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Revista de la Asociación Argentina de Sedimentología

versão impressa ISSN 1853-6360

Rev. Asoc. Argent. Sedimentol. vol.8 no.2 La Plata Jul./dez. 2001

 

ARTÍCULOS

Estromatolitos de aguas profundas en la Formación Los Molles (Neuquén, Argentina): ¿chimeneas de metano en el fondo marino jurásico?

Deep water stromatolites from the Los Molles Formation (Neuquén, Argentina): jurassic sea-floor cold seeps?

 

Irene Gómez-Pérez

CASP, University of Cambridge, Earth Sciences Department, West Building, 181a Huntingdon Road, CB3 ODH, Cambridge, UK.

E-mail: irene.gomez@casp.cam.ac.uk

Recibido: 10 de agosto de 2000.
Aceptado: 15 de agosto de 2001.

 


Resumen

Se describe una construcción estromatolítica de 15 m de potencia y 60 m de diámetro hallada entre margas y pelitas de la Formación Los Molles, en el suroeste de la Cuenca Neuquina (Argentina). Este biohermo, de edad jurásica temprana, está constituido por estromatolitos individuales de escala métrica con morfologías variadas, a los que se asocian facies de tubos de gusanos calcáreos. Otros restos orgánicos son sumamente raros, e incluyen amonites, ostrácodos, gasterópodos, bioclastos y restos vegetales carbonosos. Facies de micritas peloidales laminadas son menos frecuentes. La laminación estromatolítica está constituida por láminas micríticas y peloidales sobre las que crecieron cementos fibrosos y botroidales tempranos. El biohermo constituye una acumulación carbonática anómala formada en una cuenca silicoclástica, en ambiente marino relativamente profundo y de baja energía. Sobre la base de criterios sedimentológicos y biológicos se ha interpretado el biohermo como formado por debajo del nivel del oleaje de tormenta, en aguas poco oxigenadas, y dentro del límite de la zona fótica. Por sus características, asociación de facies y semejanzas con ejemplos referidos en la literatura, se propone un modelo que relaciona este biohermo con la surgencia submarina de aguas profundas a través de las fallas limitantes de depocentros del sin-rift, someramente enterrados bajo los materiales aquí descriptos. El origen de estos fluidos podría estar relacionado con los fenómenos magmáticos e hidrotermales asociados al relleno sin-rift de la cuenca, que incluye abundantes rocas volcánicas y piroclásticas. Otro posible origen se relacionaría con la potencial presencia de acumulaciones de hidrocarburos en el subsuelo durante el Jurásico, en un modelo similar al de otros ejemplos fósiles y actuales.

Palabras Clave: Biohermo; Estromatolitos; Tubos de gusanos calcáreos; Aguas profundas; Cuenca silicoclástica; Chimeneas de metano; Fallas rift; Jurásico.

Extended abstract

A stromatolitic bioherm embedded in deep-water shales and marls of the Los Molles Formation was found in the SW of the Neuquén Basin (Argentina).
The Neuquén Basin is located in west Central Argentina and eastern Chile, between 36-40º LS. It was formed in the late Triassic by continental extension and evolved as a backarc basin from the Middle Jurassic. It was infilled by an Upper Triassic to Early Tertiary succession of marine and continental deposits included in different sedimentary cycles, formed in response to relative sea level variations and tectonic pulses.
The Los Molles Formation was deposited in response to the first marine transgression in the Neuquén Basin in the Early Jurassic. It is made up of dark shales, silts and sandstone turbidites. It overlies shallow marine clastic and carbonate deposits of Pliensbachian age (Chachil and Sierra de Chacaico formations), and it is overlain by tidal clastic deposits of Bajocian age (Lajas Formation). A series of Late Triassic synrift depocentres were shallowly buried under these units in the studied area, which also unconformably overly Paleozoic granitic or metamorphic basement (Fig. 1).

The described stromatolitic bioherm is located to the SW of the locality of Zapala, in southern Neuquén, in the area of the Sierra de Chacaico (Fig. 1). It is 15 m thick and 60 m in diameter, and made up by individual stromatolites averaging 2 meters across and 1.5 m high (Fig. 2). They show variable geometries, including tabular and columnar shapes in the lower, micrite-rich, part of the buildup, and domed shapes in the upper, cement-dominated, part. These individual stromatolites form a discrete bioherm, wrapped as a whole by an outer coating of laminations which locally shows very steep to vertical margins (Fig. 2b). The individual stromatolites are made up of encased laminated calcitic layers, locally oversteepened, vertical or even overturned (Fig. 3a). The microscropic structure shows the bulk of the lamination consisting of thin micritic laminae or peloids cemented by early fibrous and botryoidal cements growing centripetally. Locally associated clusters of tube-like worm communities are embedded in peloidal micritic sediment. Other biota includes ammonites and very rare ostracods, gastropods and bioclasts.
The depositional environment deduced for this build-up is a low energy marine setting, bellow the storm wave base, and in the limit or slightly above the photic zone, in poorly oxygenated waters. This environment is deduced from the lack of phototrophic organisms, no sedimentary structures indicating current action, preservation of lamination, lack of bioturbation, and thriving opportunistic faunas, characteristic of oxygen-depleted environments in associated facies. Depositional depths for shaly-silty facies of the Los Molles Formation in the upper, regressive part of the section, where these facies interfinger laterally with tidal sandstones of the Lajas Formation, has been estimated in base to clinoform reliefs in at least 40 meters. Minimal depositional depth for the stromatolitic bioherm is estimated to be about 50 m, and it was likely between 50-100 m.
Carbonate deposits analogous to the one described in this work have been found in deep water environments associated to cold seeps in subduction zones or oceanic ridges. These structures share many of their characteristics with the described buildup, as are being an anomalous carbonate accumulation in a relatively deep siliciclastic basin, the scale, the low diversity-high abundance faunas, and depositional facies as tube worms and bacterially induced lamination. What makes this example unique is the presence of stromatolites, which have not been described in other analogous localities. Differences between this example and hydrothermal vent deposits are the lack of associated ore deposits and mineralization, and the absence of chemosynthetic bivalves, non light-dependant faunas common in some hydrothermal vents and cold seeps.

These communities form in association to sea-floor vents or seeps which reach the surface through faults or porous beds. In a similar context, this buildup is interpreted as associated to a sea floor vent in the Jurassic sea-floor of the Neuquén Basin. Given the location of the bioherm over the margin of one of the shallowly buried syn-rift depocentres, migration of the fluids could have followed its bounding faults. This depocentre is infilled by continental, volcanic, and pyroclastic rocks, and the origin of the fluids could be related to the magmatic and hydrothermal activity associated with the emplacement of these deposits during rift stages, shortly before deposition of the Los Molles Formation.
On the other hand, some examples are known from deepwater communities formed in relation to cold seeps which origin is related to subsurface hydrocarbon accumulations (Gulf of Mexico, Greenland). The importance of hydrocarbon accumulations in the syn-rift succession of the Neuquén Basin is being gradually acknowledged, and the deposition of this bioherm could indicate the presence of subsurface hydrocarbons during the Jurassic in the Neuquén Basin. Future isotopic analysis will help to evaluate this model and decide on the origin of this unique structure.

Key words: Bioherm; Stromatolites; Calcareous tube worms; Deep water; Siliciclastic basin; Cold seeps; Rift faulting; Jurassic.


 

Introducción

Un biohermo estromatolítico de aguas relativamente profundas fue hallado englobado en pelitas y margas de la Formación Los Molles, al suroeste de la Cuenca Neuquina. Se trata de una acumulación anómala de carbonatos que se formó orgánicamente en el fondo de una cuenca silicoclástica. El biohermo, de 15 m de potencia y unos 60 m de diámetro, está constituido por estromatolitos individuales de escala métrica, a los que se asocian facies de gusanos calcáreos tubulares y micritas peloidales laminadas.
Los estromatolitos y formaciones algales de aguas profundas son relativamente conocidos, y existen diversos ejemplos descriptos en la literatura (Hoffman, 1974; Ellis et al., 1985; Bratchert y Dullo, 1991; Böhm y Brachert, 1993; Lund y Davies, 1995 y George, 1999, entre otros). Sin embargo, no se han encontrado ejemplos con las características del afloramiento aquí presentado, en el que estromatolitos métricos asociados a facies de gusanos tubulares componen un biohermo formado aisladamente en una cuenca silicoclástica.
Si se han descripto, sin embargo, estructuras que comparten muchas características con este ejemplo en ambientes marinos ligados a chimeneas de metano (cold seeps, Campbell y Bottjer, 1993). Los rasgos comunes incluyen el hecho de ser acumulaciones anómalas de carbonato en una cuenca silicoclástica, su escala y algunas de sus facies, incluidas las facies de gusanos, laminaciones bacterianas-algales, y los cementos y costras fibrosos y botroidales, aunque ninguno de los citados ejemplos incluye estromatolitos.
En este trabajo se describe el biohermo estromatolítico y se discute su posible origen, proponiéndose un modelo deposicional para explicar su presencia, única hasta el momento, en el fondo marino jurásico de la Cuenca Neuquina.

Situación geológica

La Cuenca Neuquina está situada en el centro oeste de Argentina y el centro este de Chile, entre los 34-410 de latitud sur y los 66-710 de latitud oeste (Fig. 1). El área de estudio esta situada en el sur de la cuenca, al suroeste de la localidad de Zapala, en los aledaños de la reserva Mapuche de la Sierra de Chacaico.


Figura 1. Situación geológica de los afloramientos estudiados en la Cuenca Neuquina. El asterisco indica la posición del biohermo estromatolítico. Obsérvense las fallas en sus aledaños.
Figure 1. Depositional setting of the studied outcrops in the Neuquén Basin. The asterisk indicates the position of the bioherm. Note the faults in its vicinity.

La Cuenca Neuquina se formó por fenómenos de extensión continental durante el Triásico superior y evolucionó como una cuenca de tras-arco, ligada a un margen convergente, desde el Jurásico medio (Gulisano y Gutiérrez Pleimling, 1995). Su relleno incluye depósitos marinos y continentales agrupados en ciclos que respondieron a cambios relativos del nivel del mar y eventos tectónicos (ej. Legarreta y Gulisano, 1989; Legarreta y Uliana, 1991, 1996; Vergani et al., 1995). La Formación Los Molles (Weaver, 1931) es parte del Grupo Cuyo (Digregorio y Uliana, 1980; Gulisano y Gutiérrez- Pleimling, 1995) y se depositó en respuesta a la primera transgresión marina generalizada en la Cuenca Neuquina en el Jurásico inferior-medio. Durante este periodo, la cuenca estaba situada en latitudes bajas, alrededor de los 50o S (Macdonald et al, 1996), y el clima habría sido húmedo y frío. La Formación Los Molles se apoya concordantemente en una secuencia basal de materiales de plataforma marina somera, incluyendo calizas silicificadas de rampa carbonatada (Formación Chachil), o turbiditas areniscosas de frente deltaico (Formación Sierra de Chacaico). También puede apoyarse discordantemente sobre el basamento, constituido por rocas metamórficas e ígneas del Paleozoico superior. Una serie de depocentros del sin-rift, limitados por fallas y rellenos por rocas continentales del Triásico superior y Jurásico basal (Formación Lapa), se encuentran someramente soterrados bajo la Formación Los Molles en el área de estudio (Fig. 1). La Formación Los Molles está asociada lateralmente a depósitos marginales areniscosos que finalmente progradaron sobre esta unidad y que constituyen la Formación Lajas, formada en un ambiente de plataforma silicoclástica mareal.
La Formación Los Molles se formó durante la etapa de post-rift temprano, en el momento en que la cuenca pasó de una etapa de subsidencia tectónica, durante el sin-rift, a una etapa de subsidencia térmica. Está compuesta principalmente por pelitas y turbiditas silicoclásticas formadas en un ambiente de cuenca relativamente profunda, con depositación por debajo del nivel base de oleaje (ej. Leanza, 1990; Burguess et al., 2000). Su potencia es variable, y oscila entre 650 m y 1000 m en el área de estudio, aunque en algunas secciones podría sumar menos de 300 m. En cuanto a su edad, ha sido datada en base a amonites como Toarciano- Bajociano medio (Leanza, 1990). En el área de afloramiento, la unidad Los Molles se apoya sobre calizas silicificadas de rampa media de la Formación Chachil, de edad Pliensbachiano inferior (Leanza, 1990). Muy cerca, lateralmente, se depositaron en el Pliensbachiano inferior y superior los depósitos silicoclásticos de la Formación Sierra de Chacaico. La edad basal de la Formación Los Molles podría por lo tanto extenderse localmente al Pliensbachiano superior. El montículo descripto en este trabajo se encuentra a menos de 100 metros por encima de la base de la Formación Los Molles, que se apoya sobre la Formación Chachil, siendo su edad más probable base del Toarciano inferior.
Por debajo de estas unidades en el área de estudio hay que destacar la presencia de un depocentro sin-rift (Fig. 1) cuyo relleno está formado por varios cientos de metros de rocas continentales que forman parte de la Formación Lapa. Estas corresponden a depósitos clásticos y volcaniclásticos de ambientes aluviales, fluviales y lacustres que reflejan el relleno inicial de la cuenca e incluyen coladas volcánicas (andesitas, basaltos) y depósitos de flujos piroclásticos (ignimbritas). El biohermo carbonático se haya localizado sobre el margen tectónico (falla normal sinsedimentaria) del depocentro, que limita con un alto metamórfico, donde no hubo depósito durante la etapa de sinrift. Sobre este alto y coincidiendo con la transgresión marina en el área se depositaron los carbonatos de la Formación Chachil, mientras que en áreas adyacentes, suprayacentes al surco del sin-rift, se acumularon depósitos carbonáticos de ambientes más profundos, sobre los que inmediatamente progradaron turbiditas clásticas de la Formación Sierra de Chacaico, ausente en el paleoalto adyacente (Fig. 1).

Geometrías y facies

Las dimensiones del biohermo estromatolítico descripto son 15 m de potencia y 60 m de diámetro, en sección paralela a la dirección de la estratificación (Fig. 2). En sección perpendicular a la dirección de la estratificación tiene una longitud de unos 40 m, pero la alta inclinación de la parte expuesta del flanco indica que sus dimensiones no serían mucho mayores, con lo que su geometría habría sido dómica, con una sección equidimensional.


Figura 2. a) Vista de campo del biohermo estromatolítico, que destaca entre margas y lutitas de la Formación Los Molles. La valla en primer término tiene un metro de altura. b) Esquema del biohermo estromatolítico, constitituido por estromatolitos individuales métricos con morfologías dómicas nodulares (d), tabulares (t) y columnares sencillas (c) (clasificación basada en Preiss, 1976), todos ellos envueltos por laminaciones externas.
Figure 2. a) Field view of the stromatolitic bioherm, embedded in shales and marls of the Los Molles Formation. The fence in the foreground is 1 m high. b) Sketch of the bioherm, formed by individual stromatolites with dome (d), tabular (t) and columnar (c) shapes (classification based in Preiss, 1976), and wrapped by outer laminations.

Internamente está compuesto por estromatolitos individuales con tamaños métricos, de 1- 2 m de alto y 1-5 metros de ancho. Aunque hay formas más pequeñas, estas se hayan normalmente englobadas en las estructuras mayores. Las morfologías de los estromatolitos individuales (siguiendo a Preiss, 1976) incluyen formas tabulares, columnares simples, y subesféricas nodulares (Fig 2b), siendo generalmente equidimensionales en planta. A menudo presentan laminación antigravitacional: sobreinclinada, vertical e invertida (Fig. 3). En la parte inferior del biohermo los estromatolitos tienen morfología tabular y columnar, y aparecen de forma más aislada entre facies micríticas laminadas peloidales (Fig. 4a), mientras que las morfologías subesféricas son más comunes en la parte superior del biohermo.


Figura 3. a) Estromatolito tabular, con flancos verticales a invertidos, y crecimiento principal lateral b) Vista en planta de un estromatolito dómico equidimensional. c) Vista de afloramiento de facies micríticas con tubos de gusanos calcáreos.
Figure 3. a) Tabular shaped stromatolite with overturned flanks. b) Plane view of equidimensional, domal stromatolite. c) calcareous tube-like worm cluster, embedded in micritic facies.


Figura 4. Microfacies: a) Micrita peloidal bacteriana mostrando una alternancia de láminas peloidales y de micrita compacta b) Tubos de gusanos calcáreos, de pared oscura y porosa, cementados por calcita fibrosa-botroidal temprana (b) que crece radialmente. La porosidad remanente fue rellenada por cemento esparítico (s) en condiciones de enterramiento profundo. c) Laminación estromatolítica consistente en cementos fibrosos-botroidales (b) creciendo bidireccionalmente sobre finas capas micríticas recristalizadas y peloides. Las flechas indican la dirección de crecimiento. (b- calcita fibrosa-botroidal, s-calcita esparítica).
Figure 4. Microfacies: a) Peloidal micritic laminated facies. b) Calcareous tube worms cemented by fibrous-botryoidal cement and porefilling spar calcite. c) Stromatolitic lamination made up of fibrous-botryoidal cements growing bidirectionally on fine micritic layers and peloids. Arrows indicate growth directions. (b- fibrous-botryoidal cements, s-spar calcite).

Las facies micríticas y peloidales incluyen a menudo comunidades de gusanos tubulares calcáreos (Figs. 3c, 4b). Los tubos de los gusanos calcáreos alcanzan los 15-20 cm de longitud y 1-2 cm de diámetro, con una pared de 1-2 mm de espesor. Son formas curvadas y sin ornamentación, con secciones circulares o elongadas, dispuestas según direcciones variables, de subparalelas hasta perpendiculares a la estratificación. En algunos ejemplos estos tubos calcáreos forman pequeñas comunidades englobadas por la laminación estromatolítica. Facies similares de tubos de gusanos calcáreos han sido descriptas por Von Bitter et al. (1990) y Campbell y Bottjer (1993). En la parte superior la micrita y las facies de gusanos son más raras, y los estromatolitos dómicos se encuentran apilados y dominados por laminas de cementos calcíticos. Otros organismos asociados con este biohermo son escasos, e incluyen amonites, ostrácodos, un gasterópodo, algún resto vegetal carbonoso y bioclastos muy dispersos.
La estructura interna de los estromatolitos consiste en finas láminas micríticas y peloidales sobre los que crecieron centrípetamente cementos de calcita fibrosa y botroidal en poros de origen primario y secundario temprano (Fig. 4c). Las láminas micríticas tienen un grosor de 50-200µ, mientras que las bandas de cementos fibrosos presentan grosores más irregulares, de hasta 1-2 mm. La laminación consiste en una alternancia de láminas micríticas y cementos, que son continuas en distancias de centímetros a varios decímetros. La escasa porosidad remanente tras la cementación temprana fue rellenada por cementos de calcita espática ferrosa, de origen tardío, y asociada a fracturación que posdata la cementación botroidal temprana.
Las facies de la Formación Los Molles lateralmente asociadas a este biohermo consisten en pelitas y margas laminadas de color gris claro, sin bioturbación u otras estructuras sedimentarias, entre las que se intercalan algunas turbiditas areniscosas de potencia centimétrica o decimétrica. Las facies finas son ricas en pequeños bivalvos de pared delicada identificadas como Bositra sp., del Jurásico medio (Damborenea, 1987), cuyos restos se hayan bien preservados, completos y con sus valvas unidas. También se encuentran amonites en diferentes estados de preservación, tanto aislados como concentrados en niveles, escasos ostreidos, y fragmentos vegetales carbonosos. No se han reconocido horizontes de condensación o mineralizaciones, aunque son frecuentes los nódulos carbonáticos con restos carbonosos en su interior.

Ambiente y procesos sedimentarios

Por las características del biohermo y de las facies lateralmente asociadas incluidas en la Formación Los Molles, se interpreta esta estructura como formada en condiciones de baja energía, por debajo del nivel base del oleaje de tormentas. Los argumentos que apoyan esta interpretación son la ausencia de estructuras sedimentarias, tales como marcas de corriente, intraclastos, o niveles de retrabajamiento; la preservación de la laminación original y la ausencia de bioturbación indican por su parte depositación en ambiente adverso para la colonización por organismos, relacionado con escasez de oxígeno. Un ambiente anaeróbico durante la depositación de la Formación Los Molles ha sido deducido así mismo en base a trazas fósiles (Poiré y del Valle, 1992). Por otro lado, la preservación de abundante materia orgánica carbonosa, fragmentos leñosos que habrían llegado flotando desde zonas de costa no lejanas hundiéndose al cargarse en agua, indica unas condiciones anaeróbicas. La abundancia de bivalvos del tipo Bositra sp., fauna oportunista que proliferó en ambientes hemipelágicos empobrecidos en oxígeno (ej. Duff, 1975; Kauffman, 1978; Etter, 1996) apoya esta interpretación. Los macroorganismos más frecuentes asociados a este biohermo son amonites, que normalmente se preservan en sedimentos profundos de baja energía. La concentración de éstos en algunos niveles lateralmente asociados al biohermo estromatolítico indicaría episodios periódicos de alta mortandad. Todos estos argumentos sugieren que esta estructura estromatolítica se formó en aguas relativamente profundas, de baja energía y muy poco oxigenadas. La profundidad de depósito se estima en un mínimo de alrededor de 50 m, bajo el nivel de oleaje de tormentas. Por otro lado, la geometría deposicional de clinoformas de areniscas cerca del techo de la Formación Los Molles, donde esta se interdigita y es cubierta por la Formación Lajas, de plataforma somera, indica una profundidad de depósito de al menos 40 m para las pelitas lateralmente equivalentes (McIlroy et al., 2002), profundidad que sería mayor en las áreas más distales de la cuenca que están representadas en la parte basal transgresiva de la Formación Los Molles.
En cuanto a los estromatolitos, sus geometrías (flancos sobreinclinados e invertidos) y facies (laminación interna, micritas peloidales) demuestran su origen orgánico, por lo que se pueden clasificar como microbialitas laminadas (sensu Burne y Moore, 1987, and Riding, 1991). Por analogía con otros ejemplos recientes y fósiles, se asume un origen relacionado con la actividad de cianobacterias fotosintéticas, aunque otros organismos como algas procariotas y bacterias quimiosintéticas también pueden estar implicadas en la formación de estromatolitos. La dirección de crecimiento, predominantemente de tendencia vertical, indicarían una dependencia de la luz solar, que significa crecimiento dentro de la zona fótica. La mayor concentración de estromatolitos en la parte superior del biohermo indicaría unas condiciones más propicias para su crecimiento, probablemente relacionadas con su crecimiento en condiciones ligeramente más someras, dada la creación gradual de un relieve sobre el fondo marino. Su apilamiento e interferencias en su crecimiento indican además una competencia por el espacio. La ausencia de macroorganismos fotótrofos y faunas características de aguas de plataforma somera apoyan, por su parte, depositación en un ambiente en el límite de la zona fótica. Formas microscópicas de crecimiento dendrítico identificadas como Frutexites MASLOV (ej. Böhm y Brachert, 1993) caracterizan ambientes afóticos, aunque estas podrían haberse formado en pequeñas cavidades oscuras. Su origen está discutido pero al parecer es una forma de crecimiento orgánica independiente de la luz diurna y a menudo relacionada con estromatolitos de aguas profundas (Böhm y Brachert, 1993). Las características del afloramiento parecen por lo tanto favorecer el origen por cianobacterias fotosintéticas, pudiendo haberse producido el crecimiento de las comunidades microbianas cerca del límite de la zona fótica. Teniendo en cuenta que esta puede alcanzar los 100 m de profundidad, con aguas claras, se limita el ambiente de depósito a entre 50 y 100 m de profundidad. Sin embargo, la intervención en la formación de los estromatolitos de bacterias quimiosintéticas, a las que se asocia en diversos ejemplos precipitación de carbonato en aguas profundas (ej. Sen Gupta, 1996; Kelly et al., 1995), no puede ser descartada.
El origen de laminación estromatolítica, constituida por finas láminas micríticas sobre las que crecen cementos tempranos fibrosos y botroidales (Fig. 4c), estaría relacionado con la nucleación temprana de carbonato sobre los tapices de cianobacterias. Este proceso de calcificación alterna con precipitación y entrampamiento de sedimento para formar estromatolitos. La superposición sedimento y de tapices bacterianos, que son a continuación reemplazados por cementos en una diagenesis temprana bajo la capa bacteriana activa, daría lugar a la laminación. El proceso continúa con la precipitación temprana de cementos fibrosos en poros primarios y secundarios en un ambiente marino. El resultado es una estructura rígida (framework) con un relieve sobre el fondo marino. Este proceso de calcificación asociado a cianobacterias ha sido documentado por Pentecost y Reading (1986) y Burne y Moore (1987), y está controlado biológicamente, aunque la precipitación del carbonato es inorgánica. Se produce en ambientes saturados en carbonato, que puede estar presente en el agua o provenir de fuentes profundas (Burne y Moore, 1987). La actividad fotosintética no es un proceso importante en la calcificación por cianobacterias, y Krumbein (1979) sugiere que el proceso puede producirse también por la acción de quimiobacterias. El proceso fue común en la formación de estromatolitos desde el Cámbrico hasta el Cretácico, aunque actualmente sólo se ha reconocido en ambientes de agua dulce (ej. Kempe et al., 1991). Estos últimos autores describen grandes biohermos formados por cianobacterias calcificantes y relacionados con la surgencia subacuática de aguas ricas en carbonato a profundidades de hasta 100 m de profundidad en un ambiente lacustre actual.

Por su parte, las facies micritas peloidales laminadas se interpretan, por comparación con facies análogas (ej. Chafetz, 1986; Brachert y Dullo, 1991), como precipitación micrítica por inducción bacteriana. Las facies de gusanos calcáreos han sido citados en numerosos ambientes relacionados con chimeneas hidrotermales submarinas (ej. Von Bitter et al., 1990; Tunnicliffe, 1992; Campbell y Bottjer, 1993; McArthur y Tunnicliffe, 1998; Little et al., 1999a y b), aunque las características, tamaño y asociación de facies de estos gusanos calcáreos difieren.
estromatolítico comenzó con precipitación de cementos tempranos fibrosos y botroidales en ambiente marino. Estos cementos, por su textura y características, habrían estado originalmente formados por calcita baja en magnesio o aragonito, habiendo sido posteriormente recristalizados a calcita baja en magnesio, aunque sin perder su textura original. Los cementos fibrosos y botroidales han sido a menudo señalados en asociación con surgencias subacuáticas hidrotermales y de metano, y habrían jugado un papel importante en el mantenimiento de una estructura rígida. Finalmente, la cementación tardía, que corresponde a la precipitación de calcita espática ferrosa, rellenó la porosidad remanente. Esta habría ocurrido en un ambiente diagenético burial de enterramiento profundo. No se han reconocido etapas de disolución, aunque hay si un episodio de fracturación que predata la diagénesis burial.

Modelo depositacional

Por lo que se refiere al origen de este anómalo crecimiento estromatolítico, y teniendo en cuenta su origen orgánico, se excluye su formación en un ambiente marino normal, debido a la excesiva profundidad y las adversas condiciones ambientales que se han deducido. El modelo que se propone en este trabajo se basa en las similitudes de este biohermo con otras estructuras semejantes (Campbell, 1992; Campbell y Bottjer, 1993; Kelly et al., 1995), en las que la precipitación de carbonato se produce en relación con la surgencia submarina de aguas ricas en metano en el fondo marino, y a cualquier profundidad. Estos ejemplos tienen en común la presencia de crecimientos carbonáticos anómalos con valores isotópicos carbono muy negativos (d13C por debajo de –30 por mil PDB) en una cuenca silicoclástica, en climas fríos o de altas latitudes, una asociación faunística de baja diversidad y alta abundancia, la presencia de cementos carbonáticos laminados fibrosos y botroidales, y la existencia cercana de elementos y conductos estructurales como fracturas, diaclasas, o diapiros. En el modelo propuesto (Fig. 5), análogo al propuesto por Kelly et al. (2000) para carbonatos asociados a aguas termales en Groenlandia, los fluidos profundos habrían circulado a través de fallas limitantes de depocentros del sin-rift, someramente enterrados bajo la estructura referida. Cuando estos fluidos alcanzan la superficie del sedimento, la oxidación al contacto con el agua marina resulta en precipitación de carbonato. La precipitación de carbonato puede ser además inducida y ayudada por la presencia de bacterias (Böhm y Brachert, 1993; McArthur y Tunnicliffe, 1998). El consumo del oxígeno presente en el agua mediante este proceso geoquímico habría intensificado las condiciones anaeróbicas deducidas por criterios sedimentológicos en el entorno del biohermo, así como por criterios paleontológicos para la Formación Los Molles (Poiré y del Valle, 1992). El flujo de estos fluidos puede ser difuso a través de conductos y poros en el sedimento, produciendo una surgencia localizada de extensión limitada (Campbell, 1992). Las similitudes del ejemplo aquí presentado con biohermos carbonáticos de aguas profundas asociados a surgencias de metano (coldseeps) incluyen su escala, el hecho de ser una estructura carbonatada aislada que creció en una cuenca silicoclástica en condiciones relativamente profundas y adversas, y sus facies asociadas. Estas últimas incluyen las facies de tubos de gusanos calcáreos (ej. Von Bitter et al., 1990; Campbell y Bottjer, 1993), la laminación bacteriana, y los cementos carbonáticos laminados fibrosos y botroidales. Sin embargo, no se conocen en otros ejemplos crecimientos estromatolíticos como los aquí señalados, lo que hace este ejemplo único. Otras diferencias con este ejemplo son la presencia de organismos quimiosintéticos que no dependen de la luz diurna (ej. ciertos bivalvos), y son comunes en muchos ejemplos de comunidades de aguas profundas. Estas estructuras carbonáticas se forman o formaron comúnmente en relación con chimeneas frías de metano (cold seeps) en ambientes tectónicamente activos, con numerosos ejemplos referidos en zonas de subducción (Kulm y Suess, 1990; Campbell 1992; Campbell y Bottjer1993; Kelly et al., 1995), aunque se conocen también ejemplos en zonas de tectónica distensiva (Gaillard et al., 1985; Beauchamp et al., 1989; Kelly et al., 2000). La ausencia de mineralización y acumulaciones de sulfatos asociados diferencia a las chimeneas de metano (cold seeps) de chimeneas hidrotermales.


Figura 5. Modelo depositacional, basado en trabajo de campo: ambiente sedimentario de plataforma distal profundo, en la zona fótica y bajo en nivel base del oleaje de tormenta, y migración de fluidos desde zonas profundas a través de las fallas limitantes de los depocentros del sin-rift.
Figure 5. Depositional model: distal platform deep-water environment with fluid migration through syn-rift depocentre-bounding faults.

En lo que se refiere al origen de estos fluidos profundos, podrían estar relacionados con procesos magmáticos en el subsuelo, posiblemente los mismos que resultaron en la actividad volcánica extrusiva e intrusiva que se refleja en el relleno de los infrayacentes depocentros del sin-rift. El gradiente térmico en esta etapa temprana de postrift sería aún alto, y el enterramiento de los materiales volcánicos infrayacentes es todavía somero.
Otro posible origen de los fluidos estaría en relación con la potencial presencia de acumulaciones de hidrocarburos en los depocentros del sinrift. Fluidos reductores (cold seeps) derivados de formaciones petrolíferas ascienden a la superficie sedimentaria a lo largo de fallas o de capas porosas. Algunos ejemplos de acumulaciones similares han sido citados en el Golfo de México (Roberts y Aharon, 1994) y Groenlandia (Kelly et al., 2000). La presencia de acumulaciones de hidrocarburos en el relleno profundo de la Cuenca Neuquina esta siendo puesta de manifiesto por la exploración petrolera. Debe considerarse pues la posibilidad de que este montículo, u otros similares, sea un indicador de la presencia de hidrocarburos en el subsuelo en el área durante el Jurásico. Por otro lado, al contrario que otros crecimientos carbonáticos de aguas profundas (ej. Walsurtian mounds), y a pesar de estar hospedada en rocas madre de hidrocarburos, este tipo de estructuras no serían de interés como roca almacén, dada su baja porosidad (importante cementación temprana) y su escasa importancia volumétrica.
Finalmente, y aunque muchas de las características de esta bioconstrucción hacen sospechar de un origen relacionado con chimeneas submarinas, los criterios de campo no son definitivos, y los datos no serán concluyentes hasta incorporar próximos análisis geoquímicos de isótopos estables. Este tipo de depósitos carbonáticos presentan comúnmente un registro de isótopos de carbono y oxígeno extremamente bajo (Campbell y Bottjer, 1993; Beauchamp et al., 1989; Kelly et al, 1995), por lo que los análisis isotópicos ayudaran en su interpretación y en la evaluación del modelo sedimentario propuesto.

Conclusiones

Un biohermo estromatolítico de 15 m de potencia y 60 m de diámetro hospedado en lutitas y margas de la Formación Los Molles, al suroeste de la Cuenca Neuquina, es interpretado en base a la geometría, litologías y asociaciones fosilíferas y de facies como formado en aguas relativamente profundas, bajo el nivel base de oleaje en tormentas y cerca del límite de la zona fótica, en aguas empobrecidas en oxígeno. Esta es la primera descripción de una estructura tal en la Cuenca Neuquina.
Se trata un crecimiento carbonatado anómalo formado en el fondo de una cuenca silicoclástica en un clima frío y a altas latitudes. Por comparación con estructuras análogas descriptas en la literatura se propone un modelo en el que se relaciona esta bioconstrucción con la efusión submarina de chimeneas de metano (cold seeps), que habrían favorecido la actividad bacteriana y la precipitación de carbonato en ambientes relativamente profundos de una cuenca silicoclástica.
El origen de estos fluidos podría estar relacionado con la actividad magmática que resulto en depósitos volcánicos en estructuras sin-rift, o con acumulaciones de hidrocarburos en los mismos depocentros, que se hayan someramente enterrados bajo los materiales estudiados. Las fallas sinsedimentarias limitantes de los depocentros, sobre una de las cuales se encuentra el biohermo, habrían actuado como conductos para la migración de los fluidos. Otro posible origen para estos fluidos estaría en relación con la presencia de hidrocarburos en el subsuelo jurásico de la Cuenca Neuquina. A pesar de estar hospedada en una roca madre, este tipo de estructura carecería de interés para la exploración, debido a su reducido volumen y porosidad.

Agradecimientos

Mi agradecimiento a la Royal Society of London, que financió una estancia en el Centro de Investigaciones Geológicas-Universidad de La Plata, durante la cual se desarrolló el presente trabajo. Los estudios de campo, centrados en la sucesión sin-rift en la Cuenca de Neuquén, se realizaron en 1999 como parte del South Atlantic Project de CASP, financiado dicho año por Exxon, Texaco y Anadarko. Agradezco especialmente a mis compañeros en el Centro de Investigaciones Geológicas, en especial a los Drs. Luis Spalletti y Juan Franzese, por recibirme en La Plata y por el apoyo prestado para la realización de este trabajo. También agradezco a la Dr. Claudia Armella, al Dr. Ricardo Palma y al Dr. Daniel Poiré por su exhaustiva revisión, correcciones y útiles sugerencias que me ayudaron a mejorar el manuscrito original. Finalmente mis agradecimientos al Dr. Simon Kelly, Dr. Toni Dickson, y a mis compañeros en CASP y en el Departamento de Ciencias Naturales de la Universidad de Cambridge, por sus sugerencias, ideas e interesantes discusiones.

Referencias bibliográficas

1. Beauchamp, B., H. R. Crouse, J. C. Harrison, W. W. Nassichuk y L. S. Eliuk, 1989. Cretaceous cold-seep communities and methane derived carbonates in the Canadian Arctic. Science 244: 53-56.         [ Links ]

2. Böhm, F. y T. C. Brachert, 1993. Deep water stromatolites and Frutexites MASLOV from the Early and Middle Jurassic of S-Germany and Austria. Facies 28: 145-168.         [ Links ]

3. Brachert, T.C. y W. C. Dullo, 1991. Laminar micrite crusts and associated foreslope processes, Red Sea. Journal of Sedimentary Petrology 61(3): 354-363.         [ Links ]

4. Burgess, P.M., S. Flint y S. Johnson, 2000. Sequence stratigraphic interpretation of turbiditic strata: An example from Jurassic strata of the Neuquén Basin, Argentina.         [ Links ]

5. Bulletin of the Geological Society of America 112(11): 1650-1666.         [ Links ]

6. Burne, R.V. y L. S. Moore, 1987. Microbialites: organosedimentary deposits of benthic microbial communities. Palaios 2: 241-254.         [ Links ]

7. Campbell, K.A. 1992. Recognition of a Mio-Pliocene cold seep setting from the Northeast Pacific convergent margin, Washington, USA. Palaios 7: p. 422-433.         [ Links ]

8. Campbell, K.A. y D. Bottjer, 1993. Fossil cold seeps. National Geographic Research & Exploration 9(3): 326-343.         [ Links ]

9. Chafetz, H.S., 1986. Marine peloids, product of bacterially induced precipitation of calcite. Journal of Sedimentary Petrology 56: 812-817.         [ Links ]

10. Damborenea, S.E., 1987. Early Jurassic Bivalvia of Argentina. Part II: Superfamilies Pteriacea, Buchiacea, and part of Pectinacea. Palaeontolgraphica Abt. A 199(4-6): 113-216.         [ Links ]

11. Digregorio, J.H. y M. A .Uliana, 1980. Cuenca Neuquina. En: J.C. Turner (Ed.) Geología Regional Argentina 2. Academia Nacional de Ciencias, Córdoba: 985-1032.         [ Links ]

12. Duff, K.L., 1975. Palaeoecology of a bituminous shale-the Lower Oxford Clay of central England. Palaeontology 18(3): 443-482.         [ Links ]

13. Ellis, P.M., P. D. Crevello y L. S. Eliuk, 1985. Upper Jurassic and Lower Cretaceous deep-water buidups, Abenaki Formation, Nova Scotia Shelf. En: P.D. Crevello y P.M. Harris (Eds.), Deep water carbonates. SEPM Coreworkshop 6: 212-248.         [ Links ]

14. Etter, W., 1996. Pseudoplanktonic and benthic invertebrates in the Middle Jurassic Opalinum Clay, northern Switzerland. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 126(3-4): 325-341.         [ Links ]

15. Gaillard, C., J. P. Bourseau, M. Boudeulle, P. Pailleret, M. Rio y M. Roux, 1985. Les pseudo-bioherms de Beauvoisin (Drome): un site hudrotherml sur la mege tethysienne a l'Oxfordien? Bulletin de la Societe Geologique de France, 8(1): 69-78.         [ Links ]

16. George, A.D., 1999. Deep-water stromatolites, Canning Basin, Northwestern Australia. Palaios 14: 493-505.         [ Links ]

17. Gulisano, C.A. y A. R. Gutierrez Pleimling, 1995. The Jurassic of the Neuquén Basin, a) Neuquén Province. 4th International Congress on Jurassic Stratigraphy and Geology, Field guide, Serie E, 2: 111 pp.         [ Links ]

18. Hoffman, P., 1974. Shallow and deepwater stromatolites in Lower Proterozoic platform-to-basin facies change, Great Slave Lake, Canada. American Association PetroleumGeologists Bulletin 58(5): 856-867.         [ Links ]

19. Kauffman, E.G., 1978. Benthic environments and paleoecology of the Posidonienschiefer (Toarcian). NeuesJahrb. Geol. Palaontol. Abh. 157: 18-36.         [ Links ]

20. Kelly, S., P. W. Ditchfield, P. A. Doubleday y J. D. Marshall, 1995. An Upper Jurassic methane-seep limestone from the Fossil Bluff Group forearc basin of Alexander Island, Antarctica. Journal of Sedimentary Research A65(2): 274- 282.         [ Links ]

21. Kelly, S., E. Blanc, S. P. Price y A. G. Whitham, 2000. Early Cretaceous giant bivalves from seep-related limestone mounds, Wollaston Forland, Northeast Greenland. En: E.M. Harper, J.D. Taylor y J.A. Crame (Eds.), The evolutionary biology of the Bivalvia. Geological Society of London Special Publication 177: 227-246.         [ Links ]

22. Kempe, S., J. Kazmierczak, G. Landmann, T. Konuk, A. Reimer y A. Lipp, 1991. Largest known microbialites discovered in Lake Van, Turkey. