cretácicas están ausentes, apoyándose la Formación Maiz Gordo directamente sobre el substrato Ordovícico. En cuanto a la geometría de estas fracturas en profundidad, aunque no se tienen datos suficientes para proponer un modelo extensional totalmente fiable, si se pueden hacer algunas precisiones basándose fundamentalmente en lo ya publicado sobre este episodio en áreas próximas y en los modelos extensionales propuestos tanto experimentalmente como para ejemplos naturales de otros orógenos. En base a ello se puede asumir que el conjunto de fallas normales debe de unirse a un horizonte de despegue común tal como se ha representado en los perfiles estructurales (figs. 3, 4 y 5). Durante la etapa de desarrollo del rift mecánico la cinemática estuvo controlada por esfuerzos tensionales. El subgrupo Pirgua integrado fundamentalmente por depósitos de abanicos aluviales constituye la unidad sedimentaria sinorogénica relacionada con esta fase. Durante el periodo de postrift, desde el Cretácico superior hasta el Peleoceno, se desarrolló una etapa gobernada por la subsidencia térmica cuyo registro sedimentario está representado por las unidades integrantes de los Subgrupos Balbuena y Santa B· rbara que son expansivos respecto a los depósitos del Subgrupo Pirgua, apoyándose directamente sobre el substrato paleozoico. La configuración estructural de la tectónica andina va a estar condicionada por la geometría y la distribución de las estructuras del rift cretácico, tal como se verá más adelante. 2.2.4. La Tectónica Compresional Andina El conjunto de estructuras más evidentes en el mapa y perfiles geológicos son las relacionadas con la tectónica compresional andina y estan representadas por un conjunto de fallas de rumbo regional N-S a NNE-SSE, que siguen la misma dirección de los cordones montañosos. El hecho de que tanto en la Puna como en la Cordillera Oriental, las alineaciones motañosas esten en su mayoría flanqueadas por fallas inversas, hizo que tradicionalmente estos relieves fueran interpretados como


producto de una tectónica esencialmente vertical o "tectónica de bloques" caracterizado por fallamiento inverso de alto ángulo.


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Figura 6. Estructuras de corrimiento oclóyicas con vergencia oeste


La ampliación de la información del subsuelo y la aplicación de modelos de deformación orogénica actualizados, ha conducido a reinterpretar las estructura de la Cordillera Oriental y de las Sierras Subandinas como características de una faja plegada y corrida de antepaís. Las superficies de despegue se situan en el basamento precámbrico en la Cordillera Oriental y en la cobertura paleozoica o mesozoica en las Sierras Subandinas, lo que permite considerar a ambas unidades como prototipos de faja plegada de lámina gruesa y faja plegada de lámina fina, respectivamente. En este sentido, los trabajos de Boll y Hern· ndez (1986) en el área de Tres Cruces muestran ya fallas con geometría lístrica, con rampas y replanos, dispuestas en láminas apiladas y en abanicos imbricados. Estos autores describieron, en el área de Tres Cruces, una asociación de estructuras integrada por: fallas inversas de bajo ángulo con vergencia oriental, fallas inversas de bajo ángulo con vergencia occidental, pliegues concéntricos asociados a despegues y fallas inversas subtransversales vinculadas a lineamientos regionales. En numerosos trabajos sobre la tectónica compresional andina en el noroeste argentino (Boll y Hern· ndez,1986; Bianucci 1987; Aramayo Florez, 1989; Hernandez et al.1991;Stark et al. 1992, Stark et al 1996), se establecen ya las correlaciones entre los eventos tectónicos y los sedimentos sinorogénicos con ellos relacionados. En general se considera que el fin del proceso distensivo habría tenido lugar en el Eoceno medio, desarrollándose los primeros eventos compresivos durante la denominada fase Incaica I (Steinmann, 1930), y siendo la Formación Casagrande el depósito sinoreogénico contemporáneo con este evento. El primer evento compresivo importante habría tenido lugar en el límite Eoceno-Oligoceno, durante la fase Incaica II ( Frutos, 1981), siendo la Formación Río Grande, levemente discordante sobre la Formación Casagrande y con clastos del Grupo Salta en su base, la unidad sedimentaria relacionada con este proceso tectónico. La fase Pehuenche (Yrigoyen, 1979), provocaría un nuevo acortamiento en el límite Oligoceno-Mioceno, siendo en este caso la Formación Pisungo el conjunto sedimentario genéticamente relacionado con este nuevo evento. Durante el Mioceno medio, habría tenido lugar el principal movimiento compresivo de la tectónica terciaria, denominado fase Quechúa inicial (Steinmann, op. cit.), responsable de la marcada discordancia angular que bisela al Formación Pisungo. Los últimos movimientos descritos normalmente en el noroeste argentino, son las fases Quechúa principal y Diaguita (Yrigoyen, op. cit.), situados en el límite Mioceno-Plioceno y Plioceno-Pleistoceno, respectivamente. Seguidamente se van a describir las estructuras diferenciadas durantre el relevamiento, tanto en el sector de la Cordillera Oriental estudiado como en el de las Sierras Subandinas, seguidamente se realizará un intento de reconstrucción del proceso cinemático que ha conducido a la estructura observable en los perfiles estructurales de las figuras 3, 4 y 5. 2.2.4.1. La Deformación Andina en la Cordillera Oriental El estilo tectónico y el tipo de estructuras que caracterizan a la Cordillera Oriental han sido en parte


controlados por la estructuración tectónica previa y por las características mecánicas de la sucesión estratigráfica dominante en el área. La columna estratigráfica está integrada por epimetamorfitas de la Fm. Puncoviscana, cuarcitas areniscas y pelitas del Grupo Mesón, pelitas, grauvacas y volcanitas ordovícicas del Grupo Santa Victoria, sedimentitas continentales del Grupo Salta y sedimentitas terciarias. Las estructuras más comunes relacionadas con esta etapa compresiva, son las fallas inversas y corrimientos, así como los pliegues relacionados con ellos. Las fallas inversas y corrimientos rejuegan la mayor parte de las estructuras extensionales cretácicas, sin embargo se crean también estructuras nuevas que aparecen cortando a las fallas normales anteriores (ver perfiles estructurales: figs. 3, 4 y 5). A veces se observa que las trazas cartográficas de los corrimientos nuevos y de las fallas extensionales se separan y unen lateralmente (ver mapa geológico y fig 2). Este tipo de estructuras, en las que la trayectoria de un corrimiento nuevo se sitúa por delante de una falla extensional pero se imbrica en ella en profundidad (y lateralmente), se desarrollan ante la imposibilidad que tiene el tramo superior de una falla lístrica extensional para rejugar como falla inversa, debido a su elevado buzamiento. El corrimiento nuevo trunca el bloque elevado de la falla extensional anterior, dando lugar a una estructura cartográfica, y en profundidad, de forma triangular, rodeada por fallas. Ejemplos de este tipo de estructuras, que recibe el nombre de “shortcuts” o atajos (Gillcrist et al. 1987), pueden observarse al norte y oeste de Purnamarca y al oeste de Tilcara (ver mapa geológico y perfiles estructurales de Tilcara y Purnamarca, figs. 4 y 5). Una gran parte de los corrimientos presentan un alto angulo en superficie aunque lo más probable es que tengan una geometría lístrica en profundidad, uniendose a una superficie de despegue común. La geometría profunda de estas fallas inversas, viene condicionada a su vez por la del sistema extensional mesozoico, que se encuentra solo parcialmente invertido. Los pliegues corresponden casi siempre a estructuras de gran radio y escala cartográfica, con elevado ángulo entre flancos. Unicamente en las proximidades de alguna de las grandes fallas inversas se nuclean pliegues a escala decamétrica a hectométrica, algo más evolucionados. Todos ellos coinciden con pliegues de flexión de falla (fault bend folds de Suppe, 1983). Los sinclinorios se nuclean sobre los semigrábenes, dibujandose mejor en los materiales sinorogénicos con la compresión o en los sinextensionales, en estos se aprecia perfectamente como se sitúan normalmente entre dos fallas inversas contiguas o entre una falla directa preservada y una falla inversa nueva. Además de las estructuras descritas se han observado algunas estructuras de compensación lateral del tipo de rampas oblicuas. La más espectacular está representada por la ya citada falla de Hornocal que con un trazado cartográfico oblicuo a las direcciones dominantes, rejuega como falla inversa, levantando ahora su bloque suroriental. En las secciones estructurales balanceadas (figs. 3, 4 y 5), se ha representado la superficie de despegue principal, situada en el basamento precámbrico, a una profundidad de aproximadamente 20 km. Esta profundidad del despegue es coincidente con el obtenido en perfiles realizados por Aramayo Flores (1989), Bianucci et al. (1987), Kley (1993), Cladouhos (1993), Mingramm (1982) y Allmendinger y Zapata (1996) en secciones vecinas, situadas al norte del área estudiada.


Las líneas de bifurcación de los corrimientos (líneas que unen puntos homólogos de separación o unión de dos o más corrimientos), permiten obtener una dirección de movimiento de estos prácticamente oeste-este. La vergencia dominante deducida por este criterio o por otros marcadores cinemáticos como pliegues menores es hacia el este, aunque son frecuentes las estructuras con vergencia hacia el oeste, especialmente en su sector occidental (ver perfiles geológicos, figs. 3, 4 y 5). Las fallas inversas con vergencia oriental son las que implican los mayores acortamientos. Las fallas inversas con vergencia occidentalental pueden ser interpretadas como retrocorrimientos, facilitados en muchos casos por la existencia de una estructura extensional previa que rejuega con la misma orientación. El mecanismo general de propagación de los corrimientos parece ser hacia adelante (forward), tal y como lo atestigua el hecho de que las formaciones sinorogénicas sean más jóvenes en el este (Sierras Subandinas), que en el oeste (Cordillera Oriental). Sin embargo existen buenos ejemplos de estructuras fuera de secuencia, como lo atestigua el hecho de que las formaciones sinorogénicas con la compresión, depositadas en la Quebrada de Humahuaca en sentido estricto (formaciones Maimará y Uquía), sean aún más jóvenes. Teniendo en cuenta estas premisas y las relaciones geométricas entre las diferentes estructuras relevadas, se han podido diferenciar tres etapas principales de emplazamiento para los corrimientos en la Cordillera Oriental, si bien el proceso de deformación ha de entenderse como continuo, sin solución de continuidad entre cada etapa. En una la primera etapa se emplaza tectónicamente la lámina más occidental, cuyo frente se sitúa aproximadamente en la actual valle del río Grande, y que esta compuesta por un graben extensional parcialmente invertido; su nivel de despegue se sitúa aproximadamente a 10 km de profundidad, coincidiendo con la profundidad del despegue basal de la etapa extensional (ver perfiles estructurales). El rejuego inverso de algunas fallas extensionales del sector más occidental, con buzamiento hacia el este, propicia la existencia de retrocorrimientos durante el emplazamiento de esta lámina cabalgante, con una dirección de transporte tectónico hacia el este. Por delante de esta unidad se emplazan, en una típica secuencia “forward¨, las unidades más orientales, con un nivel de despegue situado ya a casi 20 km de profundidad. El tránsito hacia las Sierras Subandinas se produce cuando este corrimiento basal asciende hacia niveles más superficiales y más altos en la secuencia estratigráfica, dejando de aflorar por lo tanto los materiales cámbrico-precámbricos, lo que propicia el espectacular salto topográfico de más de 1.000 m entre ambas unidades morfoestructurales. Por último se produce el emplazamiento de estucturas “fuera de secuencia” o de segunda generación (ver perfiles estructurales), que aprovechan en parte estructuras anteriores, propiciando su rejuego, o la génesis de estructuras nuevas afectando a los sedimentos sinorogénicos más recientes (formaciones Maimará y Uquía). Un excelente ejemplo de una de estas estructuras puede observarse en las proximidades de Tilcara (foto 5). El rejuego de alguno de los retrocorrimientos de primera generación, como el que limita por el oeste la Cordillera Oriental explica el actual resalte morfológico de esta unidad sobre la Puna, estimable en unos 500 a 1000 m, según las zonas.


La estimación del acortamiento realizada sobre los perfiles estructurales permite cifrar este, sólo para la Cordillera Oriental, en unos 60 km, lo que es coherente con lo estimado por Stark et al (1996), algo más al norte. La tectónica andina comenzó su actividad en el norte argentino a partir del Mioceno medio a tardío. Entre los 20 y 22 m.a. se iniciaron los cabalgamientos de primera generación transmitiendo su acortamiento de oeste a este dentro de la Cordillera Oriental. A partir del Mioceno Superior se produce la transferencia hacia el este de la deformación, hacia las Sierras Subandinas, donde se desarrolla una tectónica de cobertura con despegues que desvinculan el basamento de la deformación. 2.2.4.2. Deformación Andina en las Sierras Subandinas. Las Sierras Subandinas en el área estudiada se destacan por la presencia de corrimientos desplazados hacia el este con despegues ubicados dentro de las secuencias paleozoicas y el desarrollo de relativamente abundantes pliegues de propagación o de flexión de falla. El límite entre Cordillera Oriental y Sierras Subandinas marca el cambio de estilo de faja plegada de lámina gruesa a lámina fina, lo que implica, tal como se ha explicado anteriormente la transferencia de niveles de despegues del basamento estratigráfico a la cobertera. El límite entre ambas zonas se puede ubicar en el cabalgamiento o corrimiento más oriental cuyo nivel de despegue está en la Fm. Puncoviscana (ver mapa geológico y perfiles estructurales). Este cabalgamiento, en áreas más septentrionales no llega a emerger en superficie, por lo que el límite entre ambas unidades se sitúa en el pliegue por flexión de falla vinculado con la rampa que hace ascender el cabalgamiento basal desde el basamento precámbrico hasta el Ordovícico. A la altura de la cuenca del río Iruya, un poco al norte del área estudiada, el ascenso de la Cordillera Oriental se produjo a partir de los 11,4 m.a (Vergani 1988 ; Hern· ndez et al. 1996). A los 8,5 m.a se registran evidencias del inicio de la sedimentación del Grupo Orán como respuesta sinsedimentaria de la elevación del anticlinal de Cinco Picachos y se interrumpe el aporte sedimentario proveniente de la Cordillera Oriental . El frente Subandino continuó su desarrollo hacia el este con el levantamiento de la Sierra del Pescado entre los 6,9 y 1,8 m.a (Hernández et al., en prensa) y con la formación de anticlinales orientados en posición norte sur, fallados en su flanco oriental. 3. EL MAPA GEOMORFOLÓGICO 3.1. RASGOS FISIOGRAFICOS GENERALES La Cordillera Oriental andina constituye una cadena montañosa de orientación submeridiana, con alturas superiores a los 4500 m. El relieve es muy abrupto, con fuertes pendientes, profundos valles y desniveles casi siempre superiores a los 2.000 m. El valle principal, la Quebrada de Humahuaca,


discurre norte-sur aprovechando la estructuración geológica regional. El río Grande, que lo drena como colector fluvial principal de este sector de la Cordillera, presenta una red de tributarios (obsecuentes y consecuentes) que dibujan una trama esencialmente estructural. La Puna tiene como rasgo más característico, además de constituir un altiplano, su carácter endorreico. Excepto en algunos sectores sometidos a la progresión de la red fluvial chaqueña, que ha penetrado a través de la Cordillera Oriental, todo el avenamiento es interno. Por este motivo las áreas más bajas de esta llanura aluvial se encuentran ocupadas por salares y lagunas someras. Tan solo algunos cordones montañosos de orientación meridional y baja altitud relativa (unos 1.000 m de elevación sobre el altiplano), rompen la inmensa monotonía de esta llanura intramontañosa. Los contrastes orográficos tan acusados definen unas condiciones climáticas regionales enormemente variables. A grandes rasgos existe una diferenciación que progresa de este a oeste. En detalle esas variaciones son más complejas pues en realidad son función de la altimetría y de la exposición de las masas montañosas a los frentes húmedos procedentes del este que pueden penetrar a través de las quebradas. La fachada este de la Cordillera Oriental presenta un clima cálido y húmedo como consecuencia del choque de las borrascas contra el frente montañoso. Durante el verano se forman grandes bancos de nubes que dan lugar a intensas precipitaciones. Por encima de los 2.000 m el clima sufre una fuerte variación, pues se torna seco, templado a frío, aunque existen microclimas más benignos en las quebradas más abrigadas. En las partes más altas de la cadena montañosa, las condiciones climáticas se extreman y las temperaturas medias disminuyen aumentando la amplitud diaria. Las precipitaciones que pueden ser de nieve en invierno son muy raras y siempre en verano. En la Puna o en las partes más altas de la Cordillera predomina un clima continental riguroso. La amplitud térmica diaria es del orden de 25-30º C con temperaturas máximas en verano próximas a los 27ºC y mínimas en invierno de -30ºC. Las lluvias son escasísimas y también en verano. El resultado es un ambiente desértico o semidesértico con una sequedad absoluta la mayor parte del año. La diversidad morfoclimática da lugar a condiciones muy distintas para el desarrollo de suelos y vegetación. En la fachada oriental de la cadena expuesta a condiciones lluviosas que superan los 1000 mm anuales proliferan potentes suelos forestales donde prospera una selva subtropical de montaña (900 a 1.400 m). En el interior de la Cordillera Oriental propiamente dicha, a cotas superiores a los 2.000 m donde las pendientes son muy acusadas, los suelos son esqueléticos y desprovistos de materia orgánica. Tan solo en el fondo de los valles el suelo puede alcanzar un cierto grado de evolución. En esas condiciones predomina la estepa arbustiva aunque una de las características más destacables del paisaje vegetal de estas zonas entre los 2.000 y 3.000 m, son los cardonales. En las vegas de los ríos prospera el matorral y algunas especies arbóreas. En la Puna los suelos son aún más pobres, casí sin fracción pelítica, porosos, blancos y sin


compacidad. Cerca o en las depresiones aparecen suelos salinos. La vegetación, también esteparia, se compone de matas bajas y dispersas 3.2. PRINCIPALES UNIDADES MORFOESTRUCTURALES A gran escala el área objeto del estudio pertenece a dos grandes unidades morfoestructurales: Cordillera Oriental y Puna. En detalle, y en ambas, pueden establecerse a su vez otras subdivisiones (fig. 7). La Puna está representada en su borde oriental, entre Tres Cruces y el Nevado del Chañi, según dos sectores bien diferenciados: la cuenca de Aguilar y el borde oriental de las Salinas Grandes. La cuenca de Aguilar constituye el piedemonte oriental de Sierra Aguilar (Tipara, 5.127 m) que fisiográfica o hidrográficamente no es sino la cuenca alta del río Yacoraite. Esta cuenca no tiene por tanto carácter endorreico en la actualidad, sino avenamiento atlántico a través de la quebrada homónima y corta transversalmente la Cordillera Oriental hasta el río Grande. Entre Sierra Aguilar y Sierra Alta, el primer contrafuerte de la cadena, la cuenca tiene más de 20 km de anchura, extendiéndose longitudinalmente más de 50 km entre Tres Cruces, su límite septentrional y el gran cordón de dunas de Portillo Chico. Los sedimentos que la rellenan son materiales terciarios (Formación Santa Bárbara) y cuaternarios que presentan la interrupción longitudinal de una elevación montañosa emergente constituida por una gran estructura anticlinal y una cuesta sobre materiales cretácicos (formaciones Pirgüa y Yacoraite). El sediplano que sella el relleno de la cuenca está constituido por un sistema de abanicos aluviales coalescentes, de perfil asimétrico claramente dirigido al este y con cotas próximas a los 4.000-3.600 m. Los procesos de disección actual han dado lugar a profundas incisiones especialmente en la mitad oriental (Casa Grande). El borde oriental de la Puna entre Sierra Alta (Hermoso, 5.205 m) y Sierra de Chañi es el piedemonte del contrafuerte oeste de la Cordillera Oriental. Está formado por varias generaciones superpuestas de abanicos aluviales coalescentes que tienen avenamiento endorreico a dos grandes depresiones: Laguna de Guayatayoc (110 km2) y Salinas Grandes (210 km2) ambas ligeramente por debajo de los 3400 m. El borde montañoso, moderadamente sinuoso en detalle, sigue, como casi todos los grandes accidentes geográficos, una directriz estructural submeridiana (NNE) ligeramente oblícua a Sierra Aguilar lo que determina la conexión de la cuenca homónima con la Puna propiamente dicha. En ese sector que señala en la actualidad la divisoria de aguas entre el avenamiento atlántico y el endorreismo puneño, se encuentra tapizada por un extenso manto eólico que tiene un cordón de dunas en su zona axial. El piedemonte se extiende en una franja de unos 20 km de anchura media entre los 4000 y los 3.400 m según una pendiente muy suave (3%) dirigida hacia el oeste. Está frecuentemente interrumpido por pequeñas elevaciones longitudinales (morros) constituidos por capas monoclinales de sedimentos terciarios emergentes algunas decenas de metros sobre el relleno aluvial.



La Cordillera Oriental es la prolongación meridional de la Cordillera Oriental y Central de Bolivia. En este sector presenta unos 80 km de achura y un rumbo general NNO. Su estructura geológica se caracteriza por la existencia de bloques longitudinales elevados por fallas de alto ángulo que involucran al basamento. Responde a una tectónica de láminas cabalgantes con profundas superficie de despegue que dan lugar a un acortamiento de dirección E-O. Son fallas de alto ángulo en superficie pero horizontalizadas en profundidad y con vergencia general al E según la dirección regional de empuje. Predominan las rocas clásticas. Las más antiguas que se atribuyen al Precámbrico son grauvacas, pizarras, cuarcitas y esquistos. Los materiales cámbricos son areniscas y arcillas, y el resto del Paleozoico está constituido por capas de areniscas silicificadas, arcillas, grauwacas, conglomerados y alguna caliza. Las rocas mesozoicas son areniscas cementadas y calizas y el Cenozoico que se presente poco consolidado, son fundamentalmente areniscas y arcillas. Todas las formaciones se presentan en bandas elevadas y alargadas norte-sur excepto el Cenozoico que se restringe a las topografías más bajas coincidiendo con las líneas de drenaje más importantes. Las filitas y pizarras precámbricas y el resto de los materiales paleozoicos y mesozoicos están además mejor consolidados que las rocas terrígenas cenozoicas. Sin embargo, su consolidación actual es función de las perturbaciones tectónicas (plegamento, fallamiento y diaclasado) y metamórficas. Por eso el Precámbrico (Formación Cuncoviscana) formado por rocas de bajo grado de metamorfismo suele formar las crestas y cadenas de la Cordillera Oriental. La Quebrada de Humahuaca que la incide longitudinalmente separa dos mitades con rasgos algo diferenciados. Esas dos porciones y la propia quebrada sirven como unidades de referencia en la descripción morfoestructural. La mitad occidental que actua de contrafuerte oriental de la Puna (Sierra Alta-Sierra de Chañi), es una cadena montañosa con cumbres superiores a los 4.000 m. Presenta un relieve muy fuerte con desniveles espectaculares superiores a los 2.000 m, y valles y cordones montañosos alargados en el sentido que marcan las estructuras de plegamiento. Tal es así que muchas de las cuerdas montañosas están definidas por cuestas de capas duras. Muchos valles, especialmente en cabecera, se alargan en sentido longitudinal paralelo a la quebrada principal y consecuentes con la estructura geológica submeridiana. Sin embargo los cursos principales se presentan paralelos entre sí según una dirección transversal NO-SE (Yacoraite, Jueya, Huichaira, Puermamarca) y fluyen oblícuamente al río Grande. La Mitad oriental de la Cordillera se simplifica en una única gran cuerda montañosa de gran altitud y orientación NNE constituida por los Altos de Tilcara (Punta Corral, 4.845 m) y la Serranía del Alcornocal (Colorado de Caspala, 5.116 m) y la Sierra de Zenta (Alto de Chorro, 4.929 m). Entre los 10 km que separan la línea de cumbres de ese cordón montañosos y el río Grande, existe otra alineación montañosa próxima a los 4.000 m, el Cordón de Alfarcito, junto a la Quebrada, que da lugar a una estrecha y colgada depresión rellena de sedimentos recientes.


El Cordón de Alfarcito desde el fondo de la Quebrada es un enorme paredón rocoso elevado casi 2.000 m sobre ella en poco más de cinco km de desplazamiento hacia el este. Se trata de una alineación rocosa constituida por materiales resistentes de la Formación Puncoviscana y del Grupo Mesón. Estos sedimentos cámbricos y precámbricos constituyen un bloque elevado por el cabalgamiento de Alfarcito. La verticalización de dicha falla hacia la superficie puesta de manifiesto por el fuerte buzamiento de los estratos y su elevada resistencia a la erosión da lugar a esa pared montañosa tan espectacular en la ladera oriental de la Quebrada de Humahuaca (Aguilera et al, inédito). Esa ladera está jalonada de chevrons originados por la acción combinada de las especiales características litoestratigráficas de la Formación Yacoraite que aflora adosada a los materiales cámbricos y precámbricos y de los numerosos barrancos de avenamiento perpendiculares al río Grande (foto 6). La cuenca de Alfarcito es una franja alargada de unos 50 km entre Tumbaya y Huacalera que se ubica sobre la línea de debilidad determinada por el cabalgamiento homónimo. Se encuentra colgada a unos 3200-3400 m de altitud, lo que supone unos 1000 m de desnivel en relación a la Quebrada. Está cubierta por sedimentos de abanicos aluviales que presentan una distribución asimétrica, lo que implica una inclinación hacia occidente ya que proceden del frente montañoso principal. El tercio meridional está muy degradado, y en la actualidad se trata de un valle angosto ocupado por el río de la Quebrada Punta Corral. El resto del valle conserva su paisaje original pero presenta emisarios hacia la Quebrada de Humahuaca por Huacalera y fundamentalmente por Tilcara (río Huasamayo) donde se ha originado un impresionante cono aluvial de historia compleja. La elevación topográfica principal que es divisoria de aguas entre los ríos Grande y San Francisco, es consecuencia del cabalgamiento de Ovejería que eleva unos 300 m el basamento precámbrico sobre el Paleozoico (Aguilera et al, inédito). Presenta crestas suavizadas pero un relieve abrupto en su fachada oriental fuertemente incidida por la red fluvial. En esa misma fachada se localizan numerosos focos de actividad glaciaria pasada. Está constituido por un solo cordón principal en la mitad meridional (Altos de Tilcara). Hacia el norte la orografía se complica algo más con la aparición de dos o más cordones paralelos y algunos altos valles intramontañosos que contienen sedimentos aluviales (Quebrada de Punta Corral). Sobre el paralelo de Humahuaca otros elementos estructurales como el sinclinal de Cianzo (Sierra de Hornocal) o la aparición de la dirección estructural NNO, determinan un relieve más complejo y diverso con las sierras de Aparzo y Zenta y el valle de Cianzo como unidades principales. La disposición de los ríos de la fachada oriental de la Quebrada de Humahuaca, oblícua y obsecuente y a su vez paralela a la dirección general de las principales quebradas de la margen occidental, presupone un condicionamiento estructural: el fallamiento transversal NO-SE citado en los estudios estructurales (Mendez et al, 1979; Martínez et al, 1996). La Quebrada de Humahuaca es un estrecho y profundo valle fluvial con un anómalo ensanchamiento en su cabecera que probablemente es consecuencia de la convergencia en ese sector de dos direcciones estructurales, NNE y N o NNO. En ese ensanchamiento septentrional de


hasta 20 km de anchura, se acumula sedimentación terciaria y cuaternaria. Se trata del relleno de una cuenca desarrollada en el marco de un proceso compresivo. El acortamiento producido por la deformación se resuelve mediante cabalgamientos muy verticalizados en superficie que levantan las unidades cabalgantes. Ese levantamiento conlleva su erosión consecuente. En la actualidad este sector de la Quebrada es una cuenca intramontañosa de pasado endorreico capturada por la red fluvial atlántica. En planta constituye un óvalo submeridiano de unos 450 km2 con la sola irrupción de una masa montañosa de rocas precámbricas (Pico Negro, 3.615 m) en su mitad septentrional. Las secuencias de abanicos aluviales que modelan la cuenca, presentan un perfil transversal asimétrico y dirigido hacia el eje mayor de la misma constituido por el río Grande. En la fachada oriental formada por el dorso de una unidad cabalgante, el perfil general desciende en 10 km, desde los 3.400 a los 3.000 m., lo que supone una pendiente media del 0.04. Desde el punto de vista estructural, la otra fachada es un frente cabalgante. En ella se desciende desde los 3.600 m a los 3.000 en unos 6 km de recorrido, lo que supone un 0.01 de pendiente. Son cifras que dan una idea de la importancia geotectónica en la definición morfológica de la depresión. La incisión fluvial es importante, tanto en el colector principal como en cada una de sus ramificaciones laterales. Se originan fuertes escarpes decamétricos que permiten buenas observaciones de las formaciones terciarias. Al sur de Uquía la Quebrada se estrecha según una alargada franja de menos de 10 km de ancho que se prolonga 45 km hasta las inmediaciones de Purmamarca. Este segmento del valle presenta una marcada asimetría tanto geológica como morfológica. El río Grande que desciende desde los 2.800 m (Uquía) a los 2.193 m (Estación de Purmamarca) en este sector se orilla al margen oriental en todo su recorrido, fluye adosado al dorso del Cordón de Alfarcito, donde han quedado algunos restos de sedimentación terciaria y cuaternaria. El gran cono aluvial de Tilcara que tiene su área fuente en la cuenca de Alfarcito, es el único elemento geográfico relevante de esta orilla. Sin embargo la mayor parte del depósito terciario permanece al oeste del río medio sepultado por varias generaciones de abanicos aluviales procedentes de la fachada occidental. La fuerte disección de los tributarios occidentales degradan fuertemente esas secuencias aluviales cuaternarias y también los materiales terciarios subyacentes, dando lugar a profundos barrancos y a espectaculares paisajes acarcavados. En este sector de La Quebrada son muy importantes las manifestaciones neotectónicas. Se han detectado cabalgamientos afectando a las formaciones neógenas de Uquía y Maimará y también a los abanicos aluviales más modernos que tienen en Tilcara su ejemplo más notorio. Todos estos accidentes se acomodan a la dirección estructural regional NNE de igual forma que la propia Quebrada en este tramo. Entre Purmamarca (Estación) y Volcán el trazado del río Grande presenta una orientación casi submeridiana. El valle se estrecha desapareciendo cualquier resto de sedimentación terciaria; geomorfológicamente el valle sigue teniendo una configuración transversal asimétrica, pues los principales aportes proceden de la margen occidental donde se siguen emplazando generaciones de abanicos aluviales algunos de dimensiones espectaculares (Tumbaya y Volcán). En la figura 8 se han representado tres perfiles geomorfológicos tranversales, realizados a partir del


mapa a escala 1:100.000, en los que se evidencia la diferente morfología en los diferentes sectores de la Quebrada.



3.3. ELEMENTOS MORFOLOGICOS PRINCIPALES Tanto la construcción (agradación) como la degradación actual en que se encuentra la región objeto del estudio es consecuencia de la ocurrencia y/o concurrencia de varios procesos geodinámicos pasados y recientes. El resultado es la fisiografía actual. Al edificio geotectónico de naturaleza endógena y sus correspondientes agradaciones sedimentarias (sintectónicas) se han superpuesto varios y sistemas morfogenéticos exógenos (fluviales, eólicos, etc.). 3.3.1. Modelado Fluvial La red hidrográfica del área estudiada presenta en su mayoría avenamiento atlántico y pertenece a la cuenca del río Grande. El resto forma parte del sistema endorreico de La Puna (fig. 8). El río Grande drena una cuenca de planta rectangular orientada norte-sur que es la que posee la distribución geológica regional, y la que en definitiva controla la red. En total hasta el río San Francisco, tiene una superficie de unos 7250 km2. La disposición de los ríos tributarios presenta una asimetría, la determinada por el área drenada que es el doble en su margen occidental. Esos cursos son siempre más largos (20-90 km) que los orientales (menos de 20 km). El río Grande tiene su cabecera en la Puna (Tres Cruces). Desde allí (3.690 m) salva un desnivel de 3.243 m durante 2.263 m hasta alcanzar el río Lavayen (447 m). El gradiente resultante es del 1,38%. (cita). Este perfil longitudinal del río presenta una fuerte ruptura de pendiente en su tramo medio (Arroyo del Medio, en Volcán, 2.078 m) que da lugar a dos tramos de comportamiento dinámico diferente. El sector abarcado en este estudio solo a uno de ellos, el que se refiere casi totalmente a la mitad superior del perfil (figs. 9 y 10). Aguas arriba de Volcán el colector principal, el río Grande, fluye norte-sur ajustado a las directrices estructurales de la región. La red presenta un grosero dibujo rectangular en bayoneta con fuertes acodamientos aprovechando fracturas transversas. Existe una gran abundancia de afluentes de corto desarrollo y pendiente muy pronunciada. Esta circunstancia es la causa de que se produzcan fuertes acumulaciones sedimentarias en forma de conos aluviales a la salida de estos barrancos que provocan el estrechamiento del cauce principal, lo que origina pequeñas rupturas en el perfil longitudinal del río Grande. Estas rupturas se producen también cuando se cortan estratos de roca dura. Los angostos más conocidos son el de Yacoraite, una vez pasada la Quebrada Humahuaca sobre grauwacas, y el de Perchel, cerca de Huacalera, sobre cuarcita. Con el tiempo estos obstáculos tienden a exagerar esa ruptura como consecuencia de la sedimentación producida aguas arriba del mismo al ralentizarse la corriente. Actuan reposando el agua por lo que disminuye la velocidad del flujo. La corriente transporta mucha carga antes del angosto y poca una vez que lo ha atravesado.




Chayle y Aguero (1987) han cuantificado estos gradientes. Previo a Perchel, el río presenta una pendiente de 0,0105, y a su salida del angosto, 0,163. En el paso de Volcán sorteando el abanico aluvial del Arroyo del Medio las cifras son aún más espectaculares, 0,008 previo al angosto y 0,047 una vez sobrepasado el mismo. Toda la cuenca hidrográfica del río Grande está sometida a intensos procesos de erosión (Aguero, 1986; Chayle y Aguero, 1987; Aguero y Chayle, 1988; Brandan y Viera, 1996; Chayle y Orosco, 1996). La litología, la estructura y las condiciones climáticas son favorables a que esto ocurra. El relieve es muy fuerte, con elevaciones de hasta 4.000 m en pocas decenas de kilómetros de recorrido. En dicha circunstancia los ríos que drenan estas montañas presentan gradientes muy altos. La mitad septentrional de la cuenca del río Grande presenta además una vegetación mínima como corresponde a las condiciones climáticas propias de la zona, pues estas son áridas o semiáridas con precipitaciones concentradas en los meses veraniegos. Gran parte de las rocas que constituyen estas sierras están poco consolidadas, especialmente las de edad más moderna, lo que supone una buena fuente de material susceptible de ser arrancado y acarreado facilmente durante los fuertes aguaceros que caen cada verano. El resultado de todas estas circunstancias combinadas es que el río Grande en el momento actual, moviliza un volumen de sedimento importante. Los empinados cursos secundarios proveen material al colector principal en forma de conos aluviales de actividad anual. Esta es la forma de acumulación sedimentaria más común. Constituyen bancos tabulares de planta cónica y dimensiones variadas pudiendo alcanzar magnitudes kilométricas. Su composición es variada dependiendo de su área de alimentación, pero es esencialmente material suelto constituido por grava y arenas. Su funcionalidad estacional está determinada por las precipitaciones veraniegas. Todos estos conos son permanentemente removilizados por los cursos principales a los que fluyen (foto 7). No solo el río Grande sino toda la red de tributarios de orden inferior presentan fondos de valle relativamente bien desarrollados. Constituyen formas planas de planta alargada y estrecha que son la expresión morfológica de depósitos casi siempre importantes. Estos están constituidos por gravas y arenas que forman barras activas de crecimiento constante y alta movilidad que coincide con las épocas de avenida. Son todos cursos entrelazados de régimen intermitente, lo que da lugar a cauces muy cambiantes con numerosos canales. En el mapa, ocasionalmente suponen anchuras considerables en los tramos finales de sus recorridos, antes de su confluencia con el valle principal (Quebradas de Yacoraite, Jueya, Huachira, etc.). La franja de sedimentación fluvial actual mas importante ocupa el eje central de la Cordillera. Al río Grande se asocian importantes acumulaciones de aluviones de anchura kilométrica de varios metros de espesor. Se trata de barras de gravas con gruesos centiles de orden métrico con una estructura interna dominada por imbricaciones y estratificación cruzada. La aparición de sedimentos finos arenosos o limosos está ligada a procesos de decantación del sedimento por ralentización del flujo relacionados con la aparición de angostos en el recorrido. Aguas arriba de dichos estrechamientos los caudales pierden velocidad y derraman su carga. Esta situación especialmente notoria en Volcán, donde la irrupción del abanico del Arroyo del Medio (Aguilera et al, inédito) en la


