Grandes avalanchas y estratigrafía glacial cuaternaria de los ríos Mendoza, Blanco y Anchayuyo.

GUIA IV Reunión de Campo de la AACG 2025 Grandes avalanchas y estratigrafía glacial cuaternaria de los ríos Mendoza, Blanco y Anchayuyo. Mendoza, 18 al 20 de Octubre de 2025 GUIA 1 IV RCAACG IV Reunión de Campo de la AACG 2025 El propósito de esta cuarta edición de la Reunión de Campo de la Asociación Argentina de Cuaternario y Geomorfología es generar un espacio de intercambio y reflexión sobre los estudios actuales y las investigaciones en curso en la región de Cuyo, con especial énfasis en la provincia de Mendoza. Esta zona representa un laboratorio natural de excepcional valor geológico, donde confluyen procesos tectónicos activos, registros glaciares cuaternarios, y una diversidad de geoformas vinculadas a remociones en masa, sedimentación fluvial y modelado glacial. Durante el primer día, recorreremos el valle del río Mendoza hasta Las Cuevas, en plena Cordillera Frontal y Principal, para analizar depósitos de grandes avalanchas de rocas y la estratigrafía glacial cuaternaria. Esta área, moldeada por ciclos glaciares y eventos gravitacionales de gran magnitud, ofrece claves fundamentales para reconstruir la dinámica paleoclimática y geomorfológica de los Andes Centrales. El segundo día nos llevará por el valle del río Blanco y La Carrera, donde visitaremos depósitos de remociones de masa tanto históricos como prehistóricos, incluyendo la emblemática Avalancha de rocas El Plata. Además, observaremos suelos molisoles de altura, indicadores de procesos pedogenéticos en ambientes fríos, y exploramos distintos terroirs del valle de Uco, donde la interacción entre geología, clima y uso del suelo ha dado lugar a paisajes productivos de gran singularidad. Esperamos que esta experiencia de campo organizada por el Grupo de Geomorfología y Cuaternario de IANIGLA no sólo enriquezca el conocimiento técnico, sino que también fomente el diálogo interdisciplinario y el fortalecimiento de vínculos entre investigadores, estudiantes y profesionales. Mendoza, con su complejidad geodinámica y su riqueza natural, nos invita a mirar el paisaje con ojos científicos y sensibles a la historia cuaternaria de los Andes Centrales. Grupo Cuaternario y Geomorfología IANIGLA GUIA 2 GUIA DE CAMPO Esta guía incluye una introducción general con el contexto geológico de los sitios de estudios y una descripción breve de la importancia de cada sector que visitaremos en terreno. Primera jornada Durante el primer día, recorreremos el valle del río Mendoza hasta Las Cuevas, en plena Cordillera Principal, para analizar depósitos de grandes avalanchas de rocas y la estratigrafía glacial cuaternaria. Esta región moldeada por ciclos glaciares sucesivos y eventos gravitacionales de gran magnitud, ofrece claves fundamentales para reconstruir la dinámica paleoambiental de los Andes Centrales. Segunda jornada El segundo día nos llevará por el valle del río Blanco y La Carrera, donde visitaremos depósitos de remociones de masa, tanto históricos como prehistóricos, incluyendo la emblemática. Avalancha de rocas El Plata. Además, observaremos suelos molisoles de altura, indicadores de procesos pedogenéticos en ambientes más húmedos, y exploramos distintos terroirs del valle de Uco, donde la interacción entre geología, clima y condiciones ambientales propicias han dado lugar a paisajes productivos de gran singularidad. Autor Elaboración Guía Dra Stella Moreiras Colaboración Elaboración mapas Becarios CONICET Geol. Leonardo Ríos Ing. Geol. Javier Oropeza, Geogr. Paula Albelo Grupo Cuaternario Y Geomorfología IANIGLA Material con DOI Ref: Moreiras, S.M. 2025. Grandes avalanchas y estratigrafía glacial cuaternaria de los ríos Mendoza, Blanco y Anchayuyo. Guía de Campo de la IV RCACG, Mendoza. Esperamos que esta experiencia de campo no sólo enriquezca el conocimiento técnico, sino que también fomente el diálogo interdisciplinario y el fortalecimiento de vínculos entre investigadores, estudiantes y profesionales. VALLE DEL RÍO MENDOZA-LAS CUEVAS MARCO REGIONAL Los Andes Centrales 32º S A la latitud del valle del río Mendoza, se desarrolla una subducción sub-horizontal (entre los 28º-33ºS) (Fig. 1) que está asociada una mayor actividad sísmica, ausencia de actividad volcánica y el desarrollo de un relieve montañoso con elevaciones máximas por encima de los 6000 m snm con su máxima expresión en el Cerro Aconcagua (6.958 m snm). Figura 1. Segmento de subducción sub-horizontal con las diferentes unidades morfo-estructurales. Las isobatas señalan la profundidad de la Placa de Nazca por debajo de la Placa Sudamericana (Cahill & Isacks (1992). Unidades morfo-estructurales A los 32º de latitud Sur, los Andes Centrales están integrados por diferentes provincias geológicas que responden a levantamientos diferenciales en función de los tipos de corrimientos y desarrollos de FPyC (Faja Plegada y Corrida) asociados a factores tectónicos que han expuesto diferentes tipos de rocas (Fig. 2). Las diferentes fases de levantamiento de los Andes se conocen como Orogenia Andina que comenzó hace 22 Millones de años generando el levantamiento de Cordillera Principal a los 20 a 9 Ma, Cordillera Frontal entre los 9 y los 6 Ma, y Precordillera entre los 5 a 2 Ma (Fig. 3). Actualmente el frente orogénico evidenciado por la presencia de fallas activas se encuentra en el piedemonte de Mendoza. Figura 2: Provincias geológicas de la región andina a los 32º S (tomado de Antinao & Gosse 2009). Figura 3. Rangos de acortamiento y propagación en el tiempo de la orogenia Andina a los 32º S (Ramos et al. 1996b, Irigoyen et al., 2002; Hilley et al. 2004; Ramos & Folguera 2009) La Cordillera Principal es una unidad morfoestructural fuertemente dislocada por movimientos tectónicos, con cadenas montañosas de orientación N-S y alturas superiores a los 5000 m snm. Se caracteriza por la presencia de rocas sedimentarias marinas y continentales, así como rocas volcánicas del Jurásico, Cretácico y Cenozoico, que apoyan sobre un zócalo de mayor antigüedad. Entre los 32°-35° S la estructura de la unidad está dominada por la Faja Plegada y Corrida del Aconcagua de naturaleza epidérmica (Ramos, 1988). En la cuenca alta del río Tunuyán, la Cordillera Principal desarrolla una compleja serie de imbricaciones entre los cerros GUIA 1 Marmolejo y San Juan al norte, hasta las nacientes del río Diamante al sur (Kozlowski et al., 1993). La Cordillera Frontal conforma un frente montañoso definido por un sistema de fallas inversas longitudinales con vergencia hacia el este (Ramos, 1999), que limitan por el este la Cordillera del Tigre y los cordones del Plata y del Portillo, con elevaciones promedio de 4000 - 5000 msnm. En esta unidad predominan las rocas volcánicas del Grupo Choiyoi de edad Permo-triásico intruídas por batolitos de granitoides neopaleozoicos y triásicos. En general los batolitos del permo-triásico evolucionaron hacia términos más silícicos (granitos leucocráticos) (Llambías et al., 1993). En el Cordón del Plata el batolito está compuesto por gabros (3.1%), tonalitasgranodioritas (17.5%) y granitos (79.3%). El sustrato sedimentario está representado por las pelitas de la Formación Villavicencio de edad OrdovícicoDevónica y las pelitas-areniscas marinas de las formaciones del Carbonífero (El Plata, Alto Tupungato y Alto río Tunuyán) (Kozlowski et al., 1993). Las rocas más antiguas corresponden a un basamento metamórfico dividido en tres sectores principales (Vujovich y Gregori, 2002): ael área norte del Cordón del Plata, donde dominan metasedimentitas con filitas grises verdosas y esquistos calcáreos; bel sector intermedio al sur del río Las Tunas, donde se encuentran metasedimentitas de grado bajo a medio asociadas a rocas máficas y ultramáficas; y del área del Cordón del Portillo exhibe un metamorfismo más elevado representado por esquistos con sillimanita y anfibolita. . Precordillera La Precordillera se desarrolla desde la provincia de la Rioja hasta Mendoza, justamente su extremo sur termina en el valle del río Mendoza en la localidad de Cacheuta. Esta unidad morfo-estructural es una FPyCde piel fina que expone rocas sedimentarias y metasedimentitas de edad Paleozoica. Su génesis se vincula con el desarrollo de una plataforma carbonática Cámbrico-ordovícica integrada por la formación Empozada. Una zonación bioestratigráfica detallada ha sido definida para esta comarca por su alto contenido fosilífero (principalmente trilobites). Hacia el Ordovícico tardío se desarrolló una depositación clástica marina cuyos sedimentos fueron cubiertos en disconformidad por sedimentos de talud del SilúricoDevónico. Ya para el Carbonífero se desarrollan depósitos aluviales que corresponden a facies marinas litorales y fluviales con escaso desarrollo en este sector mendocino de Precordillera. Cordillera Frontal La Cordillera Frontal está compuesta por unidades formadas durante el Gondwana en el Paleozoico tardío a Mesozoico temprano. Estas unidades resultan de la subducción andina seguida por una distensión generalizada durante el Triásico. Las litologías presentes en esta unidad morfo-estructural son rocas ígneasvolcánicas de composición andesíticasilícica del Grupo Choiyoi (Caminos, 1979). Durante la deformación andina la Cordillera Frontal se comportó como un bloque rígido evidenciado por la presencia de sobrecorrimientos de piel gruesa (Ramos et al., 1996 a, b). La actividad volcánica comenzó con la subducción durante el Carbonífero asociada a las sucesiones de andesitas, dacitas y riolitas; mientras que el periodo de extensión a partir del Pérmico– Triásico se reconstruye a partir de las gruesas secuencias de riolitas que comprenden espesores de 2 a 4 km a lo largo del valle del río Mendoza e intrusivos graníticos (Kay et al., 1989; Llambías & Sato, 1990). Cordillera Principal La provincia geológica de Cordillera Principal está conformada en este sector por lo que se conoce como la faja plegada y corrida Aconcagua desarrollada a partir de estructuras de piel fina (Yrigoyen, 1976; Ramos et al., 1996 a, b). Esta unidad expone depósitos marinos y vulcanitas de edad Jurásica y Cretácica que cubren en disconformidad los depósitos Carboníferos y Grupo Choiyoi de Cordillera Frontal. Los ciclos marinos diferenciados comienzan con pelitas negras, areniscas y calizas (Formación Vaca Muerta) que terminan hacia la cúspide de las series con depósitos de yeso (Formación Auquilco) y sedimentitas continentales rojizas (Formación Mulichinco). Principalmente los niveles marinos contienen abundante contenido fosilífero (amonites) que han permitido la identificación de una zona bioestratigráfica de estos depósitos (Aguirre Urreta & Rawson, 1997). Las facies volcanoclásticas y piroclásticas del Jurásico– Cretácico alcanzan hasta 6 km de espesor en este sector de los Andes (Figs. 4 y 5). Figura 4. Perfil de la Faja plegada y corrida del Aconcagua. Tomado de Hoja Geológica Cerro Aconcagua. Figura 5. Hoja Geológica Cerro Aconcagua 3369 I 1:250.000 (SEGEMAR). Estratigrafía regional ORDOVÍCICO Formación Empozada (Harrington y Leanza, 1957) Formada principalmente por calizas, calcarenitas (amarillentas) y margas de tonos pardo oscuro a negro verdosos que intercaladas con lutitas. Esta unidad ordovícica se encuentra en contacto por falla con las sedimentitas del Grupo Villavicencio y de las unidades del Grupo Uspallata y en partes es cubierta por unidades de este último Grupo. Afloran en las inmediaciones de las SILÚRICO Granodiorita Boca del Río (Harrington, l941) Corresponde a rocas intrusivas de composición granodiorítica. Se presentan intruidas por el Granito Cacheuta y aunque no son claras las relaciones con las rocas del Grupo Villavicencio, se las ubica en el Silúrico superior (Sepúlveda, 2010). Afloran en la parte Este del cerro Cacheuta y se extienden por el faldeo oriental de la sierra de Villavicencio, desde la quebrada de Cacheuta hasta la latitud del puesto La Crucecita. DEVÓNICO Grupo Villavicencio (Harrington, l941) Litológicamente está formado por una potente sucesión de metagrauvacas, metacuarcitas, pizarras y filitas y, en menor escala conglomerados finos de tonos gris verdoso, azul oscuro y pardo-grisáceo. Es reconocible en estas rocas la repetición de flujos turbidíticos, los que según diversos autores pueden asignarse a flujos marinos profundos y/o deltaicos. Representado en la parte occidental del área estudiada por rocas de ambiente marino y continental (deltaico) que constituyen los núcleos principales de las serranías integrantes de la Precordillera Mendocina. Estratos Vallecitos (Tickyj et al., 2009; Heredia et al., 2011) Sucesión de pizarras y predominancia de areniscas líticas intruída por diques de cuarzo deformados y pegmatitas de composición granítica y granodioritica asignada al Devónico. CARBONÍFERO SUPERIOR-PÉRMICO INFERIOR Formación Loma de los Morteritos (Stappenbeck, 1917; Caminos, 1965) Litológicamente corresponde a arcosas, ortocuarcitas, areniscas lutíticas y pelitas negras y verdosas depositadas en un ambiente marino, de aguas someras, y próximo a la costa, en un medio de alta energía sujeto a la influencia de olas y corrientes. Salvo la presencia de invertebrados mal preservados, la unidad ha sido considerada estéril paleontológicamente. En los afloramientos del río Blanco se identificaron 5 niveles de microflora, cuyos componentes fueron determinados por Gutiérrez (1999) y permitieron referir la unidad al Carbonífero superior-Pérmico inferior. La secuencia tiene un espesor de 900 metros. En el flanco oriental del Cordón del Plata la base de la secuencia no es visible, se trata de un contacto basal tectónico sobre las sedimentitas terciarias de la Formación Mariño. Formación El Plata (Caminos, 1965) Compuesta por tres miembros acumulados dentro de un medio de escasa energía. El miembro inferior o basal se inicia con 50 m de conglomerados polimícticos y sobre ellas 150 metros de areniscas cuarzosas y arcósicas con intercalaciones de pelitas moradas a negras. El miembro medio presenta una sucesión de vaques muy compactas, areniscas finas y lutitas. El miembro superior se compone de areniscas de grano fino muy compactas, intercaladas con lutitas de color negro azuladas. Esta unidad de 7000 m de espesor se extiende sobre el flanco oriental y en las altas cumbres del Cordón del Plata, desde la región de Vallecitos hacia el sur y se encuentra cubierta de manera discordante por el Grupo Choiyoi. En el área de Vallecitos aloja en forma pseudoconcordante una basandesita. PÉRMICOTRIÁSICO Grupo Choiyoi (Rolleri y Criado Roqué, 1969) Integrado por facies volcánicas que tienen la mayor distribución en Cordillera Frontal conformadas por volcánicas piroclásticas y lávicas cuyas composiciones varían desde intermedias hasta ácidas, rocas subvolcánicas y plutones asociados denominados Plutonitas Gondwánicas. Cortés et al., (1997), establecen que el grupo estaría compuesto también por miembros sedimentarios. Sus afloramientos se distribuyen ampliamente en el área de estudio, abarcan gran parte de Cordillera Frontal, mientras que en Precordillera tienen menor extensión (Fig. 6). ▪ Fase Efusivas (Vulcanitas) del Grupo Choiyoi Formación Portezuelo del Cenizo (Coira y Koukharsky, 1976; Llambías et al. 1993): Esta unidad de la sección inferior del Grupo Choiyoi está compuesta por lavas andesíticas, acompañadas por brechas y niveles tobáceos fenotraquiandesíticos muy soldados. Se extiende en los cerrillos Jagüel, en la zona de la quebrada del Telégrafo, al sur de la quebrada de los Colimayes, forma el cerro Negro y parte de la ladera occidental del cerro Médanos. El borde occidental de estas volcanitas está delimitado por la falla Cerro Jarillal. GUIA 1 Formación Mal País Corresponde a lavas riolíticas y andesíticas, aglomerados volcánicos, tobas y tufitas. Está compuesta principalmente por andesitas y dacitas entre las que se intercalan niveles tobáceos y brechas volcánicas, aflora en la cuchilla de los Cinco Mogotes y la quebrada de Los Gateados. Formación Tambillos (Cortés, 1985) Compuesta principalmente por niveles tobáceos soldados a los que se asocian lavas riolíticas y depósitos sedimentarios de origen lacustre. Los afloramientos se encuentran en Cordillera Frontal, abarcan los cerros del Burro, División, de la Polcura, Castaño y Chacay y ambas márgenes del río Blanco. En Precordillera aflora al norte de la quebrada de los Colimayes en los cerros de la Junta y Colorados. Formación Horcajo (Mirré, 1966) Compuesta principalmente por rocas piroclásticas y lávicas de composiciones dacíticas y riolíticas. Esta formación apoya sobre la Formación Tambillos cuya edad paleomagnética es pérmica superior (250-260 M.a.) (Rapalini, 1989). ▪ Facies subvolcánicas del Grupo Choiyoi Representadas principalmente por pórfiros riolíticos y en menor medida diques andesíticos. El mayor de estos pórfiros se extiende a lo largo de las altas cumbres del cordón del Plata, abarca los cerros San Bernardo, Blanco, Colorado y Minero, y llega a cruzar el río Mendoza un poco más al norte de la quebrada Invernadita. Cuerpos riolíticos menores se observan en los cerros Bayo, de la Polcura y en el extremo sur del cerro Castaño. Tiene textura porfírica con fenocristales de feldespato, cuarzo traslúcido y escasos mafitos negros, en una pasta afanítica de color rosado claro. Caminos et al. (1979) obtuvieron una edad K/Ar de 278±10 Ma (Pérmico inferior). ▪ Fase Intrusivas (Granitoides) – Plutonitas Gondwánicas del Grupo Choiyoi (Avé Lallement, 1892;, Schiller, 1912; Stappenbeck 1910, 1917) Las facies plutónicas del Grupo Choiyoi están representadas por cuerpos graníticos y gábricos de reducidas dimensiones. Caminos (1965) sugiere que estas manifestaciones graníticas son apófisis de un cuerpo batolítico (plutón compuesto) emplazado en profundidad, formado por 79,3% de granitos, 17,5% de tonalitas y granodioritas y un 3,1% de gabros. Correspondiente al ciclo magmático gondwánico, las edades abarcan un rango que va desde el Pérmico inferior (275 ±35Ma) al Pérmico superior – Triásico medio (225±5Ma). Stock Granítico de Cacheuta o del Cerro Los Baños. Se considera una facies plutónica del Grupo Choiyoi por lo que se estima es integrante del mismo. Se trata de un stock compuesto (Rossi, 1947) con un reborde granodiorítico más antiguo (Boca del Río) de color gris y otro de mayor exposición, con tonalidades clásicas amarillentas-rosadas. El granito del cerro Cacheuta petrográficamente tiene textura holocristalina e hipidiomórfica y está compuesto por cristales de ortoclasa, cuarzo, oligoclasa y biotita. Los minerales accesorios son opacos, hornblenda y apatito. Se detectó una moderada alteración a carbonatos, sericita y clorita. Aflora con muy buena exposición en el cerro Cacheuta (SO) y que continúan haciéndolo hacia el Norte formando las altas elevaciones en este sector O-SO. Dessanti y Caminos (1967) dataron la intrusión granítica del cerro Cacheuta obteniendo una edad K/Ar de 269±13,5 Ma (275±13,5 Ma de acuerdo con nuevas constantes), posteriormente Caminos et al. (1979) ratificaron esta edad mediante el método Rb/Sr obteniendo dos edades aparentes de 261±30 Ma y 275±35 Ma, al confeccionar isocronas de referencia se la incluyó en un conjunto de 225±5 Ma (Triásico medio). Varela et al. (1993) calcularon una edad aparente, asumiendo un valor para la relación inicial de los isótopos del Sr de 0,7100, de 261±32 Ma (Pérmico). Las edades disponibles abarcan un rango que va desde el Pérmico inferior (275±35 Ma) al Pérmico superior-Triásico medio (225±5 Ma) y corresponden a un mismo ciclo magmático, el gondwánico. Figura 6. Distribución del vulcanismo permo-triásico (Grupo Choiyoi) en la Argentina (Tomado de Roche et al., 2015). a). Reconstrucción de Pangea hacia los 250 Ma mostrando la posición de los orógenos Alleghaniano-Ouachita, Varisico, de los Urales y Terra Australis (modificado de Cawood y Buchan, 2007). En rojo se marca la ubicación de la provincia magmática Choiyoi. b). Afloramientos de la provincia Choiyoi, según mapa geológico de la Argentina (1996), Chile. GUIA 2 Stock del Cerro Médanos o Guido Corresponden a manifestaciones graníticas cuerpo plutónico emplazado en profundidad que proviene de un magma calcoalcalino común perteneciente al magmatismo gondwánico y se los ubica en el campo de los granitoides orogénicos. Este stock cubre una superficie aproximada de 43 km2. Petrográficamente, posee textura holocristalina e hipidiomórfica y está compuesto por granos de ortoclasa, oligoclasa, cuarzo, biotita y hornblenda verde o castaña. Como minerales accesorios se determinaron opacos, circón, apatito. Los feldespatos en general presentan texturas de desmezclas y escasa alteración sericítica y arcillosa, las biotitas suelen estar algo cloritizadas. Caminos et al. (1979) dataron el stock del cerro Médanos y obtuvieron una edad K/Ar de 244±10 Ma y otra Rb/Sr de 404±40 Ma. Esta última edad resulta dudosa ya que no coincide con las relaciones de campo observadas. Intruye a sedimentitas carboníferas, y a las volcanitas de Formación Portezuelo del Cenizo. Aflora el cerro Médanos y al norte el cerro Buitrera. Se encuentra intruido por diques afíricos con bordes netos. Facies Plutónicas Gabros Afloramientos independientes de cuerpos gábricos de reducidas dimensiones lenticulares y alargados en dirección N-S que se alojan concordante entre las sedimentitas carboníferas de la Formación El Plata, y se destaca de esta por su relieve positivo. TRIÁSICO MEDIO Grupo Uspalllata Formación Río Mendoza (Borrello, 1942) Integrado en posiciones proximales por conglomerados de abanicos aluviales hacia zonas más distales y cuspidales, existe un reemplazo por sedimentos de sistemas fluviales y lagunares de la Formación Las Cabras (Borrello, 1942). La Formación Río Mendoza apoya discordantemente sobre calizas cambro ordovícicas, sedimentitas marinas de la Formación Villavicencio y volcanitas del Grupo Choiyoi. El hallazgo de dicinodontes dentro de la parte inferior de la sucesión Río Mendoza–Cerro de las Cabras relaciona estas unidades con la zona de Cynognathus de África, sugiriendo una edad Olenekiana. Un nivel de cenizas fue datado 243 ± 5 Ma by U–Pb en zircón (Ávila et al., 2003). Formación Las Cabras (Stipanicic, 1979) Compuesta por rocas piroclásticas, lutitas y en menor medida por conglomerados y areniscas. Paleoambientalmente, la Formación Las Cabras se relaciona con sistemas fluviales efímeros interdigitados con ambientes lacustres someros o de barreales, con un incremento de la presencia de volcanitas y tobas hacia los términos cuspidales (Kokogian et al., 1993). La Formación Las Cabras pertenece al conjunto de secuencias Las Peñas Inferior y Superior (Synrift I), que se encuentra muy bien desarrollado en superficie al norte de la ciudad de Mendoza y en la subcuenca de Alvear (Kokogian et al., 1993). Formaciones Potrerillos (Biondi, 1931) Posee conglomerados, limolitas, tobas y areniscas relacionados a un ambiente fluvial con alta contribución piroclástica. Su contenido paleoflorístico sugiere una edad Ladini Litológicamente variada y alternante, formada por conglomerados, areniscas, areniscas tobáceas, arcillitas, lutitas carbonosas, tufitas, tobas y niveles bentoníticos. Los clastos de los conglomerados son en su mayoría de cuarzo lechoso y de porfiritas, redondeados a subredondeados. Las tobas contienen restos de troncos y flora de Dicroidium. Formación Cacheuta (Biondi, 1936) Representa una sucesión granodecreciente de areniscas y tobas, ritmitas y lutitas negras orgánicas que son las generadoras de hidrocarburos. Es interpretada paleoclimáticamente como una sucesión fluvial-deltaica a lacustre. Hacia el techo esta unidad se compone exclusivamente de lutitas negras, grises en superficie por alteración, finamente estratificadas. Presenta restos carbonosos y restos de escamas de peces que confirman su ambiente reductor. El ambiente de depositación de estos sedimentos es lacustre decantadas en un ambiente moderada a fuertemente reductor, por debajo de la termoclina (Kokogian et al., 1993). La edad de los depósitos del sinrift II es ladinianacarniana, posteriormente acotadas entre 232 y 224 Ma mediante correlaciones con cartas de ciclos globales (Kokogian y Mancilla, 1989 y Kokogian et al., 1989). Formación Río Blanco (Biondi, 1936) Está compuesta por una sucesión de clastos más gruesos hacia arriba de la secuencia de lutitas, areniscas limolitas con niveles lateríticos. Este paquete se interpreta como una sucesión de lacustre somero, deltaico a ríos de gran sinuosidad desde la base hacia el techo. Las plantas conservadas corresponden al Triásico Tardío (Spalletti et al., 1999). Conglomerado del Río Blanco (Caminos, 1965) Se trata de un conglomerado brechoso de matriz arenosa muy consolidada, compuesto por clastos angulares y subangulares de areniscas, lutitas, metamorfitas y volcanitas, que aflora como una faja delgada de entre 20 y 80 metros de espesor. Se extiende en sentido norte-sur, desde la quebrada de la Manga hasta el río Blanco, y se apoya mediante falla inversa en la formación Loma de los Morteritos. Podría tratarse de depósitos de piedemonte o de relleno de paleovalles en condiciones de escaso transporte, y lo interpreta como las primeras acumulaciones continentales que siguieron a la elevación de las formaciones carboníferas. Conglomerado Pircas (Harrington, 1941) Se trata de una brecha conglomerádica de color morado a violáceo oscuro formada por clastos angulares a subangulares, de areniscas, pizarras, metamorfitas y volcanitas alteradas de colores verdes grisáceos en una matriz afanítica. Se trataría de 3. Mirador Uspallata El valle de Uspallata es un valle intermontano entre dos sistemas montañosos, Precordillera, al Este y la Cordillera Frontal al Oeste. Se continúa hacia el norte hasta la localidad de Barreal, San Juan. En este sector se pueden empezar a apreciar las primeras geoformas glaciares. Se distingue un valle en U típico de erosión glacial. En este sector Espizúa (1999) mapea la morena frontal de la Glaciación Uspallata y la terraza glaciafluvial asociada. Sin embargo, domina el paisaje la terraza disectada que genera grandes paredones verticales de hasta 60 m que constituyen la Pampa de Tabolango. Esta terraza glacifluvial es interpretada como parte del drift de la Glaciación Punta de Vacas que si bien es asociada al MIS 6 por Espizúa (1993), las datación reciente obtenida por isótopos cosmogénicos (36 Cl en perfil de 2 m profundidad) arroja una edad de 25 ka (Fauqué et al., 2021) (Fig. 13). Desde este mirador de Uspallata, si se observa hacia el sur, en particular a lo largo del valle de la Placetas Amarillas, se distingue el depósito de la Avalancha de rocas Placetas Amarillas 1. Este evento originado en la ladera oeste del Cerro Minero, recorrió 9 km hasta la Pampa de Tabolango, descendiendo topográficamente 2000 metros en altitud (H/D = 0.22). Actualmente el depósito cubre un área de ~ 5 km2, estimándose un área original del depósito ~ 6.8 km2. Se estima un volumen original ~ 1.6 x 109 m3 (Fig. 14). Este evento generó un paleolago que habría cubierto un área de ~ 0.28 km2, evidenciado por una secuencia de 32 m de espesor de material fino que fue datado por OSL en una edad de 47,440 ± 3,700 ka (Moreiras et al., 2015). A lo largo de esta quebrada se identificaron otros dos eventos de avalanchas de rocas más jóvenes denominados Placetas Amarillas 2 y 3 (Fig. 13) (Moreiras et al., 2015). Desde la ladera oriental del Cerro Minero se generó otra avalancha de rocas que se canalizó a lo largo de la quebrada Piedras Blancas por lo cual recibe su nombre. Este evento extraordinario tuvo un volumen ~ 8.9 x 108 m3 cubriendo un área ~ 7.53 km2. El depósito está integrado por bloques de riolita de hasta 8 m de diámetro (Moreiras, 2006b). Esta avalancha de rocas generó un represamiento del Arroyo Minero y en consecuencia un lago de ~ 0.75 km2 con un nivel máximo de 2677 m snm. Este paleolago es evidenciado por una secuencia de 30 m de espesor de arenas, limos y arcillas (Moreiras et al., 2015; Moreiras et al., 2018). En este antiguo lago se encontraron piezas dentales de un antiguo caballo de la Megafauna. Este ejemplar fue identificado como Hippidion devillei (Cerdeño et al, 2018). Esta especie de mamífero vivió en América del Sur desde el Plioceno tardío hasta el Pleistoceno tardío (Alberti y Prado, 2004) (Fig. 15). Figura 13. Imagen satelital Google Earth en donde se mapearon los diferentes depósitos cuaternarios en el sector del valle de Uspallata: MU Morena Glaciación Uspallata, UO Terraza Glaciación Uspallata, PVO Terraza Glaciación Pta Vacas TD Avalancha Tigre Dormido PA Avalanchas Placetas Amarillas PB Avalancha Piedras Blancas DL paleolagos (tomado de Moreiras et al., 2015). GUIA 1 Figura 14. Vista de la avalancha de rocas Placetas Amarillas 1 desde Uspallara (Foto Stella Moreiras). Figura 15. Paleolago asociado a la avalancha de rocas PB3 en donde se encontraron los restos dentarios de un caballo Hippidium (Foto Stella Moreiras) ( Moreiras et al., 2015, Cerdeño et al., 2018; Moreiras et al. 2021) 4. Uspallata morena vs depósitos aluviales En el valle de Uspallata, Espizúa (1993) describe la morena de la Glaciación Uspallata asignada al MIS 12 (Fig.13). La autora establece esta edad por la tefrocronologia en función de la edad arrojada por los niveles de tefras que se intercalan en depósitos aluviales en el arroyo Chacay, menciona que la morena está rodeada por dichos depósitos aluviales. Cortés et al. (1997) describe dos unidades de depósitos pedemontanos, que bordearían este depósito morénico en un perfil levantado en la quebrada de Ranchillos. Sin embargo, la génesis de estos depósitos no parece tener interpretaciones uniformes. Fauqué et al. (2021) interpreta el depósito mapeado como morena como un primer nivel de pedimento (Fig. 16); sin embargo estos autores no explican el nivel de la terraza glacifluvial asociada a este drift que se continuaría aguas abajo. GUIA 2 Figura 16. Depósitos aluviales establecidos por Fauqué et al. (2021). 5. Tambillitos Restos arqueológicos de un antiguo Tambo incaico ubicado estratégicamente entre el camino del Inca de la red del Qhapaq Ñan que pasa por la zona de Uspallata y el Pacífico. 6. Deslizamientos Negro & Amarillo Se tratan de dos deslizamientos originados en ambas márgenes del rio Mendoza. El deslizamiento Negro se generó en sedimentitas oscura de la Fm El Plata de allí su coloración. Este evento represó el rio Mendoza hace unos 8,640 ± 200 años BP (Fauqué et al. 2008). El lago está evidenciado por una secuencia fina de 50 m de espesor. Este paleo-lago tenía una extensión de 7 km, con un volumen estimado de 400 x106 m3. Un colapso drástico de esta presa natural podría haber generado un caudal repentino de 4000 m3/s (Fauqué et al., 2005; Di Tommaso y Fauqué, 2005). El deslizamiento Amarillo se generó posteriormente en los niveles alterados por hidrotermalismo en la margen opuesta generando un nuevo lago datado en 18,660 ± 330 años BP (Fig. 17). Figura 17. Deslizamientos Negro (derecha) y Amarillo (izquierda) (Foto Stella Moreiras). GUIA 3 7. Punta de Vacas La Localidad de Punta de Vacas se enclava en la Confluencia de los ríos de las Cuevas, Tupungato y de las Vacas que conforman el rio de Mendoza. En esta localidad aparecen los relictos de la morena frontal de Punta de Vacas (Fig. 18) asociada a la Penúltima Glaciación por Espizúa (1998), en función de la tefrocronologia de la zona, aunque su terraza glacifluvial en Uspallata es datada en 25 ka (Fauqué et al. 2021). Figura 18. Depósito morénico de Punta de Vacas en la confluencia del río Tupungato (Volcán Tupungato al fondo) y el río de las Cuevas (Foto Stella Moreiras). Aluvión del Plomo Esta localidad de Punta de Vacas fue devastada por el aluvión del Plomo ocurrido el 10 de enero de 1934. El dique de hielo natural generado por el glaciar Nevado del Plomo, tras un avance extraordinario tipo surge, colapsó generando una gran crecida. El aluvión descendió por el río Plomo, luego por el río Tupungato y finalmente fluyó por el río Mendoza generando una gran catástrofe. En las secciones más encajonadas del valle, el caudal alcanzó los 20 m de altura. La estación Zanjón Amarillo del ferrocarril Transandino fue una de las más afectadas obligando a sus habitantes a ser evacuados. Quinientas toneladas de carbón almacenadas en la estación fueron arrastradas. La crecida afectó varios sectores del ferrocarril Transandino a lo largo del valle del río Mendoza, destruyó puentes y vías, y causó daños en la Central Hidroeléctrica de Cacheuta. Volcán Tupungato Desde esta localidad se observa el volcán Tupungato (huarpe: 'mirador de estrellas'). Este estratovolcán ubicado en la cordillera de los Andes, en la frontera de la Argentina y Chile, corresponde a un volcán dormido. No se registra actividad histórica. Es uno de los volcanes más altos de Sudamérica con una altura de 6570 m snm. 8. Penitentes En la localidad de Penitentes se ha preservado la morena lateral de la Glaciación Penitentes de 24 ka posiblemente relacionada al LGM (Fig. 19). Las pistas del centro de ski Penitentes están construidas sobre este depósito que ha sido afectado por numerosas avalanchas de nieve en el pasado. Asimismo, en el sector conocido como las pistas del Abuelo, se puede identificar una avalancha denominada con este nombre cuya edad no ha sido determinada. Muy cercana a su zona de arranque, se reconoce otra avalancha de roca denominada Mario Ardito (Fauqué et al. 2009; Hermanns et al., 2015). Este depósito está asociado a una brecha compuesta por bloques angulosos a subangulosos de hasta 1 m de diámetro y clastos menores de 4 a 10 cm en una matriz arenosa fina. Los clastos y bloques de la brecha corresponden a dacitas y las brechas dacíticas. El depósito de esta avalancha alcanza el valle del río Cuevas. Su edad GUIA 4 determinada con tres esdades cosmogenicas utilizando isótopo 36Cl resultaron 13 890±2200, 10 620±1820 y 11 820±2.210 años (Fauqué et al. 2009; Hermanns et al., 2015). Figura 19. Foto de morena lateral de Penitentes y depósito de Avalancha de rocas El Abuelo (Foto Stella Moreiras). 9. Avalancha de rocas Aconcagua El depósito identificado como la morena de la Glaciación Horcones (Espizúa, 1993) es actualmente considerado como la facies distal de una avalancha de roca procedente de la cara sur del Aconcagua que recorrió 30 km hasta llegar al rio de las Cuevas (Pereyra y González Díaz, 1993; Pereyra, 1995, 1996; Fauqué et al., 2009) (Fig. 20). Esta avalancha debió movilizarse sobre la superficie de un antiguo glaciar ya que actualmente el valle está ocupado por el glaciar cubierto Horcones inferior. Las edades cosmogénicas obtenida a partir bloques superficiales resultaron 11.110 ± 760 años y 8.170 ± 1220 años (Fauqué et al. 2009; Hermanns et al., 2015). Parte de estos depósitos son cubiertos por una capa de travertino cuya edad de la serie U/Th es de 9700±5000 años (Espizúa y Bigazzi, 1999). Este catastrófico evento generó un lago embalsado con edades radiocarbono de 11 ky (Espizúa, 1993) y con una edad calibrada por 14C de 14 798-13 886 años (Fauqué et al. 2009). Figura 20. Avalancha de rocas Horcones desde la cara Sur del Aconcagua (tomado de Fauqué et al., 2009). GUIA 1 10. Avalancha de rocas Tolosa En la villa de Las Cuevas se identificó una gran avalancha de rocas procedentes del Cerro Tolosa (Salomón, 1972) (Fig. 21). A partir de las edades cosmogénicas obtenidas con isotopo 36Cl, que resultaron en 14 740+1950 años, 12 090+1550 años y 9030+1410 años, se postula la ocurrencia de tres eventos (Hermanns et al., 2015). Figura 21. Avalancha de rocas del Tolosa en la villa de Las Cuevas en donde los se observan, en la foto de la derecha, los planos de los cuales se habría deslizado el material originariamente. (Fotografías Stella Moreiras). 11. Deslizamiento Cristo Redentor El antiguo camino internacional conocido como Cristo Redentor fue construido un antiguo deslizamiento rotacional (Pereyra, 1995, 1996). La edad de este evento prehistórico es desconocida (Fig. 22). Figura 22. Deslizamiento Cristo Redentor en la villa de Las Cuevas en primer plano, en el fondo se observa la Quebrada de Matienzo y en frente el Glaciar del Hombre Cojo del Cerro Tolosa (Fotografías Stella Moreiras). GUIA 2 12. Puente del Inca El monumento natural del Puente del Inca se encuentra ubicado en la localidad homónima a 32° 49′ 34″ S, 69°54′ 41″ O. Este puente se erige sobre el río Cuevas a 2700 m snm. Tiene unos 48 m de largo por 28 m de ancho y se encuentra suspendido a 27 m. La formación de este puente natural es discutida aunque es evidente que es formado a partir de la cementación por carbonatos provenientes de fuentes de aguas termales (Fig. 23) (Ramos et al., 2008). La coloración está dada por el peróxido de hierro y las algas, que favorecen la decantación. Estas propiedades son usadas por los artesanos que dejan objetos que son cubiertos por esta masa carbonática-ferruginosa en unos 40 días. A la altura del puente, en la margen derecha del río, se alojan cinco fuentes termales del mismo tipo pero con diferentes componentes salinos y temperaturas que van desde los 33 hasta los 38 °C; las mismas se denominan: Venus, Marte, Saturno, Mercurio y Champagne. Se considera que el agua posee propiedades curativas y antiestrés por ser ricas en sales y cloruro de sodio, alcalinas, arsenicales, bicarbonatadas, cálcicas y sulfurosas. A comienzos del siglo XX, con la construcción del ferrocarril en 1917, la Compañía de Hoteles Sudamericana construye un moderno hotel y un conjunto de baños termales en las inmediaciones del puente. Los baños fueron construidos sobre la terraza de la margen derecha, anexados a la estructura natural del puente y están comunicados a través de un túnel subterráneo de 100 metros de longitud con el hotel. El edificio de los baños está constituido por piletas separadas, cada una con tomas de vertientes distintas donde brotan las aguas termales (. En 1965, una avalancha de roca generada en el Cerro Banderita ocasiona la destrucción del hotel preservando la iglesia que no fue afectada. Durante muchos años, el acceso a la estructura natural y a los baños no estaba restringido. Sin embargo, ante la posibilidad de colapso de la estructura natural, el monumento es declarado “zona intangible” en el año 1991 y el acceso está condicionado por criterios de conservación y seguridad. Lanutti et al. (2020) analizaron la estabilidad de este monumento. En la actualidad, está dentro de un área natural protegida. Es parte del sistema vial Andino Qhapaqñan recientemente designado Patrimonio de la Humanidad por la UNESCO. Desde esta localidad se observa en la margen izquierda del valle del río de las Cuevas, un gran deslizamiento completo tipo sackung (Fauque et al. 2008) (Fig. 24). Figura 24. Deslizamiento complejo tipo sackung en Puente del Inca (Fotografías Stella Moreiras). Figura 23. Vista del monumento natural Puente del Inca sobre el río de las Cuevas. Detrás se observan las ruinas del hotel destruido por la avalancha de nieve en 1965 (Foto Stella Moreiras). VALLE DEL RÍO BLANCO – LA CARRERA MARCO REGIONAL Los Andes Centrales 33º S A la latitud del valle del río Blanco existe una zona de transición entre una subducción plana a una subducción normal que se manifiesta con la aparición del vulcanismo representado por la presencia del volcán Tupungato (6.570 m snm). Unidades morfo-estructurales A los 33º de latitud Sur, los Andes Centrales están integrados por las provincias geológicas de la Cordillera Principal asociada a la Faja Plegada y Corrida y la Cordillera Frontal que comprende el Cordón del Plata. La Cordillera Frontal conforma un frente montañoso definido por un sistema de fallas inversas longitudinales con vergencia hacia el este (Ramos, 1999), que limitan por el este la Cordillera del Tigre y los cordones del Plata y del Portillo, con elevaciones promedio de 4000 - 5000 msnm. En esta unidad predominan las rocas volcánicas del Grupo Choiyoi de edad Permo-triásico intruídas por batolitos de granitoides neopaleozoicos y triásicos. En general los batolitos del permo-triásico evolucionaron hacia términos más silícicos (granitos leucocráticos) (Llambías et al., 1993). En el Cordón del Plata el batolito está compuesto por gabros (3.1%), tonalitasgranodioritas (17.5%) y granitos (79.3%). El sustrato sedimentario está representado por las pelitas de la Formación Villavicencio de edad OrdovícicoDevónica y las pelitas-areniscas marinas de las formaciones del Carbonífero (El Plata, Alto Tupungato y Alto río Tunuyán) (Kozlowski et al., 1993). Las rocas más antiguas corresponden a un basamento metamórfico dividido en tres sectores principales (Vujovich y Gregori, 2002): ael área norte del Cordón del Plata, donde dominan metasedimentitas con filitas grises verdosas y esquistos calcáreos; bel sector intermedio al sur del río Las Tunas, donde se encuentran metasedimentitas de grado bajo a medio asociadas a rocas máficas y ultramáficas; y del área del Cordón del Portillo exhibe un metamorfismo más elevado representado por esquistos con sillimanita y anfibolitas. Estratigrafía regional del valle del Rio Blanco Las rocas que afloran en el valle del Rio Blanco corresponden a las descriptas para Cordillera Frontal. Sin embargo, las rocas cenozoicas que afloran en el piedemonte del Cordón del Plata difieren por lo cual se describen a continuación (Fig. 25). CENOZOICO Formación Mogotes Litológicamente está constituida por una espesa sucesión conglomerádica con intercalaciones de arcillitas limosas, areniscas y algunos niveles tobáceos. Los clastos son principalmente de rocas ígneas del Grupo Choiyoi, metamorfitas, sedimentitas carboníferas y de unidades terciarias. La estratificación es pobre, con una marcada alternancia de niveles conglomerádicos gruesos y finos. Según Yrigoyen (1993) la unidad es producto de la degradación rápida de la Cordillera Frontal, que se sobreelevó en pulsos sucesivos, representando facies aluviales proximales. A la Formación Mogotes se le asigna edad pliocena superior. Formación Los Mesones (I ciclo de Agradación Eopleistoceno) El ascenso de la Cordillera dió lugar a la acumulación de fanglomerados gruesos sobre los pedimentos de la depresión oriental (Polanski, 1963) y glacis (Rodríguez y Barton, 1993). Los remanentes solo se pueden encontrar en los flancos de las elevaciones pedemontanas (González Díaz, 1994). Formación La Invernada (II ciclo de Agradación) Se corresponde con una reactivación o ascenso cordillerano, caracterizada por la presencia de grandes bloques en sus acumulaciones y poca selección de los mismos, siendo esto interpretado como un englazamiento pedemontano. En la depresión, se encajonó en los fanglomerados de la Formación Los Mesones (Polanski, 1963), traslapando las huayquerías, y solo pudiendo observarse actualmente algunos relictos (González Díaz, 1994). GUIA 1 Formación Las Tunas (III ciclo de Agradación Neopleistoceno) También descripta por Polanski (1963), incluye los depósitos del río Mendoza (Rodríguez y Barton, 1993) con sus abanicos norte y sur, y los depósitos del río del Zonda (ríos Mendoza y Tunuyán) (González Díaz, 1994). Niveles de pedimentos Son superficies planas a suavemente convexas, con poco relieve relativo en el paisaje, con suaves gradientes que se incrementan hacia el frente montañoso. Corresponden a superficies de acumulación y depositación bien desarrollados en el pie oriental del Cordón del Plata. Cubren las sedimentitas terciarias de las Formaciones Mariño y Mogotes, y se componen de grava y arena muy mal seleccionadas y con poca estratificación (Polanski, 1963). Depósitos glaciarios. En los valles más importantes de este cordón se encuentran depósitos glaciarios y depósitos de glaciares de escombros de detrito glacigénico, compuestos por sedimentos mal seleccionados con alternancia de bloques, guijas y gravas en una matriz de limo y arena fina. Depósitos aluviales y coluviales Los depósitos aluviales tienen importancia por su magnitud en el valle del río Blanco y en el piedemonte del cordón del Plata. Se componen de gravas, arenas, limos y bloques. Estos últimos se encuentran ubicados dentro de las redes fluviales y fueron transportados allí a través de flujos densos, quedando luego como relictos, una vez que el lavado fluvial elimina el material fino y retransporta además la fracción de gravas. A estos depósitos aluviales y coluviales se les ha sido asignado un amplio rango de edad que abarca el Pleistoceno y el Holoceno. Figura 25. Mapa lito-estratigráfico de la cuenca del río Blanco Glaciaciones del valle del río Blanco El Cordón del Plata ha sido modelado por acción glaciaria del Pleistoceno y Holoceno. Actualmente, presenta algunos glaciares en los puntos más elevados (4200 m snm) que han sido clasificados como glaciares de valles, y comprenden pequeños glaciares descubiertos, glaciares cubiertos por detrito y glaciares de escombro (Espizúa, 1993). Wayne y Corte (1983) estudiaron las glaciaciones representadas sobre el faldeo oriental del Cordón del Plata determinando por cronología relativa cuatro glaciaciones y tres avances neoglaciaciones. GUIA 1 Glaciación o Till Angostura ubicado en el piso de dicho valle a los 1950 msnm y mapean el Diamicton Los Mesones que se extiende hasta los 1800 msnm, y que fue correlacionado con la glaciación de Patagonia (Mercer, 1976) datada en 1,0 a 1,2 Ma A.P. Glaciación PreVallecitos o Till Río Blanco que desciende por el valle homónimo hasta los 2100 m snm, y cuya edad absoluta fue calculada por el método de trazas de fisión sobre cenizas volcánica relacionadas estratigráficamente en 100–200 Ka A.P. Glaciación Vallecitos I: con una edad superior a los 40 Ka A.P. y cuyas morrenas se ubican por debajo de los 2000 metros, y fue correlacionada con el Till Llanquihue (Mercer, 1976). Glaciación Vallecitos II: de una antigüedad que va entre 19.500–13.000 años A.P. en la cual el hielo habría descendido hasta los 2700 m snm. Holoceno III que finalizó hace aproximadamente un siglo, donde las lenguas de hielo cubiertas por detritos retrocedieron hasta los 3600 m snm y los glaciares de escombros activos e inactivos a unos 3250 msnm, son la evidencia de un período frío. Holoceno II en el que los glaciares llegaron a los 3450 m snm, evidenciado en las morrenas presentes en las quebradas de Vallecitos y La Angostura. Este avance fue correlacionado con el avance glaciar datado en 2000 y 2700 años A.P. por Mercer (1976). Holoceno I representado por glaciares de escombros fósiles Sin embargo, para Polanski (1962), las morrenas terminales en la cuenca del río Blanco se ubican a los 2700 m snm en la pista de ski del río Blanco (Vallecitos). Las morrenas internas se encontrarían a 3250 m snm y reconoce además tres morrenas de retroceso ubicadas a los 3600, 3680 y 3800 m snm, respectivamente. Las cuatro últimas morrenas se corresponden con la última fase de la glaciación pleistocena Main Wisconsin = Würm II del hemisferio norte. Más tarde Wayne (1988), en coincidencia con Polanski (1962, 1972), estima que los diamictos depositados por debajo de la glaciación Vallecitos no son glaciarios, sino depositados por flujos de detritos. Moreiras et al. (2017) obtienen las primeras edades numéricas cosmogénicas de los depósitos glaciales de la vertiente oriental del Cerro Plata (6200 m snm). Las morrenas que se distribuyen a lo largo de los valles Vallecitos, Angostura y Las Mulas de norte a Sur fueron relevadas (Fig. 26). En el primer valle, solo se identificó la morrena de Vallecitos que está muy movilizada por la construcción del centro de ski por lo cual no pudo se datada. Los otros dos valles muestran evidencias de dos avances glaciales. En el valle de Angostura se identifican Angostura I y Angostura II; mientras en el valle de Las Mulas se reconocieron los avances Loma de los Morteritos I y II. En ambos casos, el primer y el segundo avance se conservan a una altitud similar. Las edades cosmogénicas (10Be) obtenidas a partir de bloques superficiales corresponden al Pleistoceno tardío y encajan muy bien con la estratigrafía local y las pruebas paleoclimáticas regionales. La morrena II de Loma de los Morteritos, situada a 3000 m snm, data de 25 000 años (Fig.27); mientras se encontraron edades de ~12 000 y ~8 000 años para el depósito Angostura II (~3300 m snm). Se obtuvo una edad similar para el depósito de sedimentos fluviales identificado a lo largo del valle de El Salto (~69 000 años) asociado con un outwash del Pleistoceno tardío (Moreiras et al., 2017). GUIA 1 Figura 35. Cuenca del río Blanco (perímetro en línea amarilla): (A=274,8 km², Hmáx=5877 m, hmín= 1351 m), subcuenca del río Mulas (delimitada por una línea roja): (A=26,7 km², Hmáx=5877 m, hmín=1826 m). Puntos rojos: puntos observados: S1, S2: cicatriz principal, S3: erosión por corte; S17: puente dañado. En la derecha: probabilidad de propagación de escombros/flujo hiperconcentrado simulada por el modelo FlowR: a. área de origen y b. zona distal inferior. El sitio 17 corresponde al puente principal completamente dañado por el flujo 7F. Tomado de Moreiras et al. 2024. 6. Valle de La Carrera - Molisoles de altura El valle de La Carrera se desarrolla a lo largo del río Anchayuyo que integra las cuencas de los ríos Negro, Guevara y las Cuevas provenientes de la Cuchilla de Las Minas (al norte) y la Cuchilla del Manantial (Sur), ambas en el faldeo oriental del Cordón del Plata. Más hacia este, cerca de la Villa Bastías, el río Anchayuyo recibe el aporte de la cuenca del río de La Carrera que proviene también de la Cordillera Frontal. En realidad este valle denominado La Carrera debería conocerse como valle Anchayuyo de acuerdo a la toponimia. El valle de La Carrera se ubica en el faldeo oriental del piedemonte de Cordillera Frontal con pendientes pronunciadas y con exposición hacia el oriente. Geológicamente, constituye el extremo norte de la depresión tectónica conocida como Graben de Tunuyán (Polanski 1963). La sucesión de rocas aflorantes en este sector de Cordillera Frontal comienza con un basamento de rocas metamórficas, esquistos y gneises, de edad proterozoica tardía a paleozoica temprana (unidad NPЄM, Fig. 36). Como parte de ese basamento, se presenta una faja de rocas básicas y ultrabásicas oscuras (unidad NPЄV) en la ladera oriental del cordón del Portillo. Esta faja tiene aparente continuidad en la adyacente Precordillera, y se interpreta como una faja de sutura entre dos terrenos o pequeños continentes, Chilenia y Cuyania, que colisionaron y se amalgamaron a principios del Devónico (Ramos, 1999). Con esa interpretación, la inserción de esta faja es tectónica y no responde a una sucesión estratigráfica normal. Por encima del basamento afloran rocas sedimentarias marinas, plegadas y metamorfizadas, de color gris verdoso (unidad ODm) atribuidas al Devónico, aunque en parte podrían ser más antiguas, hasta del Ordovícico. Estas últimas están intruídas, en el cordón del Carrizalito, por granitoides (unidad Cgr) del Carbonífero. Sin contactos visibles con los granitoides, se encuentran rocas sedimentarias marinas (areniscas y lutitas) y continentales, en gran parte plegadas y metamorfizadas, de edad carbonífera (unidad Cmc), con tonos gris verdosos a castaños, apoyadas en discordancia sobre las rocas del Devónico. Sus afloramientos más extensos se ubican en la parte alta de los cordones del Plata y del Portillo, y en las abruptas laderas de los valles de los ríos Mendoza, Tupungato y las Vacas. Las rocas del Carbonífero se encuentran intruídas por pórfidos y granitoides, y cubiertas por volcanitas y piroclastitas mesosilícicas a ácidas (unidades PTV y PTP) de colores castaños y rojizos. Los intrusivos y las volcanitas suelen englobarse dentro del Grupo Choiyoi. Tanto los granitoides del Carbonífero como el magmatismo del grupo Choiyoi, representarían un volcanismo de arco activo en el Carbonífero y el Pérmico, seguido por más efusiones e intrusiones generadas en una etapa posterior de extensión cortical, desde finales del Pérmico hasta el Triásico Medio. Las rocas magmáticas permotriásicas conforman los mayores afloramientos y son las unidades más representativas de esta GUIA 1 provincia geológica. El hidrotermalismo de este ciclo magmático originó mineralizaciones metálicas (cobre, oro) de interés económico al norte de Uspallata. Por encima de las unidades anteriores se ubican las rocas volcánicas y piroclásticas del Mioceno (N1V) que son parte del volcanismo de arco del ciclo Ándico. También, se originaron algunas fosas tectónicas que se comportaron como cuencas receptoras de sedimentación continental, en los márgenes adyacentes a la Cordillera Principal. Son los afloramientos que denominamos Sedimentitas continentales del Mioceno y Plioceno (unidad Nvc) representadas por estratos de conglomerados, areniscas y limolitas, con cierta participación de tobas, cuyos colores varían desde rojo y castaño hasta gris parduzco. La continuación del volcanismo de arco está representada por las volcanitas básicas (unidad q1b) del Pleistoceno Temprano, y culmina con las tobas e ignimbritas del Pleistoceno (unidad Q1vc), que se ubican al sur de Pareditas. Esta última corresponde a la unidad también denominada Asociación Piroclástica Pumícea, relacionada con las erupciones más violentas del volcán Maipo, durante el Pleistoceno. Cabe agregar, por su importancia económica, que las tobas puzzolánicas, pómez y granulados volcánicos que se comercializan en Mendoza provienen de esta formación. Según Lavandaio et al. (2023) los depósitos cuaternarios que constituyen el relleno del valle de La Carrera incluyen la unidad Q1af (Fig. 36) que son depósitos aluviales de las formaciones La Invernada, Los Mesones y equivalentes, del Pleistoceno, y las unidades Q2e, Q2ev, Q2p y Q2f, todas del Holoceno. La unidad Q1af está integrada por sedimentos aluviales del tipo pedemontano, con fanglomerados, gravas, arenas y limos, depositadas en discordancia sobre las sedimentitas del Neógeno, con importantes afloramientos en la zona de la cerrillada Lunlunta-Barrancas, y muchos otros afloramientos dispersos. Sobre las unidades del Holoceno, debemos aclarar que la numeración y ubicación que se muestra en el cuadro estratigráfico del mapa es arbitraria, por razones de dibujo, y no indican una sucesión cronológica de cada una de ellas en este muy corto período. Debe entenderse que desde la unidad Q2e hasta la Q2p, son formaciones que, en facies diferentes, corresponden a la misma edad. La unidad Q2e, integrada por médanos, mantos de arena, guadales y limos, es la que presenta los afloramientos más extensos del mapa, hecho coherente con la calidad de desierto a semidesierto que caracteriza a esta parte de la provincia de Mendoza. La unidad Q2ev agrupa a depósitos sedimentarios muy finos (limos, arcillas y arcillas salitrosas) acumulados en bajos de escasa o nula pendiente, presentes en el extremo noreste de la provincia, y en la zona central, al sur de la localidad de Santa Rosa y hasta Ñacuñán, donde desaguan los cursos temporarios que bajan de la cerrillada, y se infiltran en los sedimentos eólicos de esa zona. La unidad Q2p corresponde a los últimos niveles de agradación (fanglomerados, gravas, arenas, limos) que conformaron extensas planicies aluvionales y que se encuentran disectados por los cauces actuales de ríos y arroyos. Cabe agregar que estos depósitos, en muchos lugares, presentan una cubierta de limos de origen eólico. La unidad Q2f, finalmente, corresponde a los sedimentos aluvionales de los cauces actuales de los cursos fluviales permanentes o transitorios. Cabe agregar que las unidades Q1af y Q2p, que corresponden a depósitos aluvionales pleistocenos y holocenos, de buena permeabilidad, constituyen los acuíferos que proveen agua subterránea en la región. Hay varios niveles de explotación y los pozos más profundos están en el orden de los 350 m. Figura 36. Contexto geológico del área de estudio (Lavandaio et al., 2023) y foto del valle de La Carrera. GUIA 1 La formación de los Molisoles está asociada a condiciones climáticas específicas de la estepa, como inviernos fríos y veranos calurosos, con crecimiento de plantas durante la primavera húmeda. Están principalmente asociados con loess y antiguos climas de estepa, asociado a un epipedón mólico suele ser rico en materia orgánica por lo cual se caracteriza por su color negro en y arcillas básicas como la esmectita. A veces, bajo el epipedón mólico, se encuentran horizontes Bt que indican eluviación/iluviación de arcilla en etapas anteriores del desarrollo del suelo, posiblemente bajo climas más húmedos. Permanece bien aireado y puede mantener la humedad del suelo, siendo fértil en fósforo y otros nutrientes minerales a pesar de largos períodos de desarrollo. En el valle del río Chupasangral, contiguo al sur de la zona, suelos molisoles fueron identificados entre los 1850 a los 2500 m de altura (snm) (Gavila de Heras y Nijenshon, 1984). Estos suelos fueron clasificados como haplustoles énticos y fluvénticos cubriendo un área aproximada de 35.000 ha. que en estado pristino corresponden a pastizales de Stipa tenuissima (Coirón) (Moyano de Imazio et al, 1982) (Fig. 36). Sin embargo, la alta fertilidad y contenido de fósforo (528±28 mgr) ha favorecido las plantaciones de papas, arvejas y cebada cervecera (Gavila de Heras y Nijenshon, 1984). 7. Diferentes terroirs del Valle de Uco El valle de Uco es una depresión tectónica conocida como Graben de Tunuyán (Polanski 1963) dentro de la Depresión de los Huarpes. Este valle limita al oeste con las estribaciones orientales de la Cordillera Frontal, cuyo frente orogénico está representado en esta región por el Sistema de Falla La Carrera (Polanski, 1963), y hacia el este limita con las Cerrilladas de Tupungato, una estructura de hemigraben de edad triásica, invertida por la orogenia andina. La depresión tectónica del graben de Tunuyán o depresión de los Huarpes concentra unos 1.800 metros de sedimentos cenozoicos, cuya profundidad disminuye progresivamente hacia el sur y el este. La edad de formación del graben fue estimada de acuerdo con la edad de las formaciones afectadas por las fallas que limitan la estructura. Según Polanski (1963), la formación el Totoral forma el relleno del fondo del graben siendo algunas facies correlacionables lateralmente con la formación Las Tunas. Se diferencian grandes unidades geomorfológicas con entidades propias dentro del Valle de Uco. La gran bajada pedemontana del Graben, la planicie loéssica, la planicie piroclástica, pedimentos, región de Toba, Huayquerias y el valle extenso hacia el sur (Polanski, 1963) (Fig. 37). a. Bajada joven del graben de Tunuyán está definida por los diferentes conos aluviales coalescentes que tapizan el piedemonte de Cordillera Frontal que alcanzan unos 100 km de largo. b. Planicie loéssica, posiblemente, la unidad más extensa desarrollada en la parte distal del cono, principalmente para el eje oriental del valle. Esta planicie está constituida dominantemente por limos arenosos y arenas finas a muy finas. El espesor de estos depósitos disminuye hacia los bordes del valle. c. Planicie piroclástica se desarrolla a lo largo de los arroyos Yaucha y Papagallos asociada a los afloramientos de la asociación piroclástica pumícea cuyos sectores más septentrionales se ubican en las márgenes del río Tunuyán. Estos se observan hacia el sur hasta la represa Agua de Toros y en la localidad de Pareditas (Guerstein, 1993). d. Los niveles de pedimentos (Polanski, 1963) corresponden a superficies planas a suavemente convexas, con poco relieve relativo en el paisaje, con suaves gradientes que se incrementan hacia el frente montañoso. Constituyen superficies de acumulación y depositación bien desarrollados en el pie oriental del cordón del Plata que cubren las sedimentitas terciarias de las formaciones Mariño y Mogotes. Se componen de grava y arena muy mal seleccionadas y con poca estratificación. e. Región de Toba o sector de Toba se desarrolla en la margen derecha del río Tunuyán conformando un nivel aterrazado hoy cubierto por depósitos de dunas. f. El valle extenso hacia el sur es la continuación del valle del río Tunuyán hacia el sur entre la planicie piroclásticas y la región de Toba. g. Huayquerías: Esta estructura está conformada por niveles neógenos deformados y fuertemente incididos por cursos secos. Figura 37. Grandes unidades geomorfológicas del valle de Uco (tomado de Mehl, 2011) y DEM de la zona. En el ámbito del valle de Uco, Polanski (1963) reconoce cuatro ciclos de agradación fluvial pedemontana, asociadas a los sucesivos levantamientos neotectónicos de la Cordillera de los Andes. La asignación cronológica de las dichas unidades se basa esencialmente en el modelo vigente para la época de 4 glaciaciones del hemisferio norte, y en menor medida en criterios tectónicos. La ubicación crono-estratigráfica de las unidades es aún incierta y muy tentativa, ya que se carece de un registro estratigráfico ajustado cronológicamente tanto por edades numéricas como por registro fósil (Zárate y Mehl, 2008). La unidad cuaternaria más antigua en la comarca es la Formación Mesones (Nivel I) constituida por conglomerados, remanentes de antiguos y amplios abanicos aluviales que conformaron una antigua bajada de edad pleistocena entre los ríos Mendoza y Diamante. Polanski (1963) reconoce depósitos adosados al frente montañoso y asegura que constituyen el amplio abanico aluvial en la salida del río Tunuyán al piedemonte. Su formación está vinculada con el primer ciclo de agradación eopleistoceno, correlativo con un ascenso de cordillera en condiciones climáticas relativamente húmedas, quizás semiáridas. La Asociación Volcánica Paleopleistocena de carácter basáltico-olivínico y edad post-plioceno, ocurrido entre el primer ciclo fluvial (degradación de la Fm. Los Mesones) y los comienzos de la depositación de la Fm. La Invernada. El segundo ciclo de agradación se denomina Formación La Invernada (Nivel II) está constituida por conglomerados con matriz arenosa, encajonados en los depósitos de la Fm. Los Mesones. Corresponde al segundo ciclo de agradación producto de una reactivación o ascenso cordillerano, asignado al Pleistoceno superior ya que es más joven que la Asociación Piroclástica Pumícea (APP). Esta se encuentra entre las formaciones La Invernada y Las Tunas siendo asignada al Pleistoceno superior (Polanski, 1962). Stern et al. (1984) redefinen la edad en ca. 450.000 AP mediante trazas de fisión sobre circones y ubican la unidad en el Pleistoceno medio. El foco emisor correspondería al cono basáltico del Cerro Maipo. Según Polanski (1963) estos depósitos volcánicos afloran en forma discontinua hasta las márgenes del río Tunuyán; sin embargo Guerstein (1993) menciona que no se observan más allá de la localidad de Pareditas. La Formación Las Tunas (Nivel III) es tercer ciclo de agradación aluvial; rellena la depresión de Tunuyán y los valles adyacentes. Constituía una bajada adosada a la zona montañosa, la superficie tope fue disectada y aterrazada posteriomente. Se habría acumulado en forma posterior a la APP en un lapso que se extendería hasta antes del último ciclo de glaciación (>120.000 años AP). La Formación El Totoral fue parte del relleno aluvial y probablemente eólico de la depresión de Tunuyán. Limos parecidos al loess y múltiples bancos de tosca, sugieren un clima árido durante la deposición de los sedimentos. La presencia de sedimentos GUIA 3 pumíceos resedimentados permite suponer que la unidad es más joven que la Asociación Piroclástica Pumícea y mayor que la suprayacente Formación La Estacada (9625 ± 200 años 14C APPleistoceno Superior). Lateralmente correlacionable con la Fm. El Chillante y la Fm. Las Tunas. La Formación La Estacada está constituida por sedimentos eólicos, predominantemente fluviales y lagunares, con bancos y lentes de materia orgánica (gyttia). La datación de un nivel de gyttia arrojó una edad de 9625 ± 200 años 14 C AP (Pleistoceno Superior). Continúa por encima la Formación El Zampal con depósitos eólicos (limos parecidos al loess). En algunos sectores se describen dos bancos de loess separados por un depósito fluvial, presencia de niveles de tefra y restos de un suelo fósil. La secuencia de las formaciones La Estacada-El Zampal (Polanski, 1963) ha sido redefinida como una única unidad Fm. El Zampal (Zárate y Mehl, 2008). La Formación Los Alamitos (Nivel IV) es parte del cuarto nivel de agradación del piedemonte. Conforma una terraza encajonada en la Fm. El Zampal de 1400 ± 130 años 14C AP. Los depósitos de mayor antigüedad relativa (Pleistoceno tardío-Holoceno temprano) integran una unidad geomorfológica de amplia extensión areal denominada planicie de agradación regional; los del Holoceno medio-tardío corresponden a una terraza de relleno aluvial. Por último los sedimentos aluviales más recientes, posteriores a los 700 años 14C AP, se encuentran en la planicie de inundación actual de la cuenca de los arroyos La Estacada y Anchayuyo (Zárate y Mehl 2008). Cuadro estratigráfico de la zona de estudio (tomado de Mehl, 2011) Esta diversidad de depósitos cuaternarios del valle de Uco ha generado suelos muy diversos que se han intentado diferenciar en función de las unidades geomorfológicas (Fig. 38). Se destacan los suelos con fuertes componentes volcánicos hacia el sur en el sector de Pareditas y el arroyo Aguanda. GUIA 4 Figura 38. Unidades geomorfológicas utilizadas para diferenciar suelos del valle de Uco (Coviar, 2022) BIBLIOGRAFIA Alberdi M.T., Prieto A. 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