Basamento

En el CVPM se hallan escasos afloramientos de unidades litoestratigráficas del sustrato del Payún Matrú, y no vinculadas con la evolución de este campo volcánico. Al SO de la caldera se hallan afloramientos reducidos, cubiertos parcialmente por la Ignimbrita Porte- zuelo (Fig. 4.19 a, mapeado solamente como Ignimbrita Portezuelo en el mapa resumido de la Figura 3.5, y mapeado con más detalle en el mapa completo del Anexo I). Estos aflora- mientos son lavas que corresponden químicamente a traquitas y dacitas (en el límite entre ambos campos del TAS). En estas lavas se observa una foliación paralela muy marcada, con

filetes de flujo de varios centímetros de espesor, característica que sugiere que corresponden a un antiguo domo (Fig. 4.19 b). Se realizaron dos análisis químicos de estas rocas, y uno isotópico de Sr, los cuales muestran una gran diferencia con las rocas del CVPM, por lo cual no parecen estar vinculadas con la evolución del mismo.

Dada la variabilidad litológica de las volcanitas Terciarias de la región y la escasez de afloramientos de las mismas en el CVPM, no es posible afirmar con seguridad a que uni- dad estratigráfica pertenecen. Aunque los estudios realizados son escasos, se infiere que estas rocas podrían pertenecer al Grupo Molle, o Ciclo Eruptivo Molle, de edad Mioceno medio-superior, el cual está compuesto fundamentalmente por basaltos (Basalto Molle, Ba- salto Puntilla del Huincan y Basalto Palaoco), pero que también presenta andesitas y dacitas (Nullo et al., 2002; Narciso et al., 2001). El Grupo Molle posee afloramientos al oeste y no- roeste del CVPM, en la zona de Puntilla del Huincán y Sierra de Palauco. Otra posibilidad, es que pertenezcan a la Formación Huincán del Ciclo Eruptivo Huincán (Groeber, 1946; Nullo et al., 2002), la cual es tanto efusiva como extrusiva y de composiciones predominantemente andesíticas. Aflora también en la zona de Puntilla del Huincán, aunque restringidamente y con mayores afloramientos al norte de los 36° S y hacia el oeste de los 70°30’O, y es de edad Miocena medio (Nullo et al., 2002).

Capítulo 5

Control estructural sobre el

volcanismo

5.1. Estructuras regionales y el CVPM

El primer aspecto para resaltar en cuanto a las estructuras del CVPM, es la concentra- ción de las erupciones en una franja E-O. En esta franja se encuentra la mayor cantidad de conos de escoria y la caldera del Payún Matrú se ubica en una posición central en la mis- ma, mientras que por fuera de esta franja los conos de escoria son relativamente escasos. Esta disposición de los centros de emisión sugiere una estructura de primer orden, ya que afectaría a todo el espesor de la corteza y no solamente su sector superior, considerando la proveniencia profunda de los magmas basálticos.

La orientación E-O de la franja definida por la caldera y los centros eruptivos basálti- cos no solamente puede deberse al campo de esfuerzos reciente, sino que también podría responder a antiguas estructuras, las cuales han facilitado y al mismo tiempo restringido a una franja el ascenso de los magmas. Dentro de la franja E-O que representa el CVPM se encuentran, a su vez, variaciones en las estructuras inferidas que podrían responder a los esfuerzos actuantes durante el volcanismo Pleistoceno-Holoceno del CVPM, como se verá en las secciones subsiguientes.

Una característica sobresaliente, es el hecho de que al norte del CVPM se encuentra un relleno sedimentario Terciario de aproximadamente 1000 m de espesor (Ostera y Dapeña, 2003), el cual desaparece al sur del campo volcánico (Llambías et al., 2010). Al oeste del Payún Matrú, en la salina de “El Cortaderal” (36° 39’ 9” S - 68° 30’ 43” O) se encuentran basaltos Pleistocenos sobreyaciendo a rocas sedimentarias de la Fm Malargüe (Cretácico Su- perior), lo cual indica que a esta latitud la cuenca sedimentaria del Terciario no se encuentra, encontrándose su borde austral a la latitud de la salina o hacia el norte de la misma.