Quebrada ha dado lugar a un endicamiento generalizado aguas arriba. En este sector del río, la sedimentación asociada predominante son limos con estratificación horizontal e intercalación de cuñas arenosas con estratificación cruzada. Dicha influencia se hace notoria aguas arriba hasta Purmamarca (Estación) pues hasta esa posición no comenzaron a aparecer las gravas en los aluviones (fig. 11). El modelado de la Cordillera Oriental está determinado por la incisión del río Grande. Este río aprovecha las líneas de estructuración geológica, en especial la localización de las cuencas intramontañosas terciarias. El resultado que es el ahondamiento general, lleva asociado unas importantes secuencias de abanicos aluviales y algunas terrazas fluviales: aquellos, ubicados en las zonas más espaciosas del valle sobre las cuencas terciarias, éstos, junto al curso principal. Los distintos abanicos aluviales se han agrupado en seis secuencias fundamentales. Este empeño es tan solo una aproximación a la realidad con el único objetivo de ordenar su evolución. Los testigos más antiguos se encuentran muy degradados. En la cuenca de Humahuaca constituyen pequeñas elevaciones sin expresión morfológica definida y adosadas al borde montañoso junto a los ápices de los sistemas de abanicos más modernos. Sin embargo, desde un punto de vista cartográfico, presentan una buena definición tanto al este como al oeste. Los relictos más antiguos del piedemonte oriental permanecen a unos 3.400-3.500 m de altitud en las bocas de las quebradas de Pucará y del río Cianzo. Son materiales conglomeráticos de gravas y bloques clastosoportados en espesores considerables (de orden decimétrico), que presentan caliches muy desarrollados. Sobre estos caliches y asociado a un fuerte diaclasado o fallamiento, se ha originado una superficie karstificada posteriormente rellena por acumulaciones de sedimentos de abanicos más modernos (fotos 8 y 9). En el piedemonte occidental frente a Humahuaca, en la fachada este de Sierra Alta, está mejor definida la secuencia del abanico aluvial más viejo. Aunque muy disectado por la red fluvial, se presenta según una franja de unos 2 km de anchura que presenta continuidad entre las Quebradas de la Soledad y la de Yacoraite. Su delimitación con el frente montañoso que es neta aunque no rectilínea, se hace sobre los 3600 m de altitud. Se encuentra degradado y modelado en colinas separadas por barrancos que pueden presentar buenas observaciones. Se trata de gravas bien estratificadas con intercalaciones de capas métricas de tobas volcánicas. Se encuentran afectadas por fallas (foto 10). Sobre la Quebrada de Yacoraite el abanico superior aparece también muy disectado, modelado según un relieve maduro que deja valles colgados a unos 600 m. En ese lugar no se puede establecer con precisión si todo el depósito reciente que aflora sobre el Cámbrico pertenece a dicho abanico o si gran parte de él es de edad terciaria. Se trata de sedimentos terrígenos en secuencias granodecrecientes constituidas por cuñas de gravas y arenas y limos rojizos compactadas con caliches. Estos primeros abanicos tienen su continuidad a ambos lados de Humahuaca en dos secuencias escalonadas y cartográficamente bien dibujadas. A pesar de las fuertes disecciones que los afectan,


conservan muy bien su expresión morfológica original con suaves pendientes dirigidas al eje central de la Cuenca ocupado actualmente por el río Grande. Estos abanicos son los que definen los rasgos morfológicos principales de la Cuenca de Humahuaca puesto que en la actualidad ocupan el 75% de su superficie. En la mitad oriental se extienden en un frente de 25 km ocupando una franja que llega a alcanzar 8 km en su parte más ancha, mientras que en la occidental para la misma longitud, la franja ocupada es más estrecha, del orden de 4 km. Al este de Humahuaca estos abanicos presentan una distribución simétrica. Se trata de un gran aparato central con el ápice en la quebrada del río Cianzo, afectado por la profunda disección de dicho río, en su bisectriz. A ambos lados de ese cono central, se desarrolla una tercera secuencia con pendiente mayor, puesto que mantiene los ápices a la cota de abanico precedente mientras que ahonda su frente distal (fig. 12). En el borde oeste, estas mismas secuencias no adquieren tanto desarrollo pues están erosionadas en sus zonas distales. Conservan su morfología original pero están disectadas por una red longitudinal de barrancos relativamente profundos. Su límite apical es sinuoso y encajado en la secuencia más vieja, mientras que el frontal es definido, continuo y paralelo al trazado del río Grande. La segunda y tercera generación de abanicos aluviales de la cuenca de Humahuaca nunca alcanzan el espesor que caracteriza a la primera generación. Es dificil que estos depósitos se presenten multisecuenciales como en los de la primera generación pero como aquellos anteriores también se caracterizan desarrollar importantes suelos rojos con horizontes petrocálcicos que alcanzan hasta 1,50 m de potencia (foto 11). Estas tres generaciones de abanicos antiguos tienen prolongación hacia el sur. Donde mejor están definidos es en una franja oriental bastante continua, colgada y paralela al río Grande, que alcanza su desarrollo máximo en la depresión de Alfarcito. Su relativa continuidad hasta la cuenca de Humahuaca ha permitido su correlación con los abanicos aluviales de su borde oriental. Todas las hombreras altas que aparecen en la Quebrada de Humahuaca, en especial en su margen occidental donde se observan varios escalonamientos, deben pertenecer a algunas de las tres generaciones de abanicos antiguos descritos aunque su correlación concreta es muy dificil. Estos rellenos también son observables en el interior de otras quebradas importantes como la de Purmamarca o la de Yacoraite. En esta última son depósitos de notable espesor que continen gruesos bloques de granito. Si se exceptuan las formaciones terciarias de Uquía y Marimará, los depósitos más comunes en la Quebrada corresponden a una generación intermedia de abanicos aluviales y sedimentos fluviales que han sido atribuidos al Pleistoceno (Chayle y Wayne, 1995). Tiene especial relevancia en el sector meridional y en concreto en la Quebrada de Purmamarca donde aún se conservan grandes acumulaciones (foto 12). Constituye un nivel de referencia morfológico importante en toda la región, cuya continuidad hacia el norte puede establecerse con una cierta dificultad, debido a la erosión por el río Grande. Al sur de Uquía todas las quebradas occidentales más importantes presentan abanicos aluviales relativos a este episodio que está generalizado y magnificamente representado en las quebradas más internas, donde los efectos de la erosión son menos intensos. Tales depósitos


que se relacionan con una regularización regional del paisaje muy manifiesta, son sin duda testigos de un episodio de significación importante en la evolución de la zona (fotos 13 y 14).



Con seguridad, la mayor espectacularidad de esta formación se alcanzan en la Quebrada de Purmamarca, en el paraje de Puerta Lipán, donde permanecen grandes acumulaciones de sedimentos de más de 100 m de espesor rellenando la totalidad de lo que es la quebrada actual. Se trata de gravas y bloques procedentes fundamentalmente de las pizarras y filitas de la Formación Puncoviscana acumuladas por abanicos aluviales procedentes de los barrancos laterales. Son sedimentos propios de flujos densos (debris-flow) y aluvionamientos por flujos fluviales. Esta combinación de aportes provenientes directamente de la montaña con los que proceden de los flujos de agua que corre por las quebradas, se observa magníficamente a techo de la formación (fig. 13). El sedimento, estratificado en capas de gravas heterométricas, presenta un aspecto homogéneo que se rompe con una capa superior de aspecto diferente, con material brechoide desordenado. Dicha capa se articula morfológicamente con la ladera montañosa pues se trata de sedimentos (glacis, abanicos coalescentes....) relacionados con la regularización de las vertientes. Esos mecanismos regularizadores han seguido siendo operativos con posterioridad a la funcionalidad del sedimento infrayacente pues hay casos en que se decapitan perfiles edáficos (foto15). Junto al río Grande, todos estos abanicos presentan también morfologías superficiales muy netas, pero están afectados por profundas disecciones que vuelven a poner de manifiesto la magnitud de un depósito que suele ocupar la totalidad del afloramiento que aparece en los barrancos. Sedimentológicamente se trata de gravas clastosoportadas, polimicticas, heterométricas poco rodadas y con centiles del orden de 35 cm. Presenta escaso ordenamiento interno con imbricaciones de cantos y estratificación cruzada planar y en surco. Pueden aparecer cuñas de orden métrico de arena y limos masivos. Lo más frecuente es que a techo soporten un suelo rojo con horizonte petrocálcico medianamente desarrollado. La Formación Purmamarca, como se ha denominado en este proyecto, presenta en las inmediaciones de Tumbaya numerosas cuñas de material arenoso y limoso que se prolongan hasta el gran abanico que se ubica en la Quebrada de Coituro. Este abanico constituye un gran cono aluvial antiguo cuyo frente distal se encuentra en la actualidad profundamente disectado por el río Grande que ha dado lugar a un escarpe de unos 100 m de altura donde afloran los sedimentos que lo forman. Se trata de capas inclinadas (10º-15º de buzamiento) y continuas de gravas y bloques de gruesos centiles distribuidas en secuencias granodecrecientes. Constituyen cuerpos lenticulares de gravas y bloques, clastosoportados, con estratificación cruzada y cuñas de arenas y limos laminados (fotos 16 y 17). La presencia de cuñas arenosas o limosas es relativamente frecuente en la mitad septentrional del frente distal de ese abanico antiguo, pero son especialmente notorias junto a la Planta de Tratamiento Químico. La aparición de estas cuñas de sedimentos más finos se extiende aguas arriba en el seno de la Formación Purmamarca hasta que desaparecen antes de alcanzar la estación homónima. Se incluyen a techo de secuencias granodecrecientes de gravas fluviales tal como se expresa en la figura 14.




Las etapas de sedimentación más modernas previas a los aluvionamientos con funcionalidad actual en la Quebrada, se encajan fuertemente en la Formación Purmamarca. Son dos o tres generaciones de abanicos aluviales de dimensión moderada y otros tantos niveles de terrazas fluviales que están muy bien conservadas junto a Humahuaca. En uno y otro caso constituyen acumulaciones de gravas y arenas sin consolidar de escaso espesor que presentan escarpes de hasta 25 m sobre el nivel actual de los cursos. 3.3.2. Cuenca Endorreica de la Puna Toda la fachada oeste de la Cordillera Oriental hasta Sierra Aguilar tiene avenamiento endorreico hacia la Puna. Los ríos son de régimen esporádico con caudales efímeros que suelen perderlo por evaporación o infiltración antes de alcanzar las las lagunas o salares. Los ríos o arroyos Grande, Piscuno o de Cortaderas, Colorados, de la Soledad y de Moreno que es el principal pues drena el borde noreste del Nevado del Chañi, son los principales cursos de una red arborescente y consecuente con la pendiente general del piedemonte que se dirige hacia el oeste. Todos ellos corresponden a los cauces principales de desague de los abanicos aluviales con funcionalidad actual en la Puna. El trazado arborescente de su cabecera se debe a la incisión de la red en la secuencia de abanicos más antiguos una vez que los ápices de los abanicos más modernos se han desplazado hacia el oeste. El piedemonte que articula el frente montañoso occidental de la Cordillera Oriental con la cuenca de la Puna parten de un frente montañoso de falla, pues se trata de un límite bastante neto y rectilíneo. Dicho piedemonte actual es el estado actual de los últimos episodios de una potente secuencia de relleno de origen terciario. La actual transición entre la montaña y el depocentro donde se emplazan los salares, se realiza mediante tres o cuatro secuencias ligeramente encajadas unas en otras. La secuencia más antigua, con toda seguridad terciaria, constituye hoy día un conjunto de barrancos y colinas de aristas niveladas. En la secuencia que sigue la incisión no es tan fuerte ni tan densa ya que conserva la planitud original de su techo y sus frentes distales pueden presentar una suave transición morfológica a las secuencias más modernas. Estas apenas tienen más disección que la propia de su actividad funcional. Todos los abanicos constituyen potentes acumulaciones sedimentarias de distribución cónica. En los aparatos actuales esa transición de litofacies se completa hasta los limos y evaporitas de los propios salares. En los más antiguos han desaparecido sus frentes distales por erosión y solo se conservan el material proximal más grueso constituido por capas estratificadas de gravas afectadas de fuertes encostramientos carbonatados. Esta circunstancia permite la conservación de su superficie morfológica. Por encima de los más altos niveles de abanicos o terrazas fluviales aún aparecen hombreras o cuerdas montañosas secundarias con restos de viejas superficies. Aunque en ningún caso se ha podido comprobar su relación con depósitos de carácter fluvial, no cabe la menor duda de que


corresponden a los primeros estadios de la evolución fluvial que sigue a continuación y que son testigos del nacimiento de la Cordillera, son los primeros pasos de la historia policíclica de un relieve inicialmente maduro que concluye en la situación juvenil actual. 3.3.3. Modelado de Laderas La fuerte orografía regional con profundos desniveles cercanos a los 2.000 m, su climatología con un régimen de precipitaciones intensas y estacionales y la escasa vegetación, determinan que el papel morfogenético de las vertientes sea muy importante. Suministran grandes volúmenes de material sedimentario dispuesto a ser movilizado por los flujos fluviales que discurren por las quebradas. A escala regional todas las vertientes presentan dos zonas contrastadas. Una parte superior articulada con las formas pesadas y seniles de las cumbres más altas y otra inferior conectada con la intensa actividad morfogenética de las quebradas. La mitad superior de cualquier ladera suele presentar formas ligeramente convexas, regularizadas y apenas están afectadas por la incisión de los barrancos pues estos no alcanzan cotas tan altas. Presentan enormes acumulaciones de derrubios que fosilizan antiguos barrancos testigos de situaciones anteriores (foto 18). Los coluviones presentan un gran espesor, ocasionalmente de orden decamétrico, que rellenan paleobarrancos sin relación aparente con la topografía actual. Frecuentemente se observan secuencias centimétricas de capas onduladas de arenas y gravas angulosas con ocasionales y débiles cementaciones ferruginosas. Es un depósito variado que puede tener relación con las condiciones de crioalteración a que se supone estuvo sometida la zona durante el Pleistoceno (Chayle et al, 1990; Chayle y Wayne, 1995). El pequeño desarrollo edáfico que suelen presentar a techo (horizonte cámbico bien señalado) y su regularización, implica una antigüedad y estabilidad notables. Otro rasgo común a la mitad superior de las vertientes son los fenómenos de solufluxión (gelifluxión en su momento), pues están afectadas de ondulaciones generalizadas en sectores y se reconocen lóbulos y cicatrices de viejos deslizamientos. La parte inferior de todas las vertientes presentan un aspecto muy distinto, pues la regularización general que afecta a las zonas superiores está rota por importantes fenómenos de incisión lineal. Se trata de vertientes descarnadas, marcadas por profundos barrancos cuya profusión da lugar a espectaculares paisajes de cárcavas. En toda este área los procesos de erosión son muy intensos generándose en su parte basal importantes taludes de derrubios.


En altura se observan restos morrénicos vinculados con una actividad glaciar que no parece haber sido muy generalizada. En la actualidad esta actividad no existe si exceptuamos las nieves semiperpétuas de alguna de las montañas más altas (Nevado del Chañi, 6.200 m.).

3.3.4. Modelado Glaciar



Las formas y acumulaciones heredadas del pasado (¿Pleistoceno?) se reconocen irregularmente repartidas sobre las fachadas orientales de las cuerdas montañosas principales, tales como la ladera oriental del Nevado del Chañi, en algunos lugares de Sierra Alta, y especialmente al este de los Altos de Tilcara. Son las características paleoclimáticas y también topográficas las que parecen determinar la aparición de estos restos morrénicos, siempre en el seno de circos bien definidos y no siempre sobre las máximas elevaciones. Estas últimas suelen presentar características poco propicias a la ubicación de glaciares pues se trata de relieves maduros y relativamente planos donde no existen cuencas donde puedan acumularse las precipitaciones de nieve. Por tanto la accidentación del relieve no siempre coincidente con las cumbres más altas, favorece la yuxtaposición de circos separados por crestas dentadas y agudas. Por los restos morrénicos observados se deduce que el avance del hielo fue moderado y por tanto que la convergencia de esos glaciares es muy probable que no existiese. Quedan bien reducidos a glaciares de circo y poco más. Probablemente la excepción a esta situación es la ladera oriental del Nevado del Chañi, donde las lenguas morrénicas parecen converger a una única y bien desarrollada que desciende a cotas muy bajas. Los únicos criterios (fotogeológicos) utilizados en la identificación de las áreas sometidas a glaciación en el pasado es la aparición de cordones morrénicos. A juzgar por su escasa presencia la actividad glaciar fue relativamente escasa. En caso contrario los procesos fluviales posteriores no habrían sido suficientes para borrar todos las huellas de este tipo de modelado. 3.3.5. Modelado Lagunar El endorreismo caracteriza particularmente el sector puneño pues todo el régimen hidrográfico se distribuye hacia salares y lagunas someras, Guayatayoc y Salinas Grandes. Ambas zonas son sectores deprimidos adyacentes que se sitúan en el surco central del antiplano jujeño a unos 3.388 m de altitud con 110 km2 y 210 km2 respectivamente. En ningún caso se consideran salares propiamente dichos pues coexisten evaporitas y cuerpos de agua. El fondo de estas depresiones presentan una sedimentación varvada consistente en pequeñas capas alternantes de fangos y costras de sal. Dicha superficie se encuentra agrietada formando un dibujo poligonal característico con sus bordes levantados por crecimiento de la sal como consecuencia del ascenso y cristalización de soluciones de la misma. Fuera del ambiente de la Puna, las depresiones con carácter endorreico suelen aparecer ligados a las altas cumbres de la Cordillera Oriental. Presenta escasa extensión superficial en relación con los anteriores y se asocian a los sistemas de abanicos o conos aluviales que rellenan algunos valles colgados. Generalmente corresponden a pequeñas lagunas temporales interabanico pero también con acumulaciones de evaporitas.


3.3.6. Modelado Eólico Las acumulaciones de origen eólico son comunes en la Puna pero algunas zonas de la Quebrada también suelen presentar sus aluviones eolizados. La actividad del viento es muy importante en el altiplano reconociéndose en él gran cantidad de rasgos morfológicos orientados según los vientos dominantes. La gran acumulación eólica regional se ubica en el piedemonte de Sierra Alta, tras Sierra Aguilar. Tiene una gran extensión superficial, del orden de 60 km2, que arranca en las Salinas Grandes y concluye en la garganta de Yacoraite. Todo el material sedimentario procede del componente fino y suelto de las playas de los salares. A grandes rasgos esta acumulación presenta dos áreas diferenciadas correspondientes a dos etapas distintas. La más antigua se encuentra semifijada por la escasa vegetación puneña. Constituye un gran manto eólico que desde el salar se extiende por todo el piedemonte. Sobre él destacan alineaciones de dunas longitudinales dirigidas al NE. Son paralelas entre sí y con la gran franja arenosa actual. Esta última es una acumulación arenosa muy potente y móvil que alcanza las cumbres de Sierra Alta. Tiene una expresión cartográfica de forma sigmoidal en cuyo interior destacan crestas sinuosas de cordones transversales constituidos por barjanes encadenados. Los aluviones arenosos del tramo de la Quebrada de Humahuaca entre Purmamarca y Volcán se suelen presentar movilizados por el viento. Son importantes estas áreas eolizadas junto a Tumbaya, a la salida de la Quebrada homónima. En ningún caso estos mantos eólicos dan lugar a formas dunares. 3.4. NEOTECTÓNICA La geotectónica define, ha definido y sigue definiendo el contexto morfoestructural de la región. Los grandes volúmenes montañosos son una consecuencia directa de esa actividad durante el Cenozoico. Incluso se cree que sierras importantes se han levantado recientemente y por tanto son fruto de neotectónica (Cortés et al, 1987; Chayle y Chalabe, 1990; Salfity et al, 1984). En el área estudiada donde es indudable que la neotectónica tiene un gran importancia concreta, llegan a definirse de forma clara algunos elementos morfotectónicos, todos ellos según la directriz estructural regional submeridiana. La cuenca de Humahuaca propiamente dicha tiene un marcado condicionamiento geotectónico que queda expresado, fundamentalmente en su perfil transversal este-oeste, con un fuerte carácter asimétrico. La mitad oriental, emplazada en el dorso de una unidad cabalgante, presenta una pendiente media general del 0,01%. En la mitad occidental, que geotectónicamente se trata de un frente cabalgante, la pendiente es más abrupta, del orden del 0,04%. Además, esa diferente ubicación geotectónicadetermina tambien una diferente posición morfológica de las sucesivas


generaciones de abanicos aluviales, aunque ambas siempre tengan el mismo nivel de referencia, es decir, el rio Grande. La secuencia de abanicos aluviales del borde occidental presenta un escalonamiento importante con límites muy definidos, paralelos al rio Grande y probablemente coincidentes con el dibujo de los cabalgamientos. Por el contrario, las secuencias del borde oriental presentan un escalonamiento peor definido y ajeno a estas líneas estructurales de orientación meridiana; los aterramientos entre secuencias correlativas son muy suaves, transversos al rio Grande y consecuentes con el drenaje natural hacia el centro de la cuenca. En este mismo borde los ápices de las distintas secuencias de abanicos tienden a permanecer sobre una línea o posición topográfica invariable en el frente montañoso, mientras que en el encajamiento se hace progresivamente más acusado hacia las zonas distales, donde fluye el colector principal. Esta situación no se produce en el borde oriental donde el encajamiento de los ápices de las distintas secuencias es manifiesto y parejo al escalonamiento general de las secuencias. Lo más destacable en la Quebrada de Humahuaca es todo el frente montañoso de la margen oeste, ya comentado en el párrafo anterior, pues constituye un complejo sistema de unidades cabalgantes hacia el este, donde quedan tambien englobadas formaciones sedimentarias muy modernas, tales com la Fm. Uquía y la Fm. Maimará, por lo que debe suponerse actividad tectónica muy reciente. El resultado morfológico más obvio de esa actividad tectónica tan joven es el propio frente montañoso, un paredón de unos 2.000 m de desnivel Otros ejemplos claros de la actividad neotectónica se observan sobre los sistemas de abanicos cuaternarios de la Quebrada. Aparecen sedimentos plegados y conos aluviales truncados por fallas con escarpes muy nítidos. Especial interés presentan en el gran abanico de Tilcara, y en algunos conos de edad intermedia en Tumbaya. El primero está afectado por un cabalgamiento vergente al este que escalona su superficie somital dando lugar a un escarpe morfológico y a una zona de encharcamiento por obturación. Ambos elementos, que permanecen colgados unos metros sobre el actual drenaje de la quebrada, son testigos de una actividad pasada relativamente reciente. En el segundo caso, se trata de un escalonamiento de menos de 5 m sobre un abanico pleistoceno (?), producido por una falla submeridiana de plano axial subvertical. El carácter rectilíneo del piedemonte puneño, en algunos sectores, debe implicar actividad neotectónica. La disposición escalonada de varias generaciones de abanicos con un manifiesto atenuamiento de dicho escalonamiento hacia sus frentes distales, debe ser indicativo de un levantamiento diferencial reciente del frente montañosos en relación con la Puna. 3.5. RASGOS MAS DESTACADOS DE LA HISTORIA GEOMORFOLÓGICA La construcción del relieve regional se enmarca en la génesis de la propia Cordillera. La elevación y el tipo de estructuración de la misma en esta región, determina la creacion de sedimentación sintectónica en cuencas transportadas (piggy-back basins) entre muchas de las unidades cabalgantes que se rellenan de sedimentos cenozoicos recientes. Con este punto de partida la evolución geomorfológica resumida a grandes rasgos se concreta en la continuidad de la elevación de la Cordillera, los posibles cambios climáticos y la pérdida progresiva del carácter endorreico


inicial de muchas de esas cuencas. El paisaje actual de la Quebrada de Humahuaca es juvenil. Pero existen lugares donde esta circunstancia no se puede apreciar ya que los rasgos dominantes son más maduros. Eso ocurre porque en el pasado, durante el Terciario superior, quizás también durante parte del Cuaternario, existió un drenaje interno, con el consiguiente depósito de abanicos aluviales y depósitos lacustres. E incluso antes, la situación fue aún más diferente según atestigua el registro sedimentario del Terciario inferior y también su probable correlación morfológica en las cumbres de la Cordillera. Las cumbres de la Cordillera Oriental son el punto de partida de la evolución geomorfológica. El aspecto senil de casi todas las cuerdas montañosas hoy día elevadas por encima de los 4000 m, debe implicar la existencia inicial de una etapa de madurez con elevaciones moderadas y sometidas a unas condiciones geotectónicas de cierta estabilidad, sin duda muy diferentes a las actuales y con toda probabilidad preorogénicas (foto 19). Por otra parte su modelado, con laderas suaves y convexas y vertientes repletas de sedimentos, es propio de condiciones climáticas muchísimo más húmedas que las actuales. La continuidad, desde las cumbres hasta las quebradas de esas laderas llenas de sedimentos, es general en toda la región. Los perfiles convexos se ondulan en detalle fruto de procesos de solifluxión fósiles muy abundantes pero solo observables en la mitad superior de los valles. De este hecho se deduce que las condiciones morfoclimáticas de la etapa más antigua de ahondamiento de los valles, tuvieron también que ser bastante más húmedas que las actuales. Se cree que fueron las condiciones periglaciares con el incremento de precipitaciones durante el Pleistoceno glaciar, las que dieron lugar a esas tan importantes acumulaciones de sedimentos. Sometidas a severas condiciones de crioalteración, se originaron gran cantidad de fragmentos angulosos englobados en limos y arenas. Dichos depósitos estarán en la cabecera de los cauces pero también en la mitad superior de las quebradas más profundas. Según dicha interpretación esas condiciones periglaciares son las que consecuentemente dieron lugar por erosión y arrastre, a las grandes acumulaciones aluviales atribuidas al Pleistoceno y que son las que rellenan las quebradas más importantes (Formación Purmamarca). El planteamiento anterior que atribuye a la particularidad de unas condiciones periglaciares las acumulaciones que rellenan profundos valles abiertos con anterioridad, tienen una interpretación alternativa más sólida y argumentada. Es la que se expresa a continuación. El río Grande actual ha erosionado las iniciales barreras que separaban las pequeñas cuencas internas, probablemente ya bien entrado el Cuaternario. Esas posibles barreras son actualmente angostas como las de Perchel o Yacoraite. Lo que hoy día también se observa es que los intesos procesos de erosión y arrastre que operan a ambas márgenes de la Quebrada en los poco consolidados sedimentos del valle, tiene como resultado una topografía acarcavada en sus costados y un profundo estrechamiento del mismo. El ejemplo más notorio es el de Volcán, donde un gran cono aluvial (Arroyo del Medio) provoca un extraordinario estrechamiento del río Grande que ha dado lugar a endicamientos totales en fechas recientes (1945). En consecuencia la pérdida total o


parcial de velocidad del flujo fluvial aguas arriba, origina la sedimentación de la carga transportada (fotos 20 y 21). Los aluviones actuales a subactuales más próximos a este estrechamiento son de granulometría fina, propios de áreas de decantación (existe una pequeña laguna lateral al cono). Progresivamente tales depósitos aumentan su granulometría cauce arriba hasta que el predomonio de las gravas es general.




Se interpreta que el cono aluvial del Arroyo del Medio procede de la degradación de un área periglaciar favorecida por factores estructurales y topográficos, como grandes desniveles y fuertes pendientes (Aguilera et al, inédito; González y Fauqué, 1987). Litológicamente está constituido casi exclusivamente por cenoconglomerados con intercalaciones arenosas. La granulometría es muy variable, pudiéndose observar bloques de hasta más de 25 m3. Para los autores anteriores la falta de rasgos o formas glaciares en la cuenca de recepción y de estrías en los bloques, indican origen aluvial y no fluvio-glaciar como apuntan otras interpretaciones. En nuestra opinión es preciso añadir un factor fundamental: la coincidencia de su cuenca de recepción con la línea de máxima altitud de las borrascas en la Quebrada, con la posición del frente de nubes en el valle que es el límite de la zona húmeda subtropical, un área donde convergen intensas y frecuentes precipitaciones y una orografía importante y descarnada. Existen indicios suficientes para precisar que lo ocurrido actualmente en Volcán ocurrió también en el pasado. Es una hipótesis sustentada en la imposibilidad conceptual de que se produzca un relleno sedimentario de tal magnitud en la Quebrada de Humahuaca y valles adyacentes, sin la existencia de una obstrucción en algún punto de la misma y ratificada en las observaciones estratigráficas en los propios depósitos. La Formación Purmamarca constituida por conos y abanicos aluviales y aluviones, presenta una granulometría gruesa generalizada a todos los afloramientos. La aparición de cuñas arenosas o limosas entre los cuerpos de gravas dominantes, solo se hace notoria junto a Tumbaya, aumentando progresivamente hacia el sur hasta que se interdigitan con el gran abanico antiguo con denominación homónima (fotos 22 y 23 y figs. 15 y 16). La ausencia de soluciones tectónicas puesto que las direcciones estructurales se detectan paralelas al drenaje principal, es un argumento añadido a la solución propuesta a continuación. Esta no es otra que suponer para el gran abanico pleistoceno de Tumbaya un papel semejante al de Volcán en la actualidad. Aguas arriba de tal obstrucción es donde se produce la sedimentación de la Formación Purmamarca. La nueva apertura del valle como consecuencia de la erosión remontante aguas abajo del endicamiento da lugar a la incisión de la Quebrada hasta los términos actuales. La posición del abanico pleistoceno de Tumbaya anteriormente inmediato al actual de Volcán, supone que la posición del frente nuboso, en el caso de que éste tenga relación con el desarrollo de esos abanicos, no varió mucho desde esa etapa. Sobre la importancia de estos frentes de humedad hay que añadir que también deben relacionarse con la posición, altimetría y orientación del glaciacismo detectado en la Cordillera Oriental. La evolución más reciente de la Quebrada está marcada por la intensidad de los procesos de erosión y transporte. El volumen de detritus que se movilizan cada año es muy importante. El material erosionado procedente de las laderas por erosión hídrica, reptación y deslizamiento en las partes superiores de las vertientes, de los taludes de acumulación por gravedad y de la erosión y arrastre de depósitos pleistocenos, va a parar a los valles donde es movilizado por las corrientes fluviales.


4. FOTOGRAFÍAS En las últimas páginas de este texto se muestran las fotografías citadas en los capítulos precedentes, de acuerdo a lo siguiente: - Foto 1. Panorámica del Nevado del Chañi, desde el Norte - Foto 2. Pliegues de la Fm. Puncoviscana en el Abra de Potrerillos - Foto 3. Aspecto de la discordancia angular entre el Grupo Mesón y la Fm. Puncoviscana en las

proximidades de Lipán - Foto 4. Pliegue cilíndrico desarrollado en la Fm. Puncoviscana, con el eje buzando fuertemente

por efecto de las deformaciones posteriores. - Foto 5. Panorámica del corrimiento que hace cabalgar ala Fm. Maimará sobre sedimentos

cuaternarios, en la localidad de Tilcara. - Foto 6. La Quebrada de Humahuaca en Maimará. Cuestas y Chevrons en la vertiente oriental y

restos del relleno pleistoceno del valle (Fm. Purmamarca) - Foto 7. Cono aluvial actual de la Quebrada de Huichaira, frente a Tilcara - Foto 8. Conglomerados encostrados del abanico superior de Cianzo (borde oriental de la

Cuenca de Humahuaca) - Foto 9. Kasrtificaciones en el encostramiento mostrado en la foto anterior, rellenas de

sedimentos más modernos - Foto 10. Sedimentos del abanico más antiguo de la Cuenca de Humahuaca. Se observa un

nivel de toba volcánica deformado por falla - Foto 11. Suelo rojo y horizonte petrocálcicoAfectando al techo de un abanico antiguo, al este

de Humahuaca - Foto 12. Aspecto de los afloramientos de la Fm. Purmamarca (¿Pleistoceno?), en el paraje

Puerta de Lipán - Fotos 13 y 14. La Quebrada de Purmamarca en Lipán. El encajamiento del valle ha disectado

los depósitos pleistocenos que rellenaron la Quebrada en un pasado reciente. A techo de los mismos se conserva la regularizada de dicho relleno.

- Foto 15. Depósitos de la Fm. Purmamarca sobre los que se ha desarrollado un suelo rojo sellado por un aluvionamiento moderno

- Foto 16. Vista general de la Fm. Purmamarca en Agua Bendita (2 km al norte de Tumbaya) - Foto 17. Fm. Purmamarca en el paraje Agua Bendita. Observese el carácter granodecreciente

del sedimento, con la presencia de limos a techo. - Foto 18. Vertiente coluvionada y regularizada en la Quebrada de Pucará (Serranía de Aparzo) - Foto 19. Modelado senil en las cumbres de la Serranía de Aparzo (al este de Humahuaca) - Foto 20. Deslizamientos rotacionales en los depósitosdelimos del valle del rio Grande, junto a

Volcán. - Foto 21 Avenidas recientes del abanico del Arroyo del Medio, sepultando la trocha del

ferrocarril. - Foto 22. Restos de la Fm. Purmamarca adosados al sustrato de la Quebrada, sellados por una

delgada cobertera coluvionar de regularización de vertiente. - Foto 23 Panorámica de la Quebrada de Humahuaca entre Tumbaya y Volcán. Se aprecian las

digitaciones de facies finas y gruesas en los restos de la Fm. Purmamarca.


Foto 1. Panorámica del Nevado del Chañi, desde el Norte

Foto 2. Pliegues de la Fm. Puncoviscana en el Abra de Potrerillos


Foto 3. Aspecto de la discordancia angular entre el Grupo Mesón y la Fm. Puncoviscana en las proximidades de Lipán

Foto 4. Pliegue cilíndrico desarrollado en la Fm. Puncoviscana, con el eje buzando fuertemente por efecto de las deformaciones posteriores.


Foto 5. Panorámica del corrimiento que hace cabalgar ala Fm. Maimará sobre sedimentos cuaternarios, en la localidad de Tilcara.

Foto 6. La Quebrada de Humahuaca en Maimará. Cuestas y Chevrons en la vertiente oriental y restos del relleno pleistoceno del valle (Fm. Purmamarca)


Foto 7. Cono aluvial actual de la Quebrada de Huichaira, frente a Tilcara

Foto 8. Conglomerados encostrados del abanico superior de Cianzo (borde oriental de la Cuenca de Humahuaca)


Foto 9. Kasrtificaciones en el encostramiento mostrado en la foto anterior, rellenas de sedimentos más modernos

Foto 10. Sedimentos del abanico más antiguo de la Cuenca de Humahuaca. Se observa un nivel de toba volcánica deformado por falla


Foto 11. Suelo rojo y horizonte petrocálcicoAfectando al techo de un abanico antiguo, al este de Humahuaca

Foto 12. Aspecto de los afloramientos de la Fm. Purmamarca (¿Pleistoceno?), en el paraje Puerta de Lipán


Fotos 13 y 14. La Quebrada de Purmamarca en Lipán. El encajamiento del valle ha disectado los depósitos pleistocenos que rellenaron la Quebrada en un pasado reciente. A techo de los

mismos se conserva la regularizada de dicho relleno.


