Introducción

Las estructuras framboidales formadas por pirita (Fe2S) han sido definidas por distintos autores basándose en su morfología y tamaño (Scha-llreuter, 1984; Sassano y Schrijver, 1989; Wilkin y Barnes, 1997). El término framboide deriva de la palabra francesa framboise (que significa frambuesa), introducido por Rust (1935) para describir un conjunto de pequeños cristales de pirita que muestran gran similitud con este fruto. En general, se define como framboide a un conjunto esférico o subesférico de cristales micrométricos a submicrométricos densamente empaquetado. Se han encontrado en distintos ambientes, desde sedimentos modernos (marinos, lacustres y hasta en fumarolas del fondo marino), rocas sedimentarias, metamórficas y hasta en depósitos magmáticos e hidrotermales, pero su ambiente más representativo es el de sedimentos marinos ricos en materia orgánica (Sawlowicz, 2000).

Los framboides de pirita comienzan a formarse en la columna de agua y/o durante la diagénesis temprana (Skei, 1988; Canfield y Raiswell, 1991). En ambientes euxínicos se forman en la columna de agua y en el sedimento del fondo marino, mientras que en ambiente marinos normales (sin restricción de oxígeno) se forman únicamente en el sedimento (Canfield et al, 1986; Wilkin y Barnes, 1997; Suits y Wilkin, 1998; Sawlowicz, 2000; Lyons y Severmann, 2006). Es común encontrar en rocas sedimentarias tanto framboides como cristales euhedrales de pirita, generalmente del mismo tamaño (Sawlowicz, 2000); sin embargo, los cristales euhedrales son más abundantes en ambientes óxicos o disóxicos.

La distribución de tamaño de los framboi-des aporta información acerca de los niveles de oxigenación del ambiente en el cual se han formado y debido a que no es afectada por procesos diagenéticos o por sobrecrecimiento, es un buen indicador de condiciones redox incluso en rocas del paleozoico. (Wilkin et al, 1996; Wilkin et al, 1997; Wignall y Newton, 1998; Wilkin y Arthur, 2001; Shen et al., 2007; Bond y Wignall, 2010; Wignall et al, 2010; Wang et al, 2012; Wei et al, 2015; Yang et al, 2016; Huang et al, 2017).

Los ambientes marinos deficientes en oxígeno no son comunes en la actualidad; sin embargo, han sido importantes a lo largo de la historia geológica de nuestro planeta, asociado a extinciones masivas marinas y terrestres (Wignall et al, 2005; Shen et al, 2007; Wignall et al, 2010; Bond y Wignall, 2010). En general, están relacionados a períodos climáticos cálidos y a la distribución de los continentes (Meyer y Kump, 2008).

En el norte de Argentina se han descriptos ambientes marinos deficientes en oxígeno, representados por pelitas oscuras de edad furongiana y tremadociana, tales como la Formación Santa Rosita y equivalentes (Buatois y Mángano, 2003; Buatois et al, 2003; Moya et al, 2003), la Formación Volcancito (Tortello y Esteban, 2007) y la Formación Lampazar (Harrington, 1957; Tortello y Esteban, 2003; Esteban y Tortello, 2007). El perfil tipo de la Formación Lampazar se ubica en la sierra de Cajas, y es descripto por Aceñolaza (1968) como el más representativo de esta unidad.

Las facies sedimentarias correspondientes a ambientes deficientes de oxígeno de la Formación Lampazar han sido definidas solamente basándose en el color, textura y estructuras sedimentarias (Tortello y Esteban, 2003; Esteban y Tortello, 2007); por lo tanto, el objetivo del presente trabajo es definir con mayor precisión los niveles de oxigenación de estos ambientes, utilizando los framboides de pirita presentes en las facies de pelitas oscuras de la Formación Lampazar.