La orientación de esta franja en sentido E-O, si bien es altamente oblicua a los Andes, no resulta extraña en la cordillera andina ni en el retroarco andino. Diversos autores han

propuesto la existencia de estructuras antiguas que segmentan a la cadena andina y el an- tepaís, tanto al sur como al norte del CVPM. En la Cuenca Neuquina, que forma en parte el basamento del CVPM, se encuentran estructuras que constituyen líneas de debilidad de la corteza formadas en el basamento de la cuenca, y que a su vez, se ven reflejadas en el relleno de la misma (Ramos, 1978). Algunos ejemplos lo constituyen la dorsal de Huincul en el sector sur de la Cuenca Neuquina (Ramos, 1978) y el lineamiento Las Coloradas-Villarica (Chotin, 1976), entre otras. Además de estas estructuras E-O, se encuentran otras en sentido NO en la cuenca Neuquina (como el lineamiento Pino Hachado), siendo estas más abun- dantes que las primeras (Ramos, 1978). En la provincia de Mendoza, también se encuentran estructuras oblicuas a los Andes, como el lineamiento del río Salado marcado por lavas de basaltos alcalinos Holocenos con una orientación NO, y el lineamiento NO formado por los volcanes Tromen y Domuyo (Llambías et al., 2010). Otras estructuras oblicuas a los An- des en Mendoza se encuentran en el piedemonte del cordón del Carrizalito de la Cordillera Frontal, en donde se encuentran las zonas de fractura de Papagayos y Diamante, de rumbo NO-SE (Cortés y Sruoga, 1998; Sruoga et al., 2005). Estas zonas de fractura tuvieron activi- dad durante el Pleistoceno y también Holoceno (Cortés y Sruoga, 1998). En la misma zona pedemontana se ha identificado la zona de fracturas del arroyo El Carrizalito, de rumbo E-O, similarmente al CVPM (Cortés y Sruoga, 1998; Sruoga et al., 2005).

En síntesis, el volcanismo del CVPM tiene un fuerte control estructural en sus emisiones, canalizadas a través de lineamientos y restringidas a una faja E-O.

5.2. Las erupciones como indicadoras de esfuerzos

Con frecuencia se observa que las erupciones volcánicas indican estructuras, ya sea por alineamiento de conos de escoria, erupciones fisurales, o por alineamiento de volcanes poli- genéticos (Alaniz-Alvarez et al., 1998; Cole, 1990; Takada, 1994). Estos lineamientos son im- portantes ya que con ellos se pueden hacer inferencias sobre el campo de esfuerzos actuante en una determinada región para los tiempos en que ocurría el volcanismo. Los lineamientos formados por conos de escoria son particularmente útiles en este caso, y abundantes en los campos basálticos al este y oeste del Payún Matrú.

Las inferencias sobre los esfuerzos regionales pueden realizarse si los conos de escoria no muestran un patrón radial a partir de un volcán poligenético, o si no están controla- dos por otros factores locales, como puede ser la topografía de un volcán o la presencia de una cámara magmática en profundidad (Paulsen y Wilson, 2010). La presencia de una cámara magmática en la corteza produce la desviación de los esfuerzos regionales a su al- rededor, aunque este efecto local desaparece a relativamente poca distancia de la misma (Gudmundsson, 2006). Este autor demostró mediante modelos analíticos y numéricos, que en zonas alejadas de la cámara a una distancia de aproximadamente igual al diámetro de la misma, los esfuerzos presentan las direcciones regionales, como si la cámara magmática no

CAPÍTULO 5. CONTROL ESTRUCTURAL SOBRE EL VOLCANISMO 91