Foto 15. Depósitos de la Fm. Purmamarca sobre los que se ha desarrollado un suelo rojo sellado por un aluvionamiento moderno

Foto 16. Vista general de la Fm. Purmamarca en Agua Bendita (2 km al norte de Tumbaya)


Foto 17. Fm. Purmamarca en el paraje Agua Bendita. Observese el carácter granodecreciente del sedimento, con la presencia de limos a techo.

Foto 18. Vertiente coluvionada y regularizada en la Quebrada de Pucará (Serranía de Aparzo)


Foto 19. Modelado senil en las cumbres de la Serranía de Aparzo (al este de Humahuaca)

Foto 20. Deslizamientos rotacionales en los depósitosde limos del valle del rio Grande, junto a Volcán.


Foto 21 Avenidas recientes del abanico del Arroyo del Medio, sepultando la trocha del ferrocarril.

Foto 22. Restos de la Fm. Purmamarca adosados al sustrato de la Quebrada, sellados por una delgada cobertera coluvionar de regularización de vertiente.


Foto 23 Panorámica de la Quebrada de Humahuaca entre Tumbaya y Volcán. Se aprecian las digitaciones de facies finas y gruesas en los restos de la Fm. Purmamarca.


5. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS ACEÑOLAZA, F. G., (l968). Geología estratigráfica de la región de la Sierra de Cajas. Depto. Humahuaca (Provincia de Jujuy). RAGA XXIII (3):207-222. ACEÑOLAZA, F. G., (1973). Sobre la presencia de Oldhamia sp. en la Formación Puncoviscana de Cuesta Muñano, Provincia de Salta, República Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina. 28 (1): 56 - 60. ACEÑOLAZA, F. y A. TOSELLI (1973), Consideraciones estratigráficas y tectónicas sobre el Paleozoico inferior del Noroeste Argentino. Mem. II Congreso latinoamericano de Geología II:755-763. Caracas. ACEÑOLAZA, F. G. Y F. R. DURAND, (1973). Trazas fósiles del basamento crstalino del noroeste argentino. Boletín de la Asociación geológica de Córdoba. 2 (1 y 2): 45 - 56. ALLMENDINGER, R. W. y T. R. ZAPATA (1996). Imaging the Andean Structure of the Eastern Cordillera on Reprocessed YPF Seismic Reflection on Data. 13° Congreso Geológico Argentino. Actas 2: 125 - 134. AMENGUAL, R y J. ZANETTINI (1974), Geología de la quebrada de Humahuaca entre Uquía y Purmamarca (Provincia de Jujuy). Revista de la Asociación Geológica Argentina 29 (1):29 - 40. Buenos Aires. ARAMAYO FLORES, F. (1989), El cinturón plegado y sobrecorrido del Norte Argentino Boletín de Iinformaciones Petroleras. Marzo p:2-16. AZCUY, C. y R. CAMINOS (1986), Diastrofismo en el sistema carbonífero en la República Argentina. Edit. por Archangelsky. 228-238. Córdoba. BABY, P.; P. ROCHAT; G. MASCLE y G. HERAIL (1997); Neogene shortening contribution o crustal thickening in the back are of the Central Andes. Geology. V. 25. N° 10: 883 - 882 BALDIS, B. A.; A. GORROÑO; V. PLOSZKIEWICZ; y R. SARUDIANSKY, (1975), Geotectónica de la Cordillera Oriental, Sierras Subandinas y comarcas adyacentes. VI Congreso Geológico Argentino, Actas I: 3-22. BERMAN, W. D. (1987). Una nueva especie de Procyonidae (mammalia, carnivora) del Terciario superior de la Provincia de Jujuy (Argentina), consideraciones sobre la distribución geográfica de Cyonasua durante el Mioceno tardío. Boletín Informativo de la Asociación Paleontológica Argentina.


BIANUCCI, H. A., (1985). Problable tectónica distensiva en la configuración del Bolsón de Abra Pampa, provincia de Jujuy. YPF 7710. BIANUCCI, H.; C. FERNANDEZ GARRASINO y E. SANCHEZ (1987) Corrimientos de bajo ángulo entre La Quiaca y Abra Pampa (Provincia de Jujuy, Argentina). 10° Congreso Geológico Argentino. Actas 1:165-168. San Miguel de Tucuman. BOLL, A. y R. HERNANDEZ, (1985). Análisis estratigráfico-estructural. Evaluación como objetivo exploratorio. Área Tres Cruces provincia de Jujuy. Inédito YPF. BOLL, A. y M. HERNANDEZ, (1986). Interpretación estructural del área de Tres Cruces. Revista Boletín de Iinformaciones Petroleras. Tercer época. Año II (7): 2-14. BONARELLI, G. (1913). Las sierras subandinas del Alto Aguarague y los yacimientos petrolíferos del distrito minero de Tartagal, Departamento de Orán, Provincia de Salta. An. Min. Agr., Secc. Geol., VIII,4. BOND, M. y G. LÓPEZ. (1995). Los mamíferos de la Formación Casa Grande (Eoceno) de la provincia de jujuy. Argentina. Ameghiniana 32 (3):301-309. BOSO, M. A. (1996). Los ambientes sedimentarios de la Formación Zapla en el noroeste Argentino. XII Congreso Geológico Bolivianno III: 951 - 960. BRACKEBUSH, L. (1891). Mapa geológico del interior de la República Argentina, escala 1:1.000.000. Gotha. BRANDAN, E. M. y V. O. VIERA (1996). Morfometría y análisis de los procesos erosivos de la cuenca de Huasamayo, provincia de Jujuy, Argentina. XII Congreso Geológico Boliviano I:269-280. CASTELLANOS, A. (1950). El Uquiense, sedimentos neógenos de Uquía (Senador Perez) en la Provincia de Jujuy (Argentina). Facultad de Ciencias Matemáticas Físicas y Químicas y Naturales de la Univerrsidad Nacional del Litoral. Publicación N° 36. Serie Técnico Científico, 55 pág., Rosario. CLADOUHOS, T. (1993). Quantitative analysis of fault kinematics from the Andesof NW Argentina and SW Bolivia, a finite strain method, and a fault growth model. Tesis Doctoral. Inédito. Universidad de Cornell. CORTES, J. M., M. FRANCHI y F. NULLO (1987). Evidencias de neotectónica en las Sierras de Aguilar y del Tanque, Cordillera oriental y Puna, Jujeños, Argentina. 10° Congreso Geológico Argentino. I: 239-242. Tucumán.


CHAYLE, W. y P. N. AGUERO (1987). Características de remosión en masa en la cuenca del río Grande. Revista del Instituto de Geología y Minería de Jujuy, 7:107 - 121. CHAYLE, W., CHALABE, S y SOLIS, N.,(1990). El Río Grande y su evolución en el tiempo geológico. Jujuy, Argentina. XI Congreso Geológico Argentino. Actas I:400-403. CHAYLE, W. y CHALABE, S., (l990). Neotectónica del área San Salvador de Jujuy. Argentina. XI Congr. Geol. Arg., Actas II: 417-420. CHAYLE,W , SOLIS, N. y CHALABE, S., (1990). Geología ambiental en el sector norte de la ciudad de S.S. de Jujuy-Argentina. XI Congr. Geol.Arg., Actas I: 404-407. CHAYLE, W. y O. A. OROSCO (1996). Riesgos en la provincia de Jujuy, República Argentina. XII Congreso Geológico Boliviano III:1031-1036. DANIELI, C. A. y PORTO, J. C. (1968). Sobre la extensió asutral de las Formacioens mesozoico - terciarias de la provincia de Salta, limítrofe con tucumán. Actas terceras jornadas Geológicas argentinas 1: 77 - 90. DIAZ E.; R. LIMACHI; V. GOITIA; D. SARMIENTO; O. ARISPE y R. MONTECINOS (1996). Relación entre tectónica y sedimentación en la cuenca de antepais del Paleozoico medio de los Andes Centrales de Bolivia (14 a 22° s). Memorias del 12 Congreso Geológico de Bolivia. Tarija. Pag 97 -102. EREMCHUCK, P.; R. MON y J. A. SOSA GOMEZ (1978). Observaciones sobre la estructura del basamento precámbrico de los Andes del Norte de la República Argentina (entre los paralelos 22° y 28° L S) 7° Congreso Geológico Argentino. Neuquén. Actas 2: 203 - 212. FERNÁNDEZ, J.; P. BONDESIO y R. PASCUAL.(1973)Restos de Lepidosiren paradoxa (Osteichthyes, Dipnoi) de la Formación Lumbrera (Eógeno, Eoceno?) de Jujuy. Consideraciones estratigráficas. Ameghiniana 10 (2):152-172. Buenos Aires. FERNANDEZ GARRASINO, C. (1985); El basamento del noroeste argentino. Revista Boletín de Informaciones Petroleras. Tercera época. Año 2 (5):18 - 41. FRUTOS, J. (1981), Andean tectonics as a conequence of sea - floor spreading. Tectonophysics. 72: T21 - T32. GILLERIST, R.; M. COWARD y J. L. MUGNIER (1987); Structural inversion and its control: examples from the Alpine Foreland and the French Alps. Geodinámica Acta 1 (1):5 - 34. GONZALEZ DIAZ , E. y L. FAUQUE, (1987). Proveniencia del material componental del torrente de barro de "El Volcán", Quebrada de Humahuaca, Jujuy, Argentina. X Cong. Geol. Arg. III:309-312.


GRIER, M. (1990), The influence of the cretaceus Salta rift basin on the development of andean structural geometries NW Argentina - Andes. Tesis Doctoral. Inédito. Cornell University. Ithaca. USA. GUBBELS, T. L.; B. L. ISACKS y E. FARRAR, (1993). High - level surfaces, plateau uplift, and foreland development, Bolivian Central Andes: Geology, V. 21: 695 - 698. HALPERN, M. y C. D. LATORRE, (1973). Estudio geocronológico inicial de rocas del noroeste de la República Argentina. Revista de la Asociaicón Geológica Argentina. 28 (2): 195 - 205. HARRINGTON, H. J. (1957) Ordovician formations of Argentina. En: Harrington, H. J. y A. F. Leanza. Ordovician trilobites of Argentina. Departament of Geology University Kansas Press, Special Publication, 1:1-59. HERNANDEZ, R.; DI SALVO; PINA; CONSTANTINI, (1991) Informe preliminar del área del Río Seco Occidental entre Las Sierras de las Pavas hasta el Río Bermejo. Informe inédito YPF. HERNANDEZ R.; J. REYNOLDS y A. DISALVO, (1996), Análisis tectosedimentario y ubicación geocrolológica del Grupo Orán en el Río Iruya. HERRERO DUCLOUX, A. (1940). Sobre los fenómenos de corrimiento de ambos lados de la quebrada de Juella, Departamento de Tilcara, Provincia de Jujuy. Univ. nac. de La Plata, Inst. del Museo. Tesis del museo N° 2, La Plata. HONGN, F. D. (1992) Tectónica y microtectónica del basamento predevónico de la puna". Tesis doctoral. Universidad Nacional de Salta. IBAÑEZ, M. (1960) Informe preliminar sobre el hallazgo de anuros en las Areniscas inferiores de la quebrada del río de las Conchas (Provincia de Salta, Argentina) Acta Geológica Lilloana 3: 137 - 180. ISAACSON, P. E. y E. MARTINEZ DIAZ, (1995); Evidence for a middle - late Paleozoic foreland basin and significant latitudinal shift, Central Andes, in Tankard, A. J. Suarez, S. R. and Welsink, H. J. eds. Petroleum bassins of South America: American Association of Petroleum Geologists Memoir 62: 231 - 249. ISACKS, B.; T. JORDAN; R. W. ALLMENDINGER y V. RAMOS (1982) La segmentación tectónica de los andes centrales y su relación con la geometría de la placa de Nazca subductada. 5 Congreso Latinoamericano de Geología, Argentina, Actas III:587-606. JORDÁN T. E. y R. N. ALONSO (1987), Cenozoic stratigraphy and basin tectonics of the Andes mountains, 20° - 28° south latitude, in The American Association of Petroleum Geologist Bulletin, V. 71, N° 1: 49 - 64.


KEIDEL, J. (1943). El ordovícico inferior de los Andes del Norte Argentino y sus dep´ositos marino glaciares. Acad. Nac. Cs. Córd., Bol. 36 (2): 140 - 229. KLEY, J. y M. REINHARDT (1993), Geothermal and Tectonic evolution of the Eastern Cordillera and Subandean Ranges of Southern Bolivia. KLEY, J. y M. REINHARDT, (1994),Geothermal and tectonic evolution of the Eastern Cordillera and the Subandean Ranges of Southern Bolivia, (in Reutter, Scheuber, E. K. J. y P. J. Wigger, eds. Tectonics of the Southern Central Andes: Structure and evolution of an active continental margin), Springer: 155 - 170. LOPEZ, C. R. (1968); Geología de la Quebrada de Huasamayo y adyacencias. Depto. de Tilcara, provincia de Jujuy. Universidad Nacional de Buenos Aires. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Tesis inédita. LOPEZ, C. R. y F. E. NULLO (1969); Geología de la márgen izquierda de la quebrada de Humahuaca, de Huacalera a Maimará. Revista de la Asociación Geológica Argentina 24 (3): 173 - 182. LOSS, R. y A. GIORDANA (1952). Osservazioni sl Proterozoico di Jujuy, Argentina. Soc. Ital. Scien. Nat. y Mus. civ. Storia Nat. in Milano, Atti, 91 (3 - 4): 141 - 189. MATHER, K. F. (1922). Front ranges of the Andes between santa Cruz and Emarcación. Bull. Geol. Soc. Amer. (Nueva York), 33: 709 - 764. MARRET, R. A.; R. W. ALLMENDINGER; R. N. ALONSO y R. E. DRAKE. (1994), Late Cenozoic tectonic evolution of the Puna Plateau and adjacent foreland, northwestern Argentine Andes. Journal of South American Earth Sciences, Vol. 7 N° 2: 179 - 207. MENDEZ, V. (1975). Estructuras de las provincias de Salta y Jujuy a partir del meridiano 65°30 oeste, hasta el límite con las Repúblicas de Bolivia y Chile. Revista de la Asociación Geológica Argentina XXIX (4):391-424. MINGRAMM, A.; A. RUSSO; A. POZZO y L. CAZAU (1979); Sierras Subandinas. Segundo Simposio de Geología Regional Argentina. Córdoba. Academia Nacional de Ciencias (1): 95 - 138. MINGRAMM A. (1982), Geology and hidrocarbons of the thrustbelt between Río Bermejo and Río Pescado. Informe de YPF N° 7553. MON, R. (1979); Esquema estructural del Noroeste Argentino. Revista de la Asociación Geológica Argentina 35: 53 - 60.


MON, R. (1992) Los Andes oclóyicos. Octavo Congreso Latinoamericano de Geología 4: 137 - 141. MON, R.; R. MENA y R. AMENGUAL (1996); Plegamiento cenozoico del basamento proterozoico de la Cordillera Oriental del Norte Argentino. Revista de la Asociaicón Geológica Argentina 51 (3): 213 - 323. MON, R. y F. D. HONGN (1987), Estructura ordovícia de la Puna. Revista de la Asociación Geológica Argentina 42: 31 - 38 MON, R. y F. D. HONGN (1988); El corrimiento del borde occidental del cratógeno central de la Puna. Revista de la Asociación Geológica Argentina 43: 338 - 342. MON, R. y F. D. HONGN (1996) trabajo presentado en Renes ? MORENO, J.A., (1970). Estratigrafía y paleogeografía del Cretácico superior en la Cuenca del Noroeste Argentino, con especial mención de los Subgrupos Balbuena y Santa Bárbara. RAGA. XXV (1): 9-44. OMARINI, R. y R. SUREDA (1993), Evolución geodinámica y configuración paleogeográfica en los Andes centrales del Proterozoico Superior al Paleozoico Inferior: modelos alternativos y problemas. 12° Congreso Geológico Argentino.Actas Tomo III: 291-307. PASCUAL, R.; M. G. VUVETICH y J. FERNANDEZ, (1978). Los primeros mamíferos (Notangulata, Hericoskornidae) de la F. mealla (Gr. Salta, Subgr. Santa Bárbara) su implementación filogenética, taxonómica y cronológica. Revista Ameghiniana, V. 15p. 366 - 390. RAMOS, V. A.; M. A. TURIC y A. B. ZUZEK (1967); Geología de la Quebrada de Huichaira y Pocoya, Purmamarca y Tumbaya Grande en la márgen derecha de la Quebrada de Humahuaca (Provincia de Jujuy). Revista de la Asociación Geológica Argentina 22 (3): 209 - 221. RAMOS, V. (1986), El diastrofismo oclóyico: un ejemplo de Tectónica de colisión durante el eopaleozoico en el noroeste Argentino. Revista del Instituto de Geología y Minería N° 6: 13 - 28. REYES, F. C. (1970). Correlaciones en el Cretácico de la cuenca Andina de Bolivia, Argentina, Perú y Chile. Primer Congreso Lat. Amer. de Geol., Lima Perú. REYES, F.C. y J.C. SALFITY, (1973). Consideraciones sobre la estratigrafía de Cretácico (Subgrupo Pirgua) del noroeste argentino. V Cong. Geol.Arg., Actas (3) : 355-385 ROBLES, D. (1991), Evolución geológica de las cuencas sedimentarias del noroeste argentino y regiones vecinas. Revista Boletín de Informaciones Petroleras. Tercera época. Año 8 (28): 59 - 84.


SALFITY, J. A.; R. H. OMARINI; B. BALDIS y W. GUTIERREZ (1975), Consideraciones sobre la evolución geotectónica del Precámbrico y Paleozoico Inferior del Norte de Argentina. Segundo Congreso Iberoamericano de Geología Económica, Actas 4, p. 341 - 362. Buenos Aires. SALFITY, J. A. (1982). Evolución paleogeográfica del Grupo Salta (Cretácico-Eogénico), Argentina. 5° Congreso Latinoamericano de Geología, I:11-26. Argentina. (Mapa isopáquico del Subgr. pirgua, Subgr. Balbuena, Subgr. Sta. Bárbara - Marco tectónico) SALFITY, J. A.; E. M. BRANDAN; C. R. MONALDI y E. F. GALLARDO, (1984). Tectónica compresiva cuaternaria en la Cordillera Oriental Argentina, latitud de Tilcara (Jujuy). IX Congr. Geol. Arg., Actas (II): 427-434. S.C. de Bariloche. (Dibujo elaborado a base de una fotografía compuesta de la margen izquierda de la Quebrada de Guasamayo donde se observa la fractura inversa.) SALFITY, J. A.; MALANCA, S.; BRANDAN, M.; MONALDI, C. y MOYA, M. C. (1984). La fase Guandacol (Ordovícico) en el Norte de la Argentina. IX Congreso Geológico Argentino. Actas I:555-567. San Carlos de Bariloche. SALFITY, J. A.; S. MALANCA; M. C. MOYA; C. R. MONALDI, y E. BRANDÁN, (1984). El límite Cámbrico-Ordovícico en el norte de la Argentina. IX Con. Geol. Arg. I:568-575. (Mapa y cuadro de las localidades fosilíferas) SALFITY, J.A., S.A. GUSTORIVICH, M.C. MOYA y R. AMENGUAL, (1984) Marco tectónico de la sedimentación y efusividad cenozoicas en la Puna Argentina. IX Cong. Geol. Arg., Actas (1) : 539-554. S.C. de Bariloche. SALTITY, J.; S. GORWTOVICH y M. MOYA, (1984). Las fases diastróficas en Los Andes del Norte Argentino. Simposio Internacional de Tectónica Centro - Andina y Relaciones con Recursos Naturales, Comisión Nacional de Estudios Geofísicos, Academia Nacional de Ciencias. La Paz, Bolivia. SALFITY, J. (1985), Lineamientos transversales al rumbo andino en el noroeste argentino. 4° Congreso Geológico Chileno, I (Área 2):119-137, Antofagasta, Chile. SALFITY, J. A.; E. M. BRANDAN; C. R. MONALDI y E. F. GALLARDO, (1984). Tectónica compresiva cuaternaria en la Cordillera Oriental Argentina, latitud de Tilcara (Jujuy). 9 Congrreso Geológico Argentino, Actas (II): 427-434. S.C. de Bariloche. SALFITY, J. A.; S. MALANCA; M. BRANDAN; C. MONALDI y M. C. MOYA (1984). La fase Guandacol (Ordovícico) en el Norte de la Argentina. 9° Congreso Geológico Argentino. Actas I:555-567. San Carlos de Bariloche. SALFITY, J. (1985), Lineamientos transversales al rumbo andinoen el noroeste argentino. 4° Congreso Geológico Chileno, I (Area 2):119 - 137, Antofagasta, Chile.


SCHMITZ, M. (1994), A Balanced model of the southern Central Andes: Tectonics 13: 484 - 492. SCHMITZ, M. (1996), La corteza profunda andina: un modelo balanceado y las implicancias para el proyecto ANCAR (Andean Continental Research Project) entre la costa del Pácifico y el Altiplano. 12° Congreso Geológico de Bolivia. Tarija. 73 - 77. SEMPERE, T.: G. HERAIL; J. OLLER y P. BABY, (1989), Geological structureand tectonic history of the Bolivian orocline. 28° Congreso Geológico Internacional. Washington, 3: 72 - 73. SEMPERE, T. (1991), Cenozoic tectonic "phases" in Bolivia: some needed clarifications. 6° Congreso Geológico Chileno, 877 - 881. SEMPERE, T. (1992). Algunas aclaraciones necesarias en cuanto a las llamadas "Fases" Tectónicas Cenozoicas en Bolivia. 10° Congreso Geológico Boliviano. 152 - 162. SEMPERE, T. (1995). Phanerozoic evolution of Bolivia and Adjacent Regions (in A. J. Tankard, R. Suarez - Soruco & H. J. Welsink (eds.) Petroleum Basins of South America. AAPG Memoir 62: 207 - 230. STARCK, D.; E. GALLARDO y A. SCHULTZ, (1992) La discordancia precarbónica en la porción argentina de la cuenca de Tarija. Boletín de Información Petrolera. Tercera Epoca. IX. 29 pag. 2 - 11. SUPPE, (1983), Geometry and kinematics of fault - bend folding. Am. Jour. Sci., 283: 684 - 721. TAWACKOLI, S.; J. KLEY y V. JACOBSHAGEN (1996). Evolución tectónica de la Cordillera Oriental del Sur de Bolivia. 12° Congreso Geológico Boliviano. I:91-96. TURNER, J. C. M. (1959). Faunas graptolíticas de América del sur. Revista de la Asociaicón Geológica Argentina 15(1 - 2):1- 180. TURNER, J. C. M. (1960). Estratigrafía de la Sierra de Santa Victoria y adyacencia. Acad. Nac. Cs. Córd. Bol. 41 (2): 163 - 196. TURNER, J. C. M. (1963). The Cambrian of northern Argentina. Tulsa Geol. Soc. Digest, 31 (Tulsa): 193 - 211. TURNER J. y V. MENDEZ (1975), Geología del sector Oriental de los departamentos de Santa Victoria e Iruya, Provincia de Salta. República Argentina. Boletín Nacional de Ciencias. 51 (1 - 2): 11 - 24. Córdoba.


VERGANI, G. y D. STARK, (1989), Aspectos estructurales del Valle de Lerma, al sur de la Ciudad de Salta. Boletín de Informaciones Petroleras. Tercera época, 20: 2 - 9. VILELA, R. C. (1951). Acerca del hallazgo del horizonte calcáreo dolomítico en la Puna Salto- Jujeña y su significado geológico. Revista de la Asociaicón Geológica Argentina, 6 (2): 101 - 107. YRIGOYEN, M. (1979). Cordillera Principal. Segundo Simposio de Geología de la República Argentina. Academia Nacional de Ciencias, I: 651 - 694, Córdoba.

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