Marco geológicoLa Cordillera Oriental es una provincia geológica ubicada en el norte de Argentina y se caracteriza por grandes láminas de corrimiento descriptas originalmente por Keidel (1943). Esta provincia geológica está compuesta por un zócalo proterozoico formado por la Formación Puncoviscana, sobre el cual se apoyan en discordancia angular sedimentos silicidásticos pertenecientes al Grupo Mesón (Turner, 1960; Sánchez y Salfity, 1994; Sánchez y Salfity, 1999). Por encima del Grupo Mesón se depositan sedimentos marinos del Ordovícico del Grupo Santa Victoria (Turner, 1960) y equivalentes. Posteriormente, durante el Cretácico - Paleógeno una importante cuenca sedimentaria acumuló los sedimentos del Grupo Salta (Turner, 1958).

En el sector occidental de la Cordillera Oriental se encuentra la sierra de Cajas, cuatro kilómetros al este de la localidad de El Aguilar, en la provincia de Jujuy. La sierra de Cajas fue descripta por Aceñolaza (1968) como un amplio anticlinal volcado al oeste (Figura 1) donde las rocas aflorantes más antiguas pertenecen a la Formación Padrioc (Cámbrico superior), compuesta por orto-cuarcitas blanquecinas y rosáceas en estratos tabulares, con estructuras internas de tipo artesa (Aceñolaza, 1968). Esta unidad se asigna a un paleoambiente marino somero y es equivalente a la Formación Chalhualmayoc (unidad superior del Grupo Mesón) de edad cámbrica (Aceñolaza,1966). En concordancia sobre la Formación Padrioc, se depositó una secuencia fosilífera de lutitas negras y grises con intercalaciones de areniscas y areniscas carbonáticas que recibe el nombre de Formación Lampazar, equivalente al tramo inferior de la Formación Santa Rosita. Por encima de la Formación Lampazar se encuentra la Formación Cardonal (Harrington, 1937), compuesta por areniscas, cuarcitas y calizas, que afloran únicamente en el flanco oriental de la sierra de Cajas. En la Formación Cardonal se encuentra el límite cambro - ordovícico determinado mediante restos fósiles (Tortello et al., 1999). Por último, coronando la secuencia es-tratigráfica, se encuentra una sucesión de lu-titas grises y amarillentas y areniscas pertenecientes a la Formación Acoite (Turner, 1964) del Floiano inferior.

- Formación Lampazar

Fue definida por Harrington (1957), como una unidad de 100 m de espesor constituida por lutitas gris oscuras a verde oliva finamente bandeadas con niveles más claros de limo, que contienen bancos intercalados de areniscas gris - verdosas friables, más o menos dispersas a lo largo de toda la sucesión. Esta formación ha sido ampliamente estudiada debido a su alto contenido fosilífero (Aceñolaza y Nieva, 2001; Tortello y Esteban, 2003; Esteban y Tortello, 2007 y referencias).

Figura 1: Mapa geológico de sierra de Cajas. / Figure 1. Sierra de Cajas geological map. 

Aceñolaza (1968) describió los afloramientos de la Formación Lampazar en la sierra de Cajas (quebrada Azul) como una sucesión principalmente compuesta por pelitas con intercalaciones de bancos arenosos generalmente delgados en los tramos medio y superior. Tortello y Esteban (2003) indican que la Formación Lampazar representa un ambiente de plataforma externa con una transición hacia ambientes más someros en la parte cuspidal. Tortello y Esteban (2003) describen las facies sedimentarias de la Formación Lampazar según los aspectos litológicos, estructuras primarias, geometría de los cuerpos y contenido fósil, y en las facies sedimentarias más finas tienen en cuenta el color, ya que se observa un contraste bien definido entre ellas. Los sedimentos de grano fino varían desde lutitas negras y gris oscuro laminadas en la parte inferior de la formación hasta lutitas verdes laminadas con intercalaciones de limolitas y areniscas en los tramos medio y superior (Tortello y Esteban, 2003). Se considera que, durante el depósito de esta unidad, los niveles de oxigenación y energía no fueron constantes (Tortello y Esteban, 2003).

Materiales y métodos

- Análisis micro facial

En este trabajo se estudiaron las facies finas y oscuras de la Formación Lampazar, constituidas principalmente por lutitas negras y gris oscuras laminadas. Para su descripción se han tenido en cuenta cambios a pequeña escala tanto en el aspecto litológico, texturales, presencia de estructuras sedimentarias y color. Se relevó un perfil de 20 metros constituido principalmente por pelitas negras en el tramo inferior, pelitas gris oscuras con delgados niveles de limo en el tramo medio y medio superior, y pelitas verde-amarillentas con intercalaciones de capas de areniscas muy finas a finas en la parte superior. Para el estudio de las condiciones redox se tomaron muestras representativas de cada facies de pelitas oscuras determinadas. Las observaciones de campo fueron complementadas con análisis de cortes delgados y pulidos calcográficos que fueron estudiados con un microscopio petrográfico modelo Nikon Eclipse 50i POL, perteneciente al Instituto Superior de Correlación Geológica (CONICET - UNT). En los cortes delgados se estudiaron los minerales traslúcidos mediante iluminación diascópica, y en los pulidos calcográficos, los minerales opacos mediante iluminación episcópica.

- Análisis de los Framboides de Pirita

Para el estudio de los framboides de pirita, las muestras fueron tratadas con resina epoxi, generando bloques que luego fueron pulidos para su observación bajo el microscopio electrónico de barrido (MEB) marca Zeiss, modelo Gemini Supra 55vp, perteneciente al Centro Integral de Microscopía Electrónica (CIME - CONICET -UNT).

Se analizaron las distintas facies y se determinó la presencia o ausencia de framboides mediante la técnica de detección de electrones retrodispersados o BSD (por sus siglas en inglés Backscattered electrón detector), sensible a las variaciones del número atómico de los elementos, es decir, las regiones observadas de las muestras compuestas por elementos de mayor peso atómico (por ej., Fe2S) tendrá un color más claro respecto a aquella de peso atómico menor (por ej., C, Si o Al). En cada muestra, se midieron al menos 100 framboides (siempre que la muestra así lo permitiera), a lo largo de transectas de aproximadamente 1 cm perpendiculares a la laminación. Posteriormente, se determinó la distribución de sus tamaños, diámetro promedio, diámetro máximo y la desviación estándar.

- Framboides de pirita como indicadores de ambientes redox

El análisis de la distribución de tamaño de los framboides es un método efectivo para determinar las condiciones de oxigenación durante el depósito de los sedimentos (Wilkin etal, 1996; Wilkin etal, 1997; Wignall etal, 2005; Bond y Wignall, 2010; Wignall etal,, 2010; Blood y Lash, 2015; Huang etal, 2017). Los framboides que se forman dentro de columnas de aguas sin oxígeno y con la presencia de H2S, debido a su alta densidad, crecen hasta alcanzar tamaños pequeños de alrededor de 7 qm antes de hundirse hasta el lecho marino, esto da lugar a distribuciones de tamaño pequeño con un rango estrecho de variación (Wilkin etal, 1996). En ambientes con mayor contenido de oxígeno, los framboides ya no se forman en la columna de agua, sino debajo de la interfaz agua - sedimento donde pueden crecer a tamaños mayores. En ambientes completamente oxigenados, los framboides no se encuentran presentes (Wilkin et al, 1996).

En la literatura científica, se han propuesto cinco estados redox diferentes utilizando una combinación de indicadores. Entre ellos, se utilizan los framboides de pirita, junto con características sedimentológicas, como la conservación de la laminación fina en los sedimentos, para distinguirlos (Bond y Wignall, 2010). Además, también se ha utilizado el diámetro máximo de los framboides para caracterizar estos estados, ya que en ambientes óxicos o disóxicos se espera que los diámetros máximos sean mayores que en ambientes anóxicos o euxínicos (^{Wilkin et al, 1996; Wilkin et al, 1997; Wignall y Newton, 1998; Wei et al, 2015}).

El primer estado se caracteriza por fram-boides abundantes, pequeños (con un diámetro promedio entre 3 - 5 qm) y con un rango de tamaño estrecho, representa un ambiente euxínico, es decir, la columna de agua en el fondo marino es persistentemente sulfídica y sin oxígeno (Bond y Wignall, 2010; Huang et al, 2017). Si los framboides son pequeños (4 - 6 qm de diámetro promedio), abundantes y con algunos fram-boides más grandes indican un estado anóxico, donde la columna de agua en el fondo marino no contiene oxígeno. Un tercer estado se define cuando los framboides tienen un diámetro promedio entre 6 - 10 qm, con algunos framboides de mayor tamaño y coexisten con cristales de pirita euhedral, estos parámetros representan un ambiente disóxico bajo, es decir, el fondo marino es levemente oxigenado. Si el rango de tamaño de los framboides es amplio, los cristales euhedrales de pirita son más abundantes que los framboides y solo una pequeña fracción tiene un diámetro menor a 5 pm, representa un ambiente disóxico alto, donde existe una restricción parcial de oxígeno en las aguas de fondo. El último estado, se trata de un ambiente óxico (sin restricción de oxígeno en la columna de agua del fondo marino) y se caracteriza por la ausencia de framboides; sin embargo, los cristales eu-hedrales de pirita pueden encontrarse en bajas cantidades (Zhou y Jiang, 2009; Bond y Wigna-ll, 2010; Huang et al, 2017). Los estados redox de las muestras se representan en un diagrama propuesto por Wilkin etal. (1996), modificado posteriormente por Bond y Wignall (2010) y Tian etal. (2014). En este diagrama se grafica el diámetro promedio de los framboides frente a la desviación estándar. La línea que divide los ambientes anóxicos de los disóxicos se determina utilizando una ecuación propuesta por Tian etal. (2014), la cual es M = -3.3 x DS +14, donde M representa el valor promedio y DS la desviación estándar de las distribuciones de los framboides.

Resultados

- Análisis de facies sedimentarias

El perfil estudiado (Figura 2) tiene un espesor de 20 metros, constituido principalmente por sedimentos finos con cuerpos de arenas subordinados hacia la parte superior. Está integrado por 4 facies, ellas son:

Facies 1: constituida por pelitas negras masivas. En ella se encontraron abundantes restos de trilobites, tanto fragmentos como ejemplares completos. Se caracteriza como una sucesión de capas de pelitas negras masivas, sin laminación ni fisilidad visibles en muestra de mano. A partir del estudio microscópico se determinó que está compuesta por láminas de espesor variable entre 0.5 y 1 mm, paralelas y con gradación interna; Las láminas presentan en su base zonas difusas de colores claros que van gradando hacia la parte superior a zonas más oscuras (Figura 3 a). Las regiones oscuras tienen un espesor que varía entre 0,5 a 1 mm y están compuestas por muscovita, arcillas, minerales opacos y materia orgánica. Las zonas claras son las más finas con espesores menores a 0,04 mm y no están bien definidas, compuestas principalmente por granos de cuarzo, con muscovita y arcillas en menor proporción. Distribuidos de manera dispersa en toda la muestra se observan minerales opacos de sección circular y algunos euhedrales que mediante el uso de iluminación episcópica fueron reconocidos como cristales de pirita con estructura framboidal y cristales euhedrales (Figura 3 b).

Facies 2: pelitas gris oscuras con laminación fina paralela. En muestras de mano es posible distinguir una laminación plana paralela muy fina, que consta de cuplas de láminas oscuras y claras. Microscópicamente esta estructura sedimentaria se mantiene (Figura 3 c) y se observa que las láminas oscuras de entre 0,1 a 1,2 mm de espesor, están constituidas principalmente por arcillas, muscovita y pequeñas laminillas de materia orgánica. Las láminas claras están compuestas principalmente por granos de cuarzo, de granulometría de tamaño limo y calcita. También se encuentran minerales opacos distribuidos por toda la muestra, con mayor abundancia en las capas oscuras. Se reconocieron restos fósiles tanto en el afloramiento como al microscopio, en el último caso se observó que el cuerpo fósil se encuentra relleno de minerales opacos identificados como pirita con estructura framboidal (Figura 3 d).

Facies 3: pelitas de tonalidad gris oscu-ra-verdosa con delgados niveles de limo. Esta facies se intercala con la facies 2 en la parte media - alta del perfil. Está compuesta por paquetes de pelitas gris oscuras - verdosas con capas de limo que tienen continuidad lateral y espesores variables entre 2 mm y 6 cm. Los primeros niveles limosos están formados por ondulitas simétricas, paralelas y de 2 mm de espesor. A medida que se avanza hacia la parte media-alta del perfil, se observa que el espesor de las capas de limo aumenta hasta 6 cm y presentan una estratificación heterolítica con laminación ondulí-tica y tipo HCS (“'hummocky cross - stratification”) con bases erosivas onduladas. Los niveles de limo están separados por paquetes de pelitas de espesores entre 10 y 50 cm. Al observar las pe-litas bajo el microscopio petrográfico, se pudo apreciar que la laminación no es paralela (Figura 3 e). Está compuesta por láminas claras limosas que contienen principalmente cuarzo, así como también minerales del grupo de las micas, como muscovita y biotita, junto con clorita y minerales opacos en baja proporción (Figura 3 f). Los granos de cuarzo son los de mayor tamaño, con dimensiones que oscilan entre 0.005 y 0.04 mm.

Figura 2: Perfil estratigráfico de la Formación Lampazar (Quebrada Azul, sierra de Cajas). Se observa la relación entre las facies finas y la distribución de framboides. / Figure 2. Stratigraphic profile of the LampazarFormation (QuebradaAzul, Sierra de Cajas). The relationship between the finefacies and the distnbuúon of framboids is observed. 

Figura 3: Petrografía de las facies finas donde se observa la mineralogía. a, c y e, Imágenes analizadas con iluminación diascópica con un aumento de 4X. a- Las flechas negras marcan las láminas con estructura gradada de la facies 1. c- Se observa la laminación paralela y fina que caracteriza la facies 2. e- acuñamiento de las láminas producto de la acción de tormentas. b, d y f, Imágenes analizadas con iluminación episcópica con un aumento de 40X de las facies 1, 2 y 3 respectivamente, donde se observa que los minerales opacos presentes están compuestos por pirita con estructura framboidal. Nótese la menor cantidad de framboides en la facies 3. Las flechas blancas señalan estructuras framboidales de pirita (Py=Pirita). / Figure 3. Petrography of the thinfacies showing the minerahgy. a, c and e, Images analyzed with áasmpic iüumination at 4X magnification. a- Black arrows mark the lameüae with graded structure of facies 1. c- The thinparaM lamination that characteri%es fades 2 can be seen. e- wedging of the lameüaje due to the action of storms. b, d and f, Images anafged with episcopic illumination at 40X magnification of fades 1,2 and 3 respectively, where it is observed that the opaque mineralspresent are compo-sed of pyrite withframboidal structure. Note the lower amount of framboids infades 3. The white arrowspoint topyriteframboidal structures (Py=Pyrite). 

En contraste, las láminas oscuras contienen abundante biotita, muscovita, arcilla y minerales opacos, así como laminillas de materia orgánica.

Facies 4: Areniscas finas con laminación paralela a ondulítica, intercaladas con pelitas verde-amarillentas. Esta facies está compuesta por capas interestratificadas de areniscas finas de color verde - amarillento con espesores que varían entre 2 y 7 cm y capas de pelitas gris-verdosas muy alteradas con espesores que varían entre 2 y 6 cm. El paso entre la facies 3 y la facies 4 se puede observar por un marcado cambio en el color de las pelitas. Las capas de areniscas presentan una geometría tabular y sus contactos son netos, plano en la base y ondulado en el techo. Internamente presentan una laminación plano - paralela en la base y pasa hacia la parte superior a una laminación ondulítica unidireccional de pequeña escala.

- Framboides de Pirita

Del estudio estadístico de los framboides de pirita de las facies oscuras de la Formación Lampazar se obtuvieron los siguientes resultados: En la Facies 1 los framboides son abundantes, se encuentran diseminados mayormente como framboides individuales (Figura 4 a) y en menor proporción como clústeres y cristales euhedrales. A partir de la medición de 94 fram-boides, se determinó que el diámetro promedio es de 5,47 qm, con una desviación estándar de 2,52 qm y un diámetro máximo de 18,19 qm. En base en la clasificación de Bond y Wignall (2010) y teniendo en cuenta que presenta una laminación paralela gradada, se considera a la facies 1 como depositada en un ambiente mayormente anóxico.

La Facies 2 presenta mayor abundancia de framboides. En general los framboides se encuentran tanto de forma individual como en clústers. También se han observado masas de microcristales diseminados y algunos cristales euhedrales (Figura 4 b). En este caso se midieron 122 ejemplares, dando como resultado un diámetro promedio de 4,61 qm, una desviación estándar de 1,58 qm y un diámetro máximo de 10,84 qm. El ambiente redox dominante durante la sedimentación de la facies 2, según los parámetros utilizados por Bond y Wignall (2010), quedaría definido como mayormente euxínico.

Por último, en la Facies 3 los framboides son escasos y los cristales euhedrales constituyen el mayor porcentaje de pirita (Figura 4 c). El diámetro promedio de los framboides es 7,71 qm, con una desviación estándar de 4,15 qm y un diámetro máximo de 17.78 qm. Los datos obtenidos en esta facies surgen a partir del análisis de 29 framboides, lo que indica que las condiciones durante su formación no favorecían su desarrollo. El ambiente redox definido para esta facies es el de un ambiente mayormente disóxico bajo, es decir un ambiente débilmente oxigenado. Las condiciones redox determinadas para las tres facies coinciden con la clasificación según los parámetros de diametro promedio versus la desviación estándar de la disctribución propuesta por Tian etal. (2014) (Figura 4 d).

Discusión

La facies 1 se compone principalmente de sedimentos finos, con un bajo porcentaje de limo y arena, lo que hace que su observación a simple vista sea difícil. Sin embargo, al observarla con un microscopio, se puede apreciar una estructura que consiste en láminas finas (>1mm según la clasificación de O’Brien, 1990) paralelas con gradación interna. Esta estructura es similar a las descriptas en pelitas negras por Wignall (1994), O’Brien (1996) y Wang et al (2023), quienes indican que es el resultado de la acción de corrientes turbidíticas de fondo de baja densidad.

La estructura sedimentaria que caracteriza a la Facies 2, compuesta por una laminación fina con espesor menor a 1 mm, puede ser atribuida al menos a tres procesos diferentes de acuerdo con lo propuesto por O’Brien (1996): 1) decantación por suspensión. 2) flujos de turbidez estratificados y 3) aporte eólico de nubes de polvo con posterior decantación por suspensión. Para el caso de la Formación Lampazar, teniendo en cuenta la relación de la Facies 2 con las otras facies descriptas y su posición dentro del perfil estudiado, la misma puede ser interpretada como formada por un proceso de decantación por suspensión. Este proceso habría sido continuo durante todo el depósito de las pelitas negras de esta unidad e interrumpido esporádicamente por corrientes de fondo que generaban las facies de mayor energía presentes en el perfil estudiado.

Figura 4 Resultados del análisis de los framboides. a, b y c, Imágenes obtenidas con microscopía electrónica de barrido, de framboides, agregados y cristales euhedrales, de las facies 1, 2 y 3 respectivamente. Se observa que la facies 1 presenta framboides pequeños y cristales euhedrales de pirita de tamaños similares. La facies 2 presenta framboides pequeños y abundantes mientras que los cristales euhedrales están presentes en bajas proporciones. La facies 3 es la que mayor proporción de cristales euhedrales presenta como se observa en la imagen c. d, Diagrama de clasificación de ambientes redox según Tian et al. (2014) donde quedan bien diferenciados las condiciones redox de cada facies. / Figure 4. Results of the analysis of the framboids. a, b and c, Images obtained with scaming electrón microscopy, of framboids, aggregates and euhedral crystals of facies 1, 2 and 3 respedively. Facies 1 shows smallframboids and euhedmlpyrite crystals of similar siges. Facies 2 has small and abundant frambmds while euhedral crystals erepresent in lowproportions. Facies 3 has the highestproportion of euhedral crystas as shown in image c. d, Diagram of redox environment classification acording to Tian et al. (2014) where the redox conditions of each facies are clearly differmtiated. 

La facies 3 muestra evidencias claras de la acción de tormentas y corrientes de fondo. En esta facies se puede observar que la energía del ambiente aumenta gradualmente hacia la parte superior del perfil. En la parte media, se pueden observar ondulitas de limo, las cuales probablemente fueron producidas por la acción de corrientes de fondo de baja energía. A medida que se avanza hacia la parte media superior del perfil, el aporte de limo es mayor y la presencia de estructuras tipo HCS indica la acción de tormentas. Estos niveles de limo presentan espesores de hasta 6 cm dentro de una sucesión dominada por pelitas gris oscuras, lo cual sugiere que la facies 3 se depositó en un ambiente de plataforma externa en transición a una interna afectada principalmente por eventos de tormenta.

Los valores obtenidos a partir del análisis de los framboides indican que en las facies 1 y 2 predominaban ambientes con deficiencia de oxígeno, anóxico en el caso de la facies 1 y euxínico en el caso de la facies 2. En cuanto a la facies 3, donde la fracción limosa es mayor y los framboi-des son poco frecuentes, estarían indicando, según la clasificación de Bond y Wignall (2010), un ambiente disóxico inferior donde las condiciones del fondo marino son débilmente oxigenadas.

La presencia de una importante fauna bentónica, compuesta principalmente por trilobites, llevó a Tortello y Esteban (2003) a estudiar detalladamente dicha fauna e infirieron que estaba adaptada a vivir bajo condiciones de poco oxígeno. Por otra parte, la buena preservación de la laminación original, según estos autores, indicaría la ausencia de organismos bioturbadores por debajo de la interfaz agua-sedimento debido a condiciones anóxicas del medio. Si tenemos en cuenta que 1 cm de roca analizada representa cientos de años de sedimentación (^{Wignall et al, 2010}), los resultados obtenidos representan el promedio de los ambientes redox que actuaron durante este período. Por lo tanto, se sugiere que, las condiciones euxínicas determinadas no eran permanentes durante la sedimentación, sino que, corrientes ocasionales podrían haber aportado el oxígeno suficiente al fondo marino como para permitir la presencia de trilobites. Un caso similar ha sido descripto por Zhou y Jiang (2009) quienes determinaron condiciones euxínicas en depósitos del Cámbrico inferior de China donde se encontraron restos de esponjas. Esto también explicaría la presencia de framboides atípicos de gran tamaño en las facies 1 y 2.

- Interpretación paleoambiental

El paleoambiente de la Formación Lam-pazar es interpretado teniendo en cuenta la litología, color, contenido fósil y las estructuras sedimentarias presentes en cada facies determinada en el perfil relevado, como así también usando los datos provistos por el análisis de los framboi-des de piritas. Este ambiente es asignable a una plataforma externa en condiciones de baja oxigenación que pasa transicionalmente a un ambiente más somero próximo al nivel de base de olas de tormenta con condiciones más oxigenadas.

La facies 2 se encuentra presente a lo largo de todo el perfil estudiado, intercalándose con las otras facies: en la parte inferior con la facies 1, en la parte media - superior con la facies 3 y en la parte superior es reemplazada por la facies 4. Por lo tanto, se considera que la facies 2 representa la sedimentación de base de los sedimentos finos de la Formación Lampazar. El proceso predominante a lo largo del perfil estudiado es la sedimentación por decantación de sedimentos finos, donde los componentes arcillosos de morfología planar se depositan paralelamente a la superficie del fondo marino, mientras que los componentes limosos, principalmente granos de cuarzo con formas equan-tes, se depositan en finas láminas. A través del análisis de los framboides de pirita presentes en la facies 2, se determinó que la decantación se produjo en un ambiente euxínico.

La sedimentación de base era interrumpida por flujos de fondo esporádicos, los cuales presentan un aumento de energía de transporte hacia la parte superior del perfil, dando lugar a las estructuras características de las facies 1, 3 y 4, lo que estaría relacionado con una disminución de la profundidad del fondo marino.

La facies 1, presente en la parte inferior del perfil, caracterizada por una sucesión de pelitas negras masivas e internamente compuesta por láminas con estructura gradada, es la de menor energía siendo atribuida a la acción de flujos tur-bidíticos de baja densidad que llegaban a la zona distal de la plataforma marina durante episodios de tempestad. Estos eventos no eran suficientemente fuertes como para oxigenar el fondo marino, sin embargo, las condiciones redox pasaron de ser euxínicas a anóxicas.

En regiones más someras la energía de los flujos de fondo aumentaba, lo cual permitía el transporte de sedimento de granulometría mayor como los de las facies 3 y 4. En la facies 3, en el tramo medio y medio-superior del perfil, aparecen estructuras relacionadas tanto a corrientes como olas típicas de episodios de tormentas desarrolladas en sedimentos compuestos por limo fino a grueso y arcillas. Estos eventos de tormentas oxigenaban momentáneamente el fondo marino, por lo que la materia orgánica en esta facies tiene menor conservación y las condiciones re-dox eran predominantemente disóxicas.

Los episodios de oxigenación de fondo se hicieron más frecuentes en la parte superior del perfil, lo que generó un fondo marino oxigenado de forma permanente. Esto queda evidenciado por el cambio de color que puede observarse entre las pelitas de la facies 3 y la facies 4, que pasan de un color gris oscuro a uno verdoso. Simultáneamente al aumentar la energía de los flujos, el tamaño de los sedimentos transportados cambia de limoso a depósitos dominantemente arenosos que generaron las capas con laminación característica de la facies 4.

La energía de transporte está directamente relacionada con la distancia recorrida por el flujo de fondo, por lo que la facies 4 representaría a los depósitos en las zonas más proximales de la plataforma marina donde la energía del flujo era mayor, mientras que la facies 1 representaría los depósitos relacionados a la pérdida de energía del mismo flujo en las regiones más distales de la plataforma marina. Estos flujos serían los responsables de la proliferación de trilobites en ambientes mayormente euxínicos y anóxicos, al aportar oxígeno disuelto al fondo marino.

Conclusiones

Teniendo en cuenta el estudio sedimento-lógico, se concluye que la Formación Lampazar se originó en un ambiente de plataforma distal profunda, donde los sedimentos finos eran transportados por corrientes de turbidez diluidas. Posteriormente, hubo una transición hacia un ambiente de plataforma proximal, donde las tormentas generaban el aporte de sedimento y modelaban el fondo marino.

Aunque previamente otros autores han sugerido que las pelitas negras y grises de la Formación Lampazar en la sierra de Cajas se depositaron en un ambiente anóxico durante el Cámbrico superior, la presencia de framboides de pirita indica que predominaban las condiciones euxínicas en el fondo marino (facies 2). Estas condiciones se veían interrumpidas por corrientes de fondo diluidas y eventos de tormentas (facies 1 y 3), que permitían el ingreso esporádico de oxígeno a la plataforma generando condiciones disóxicas. El aporte de oxígeno generaba condiciones favorables para el desarrollo de trilobites, los cuales estaban adaptados a vivir en ambientes con escaso oxígeno. En la parte superior de la Formación Lampazar (facies 4), estos eventos se hicieron más frecuentes, lo que indica una somerización de la plataforma marina.

Los framboides de pirita son indicadores útiles de las condiciones redox en el fondo marino durante la sedimentación. Su aplicación en estudios sedimentológicos puede proporcionar información valiosa sobre la evolución de las condiciones ambientales a lo largo del tiempo geológico.

Agradecimientos

Este trabajo fue posible gracias a los fondos del proyecto PIUNT G - 719 dirigido por la Dra. Susana Beatriz Esteban, otorgado por la Secretaría de Ciencias, Arte e Innovación Tecnológica de la Universidad Nacional de Tu-cumán y por la beca de investigación CIUNT del año 2015 resolución N°899 - 09 otorgada al Geol. Enzo R. Marcial. Se agradece al Centro Integral de Microscopía Electrónica (CIME - UNT - CONICET), en donde fueron muy amables y estuvieron dispuestos a ayudarnos, especialmente al Lic. Luciano Martínez. Al Instituto Superior de Correlación Geológica (IN-SUGEO - UNT - CONICET) por facilitarnos los instrumentos necesarios. A la Compañía Minera Aguilar S.A., por brindarnos hospedaje durante el trabajo de campo realizado. En especial agradecer a Daniel Balverde, Agostina Forani y Gabriel Alarcón por su importante ayuda. Y, por último, al Dr. Miguel A. Báez por su colaboración en la recolección de muestras.

Recibido : 06 de octubre de 2022

Aceptado : 01 de mayo de 2023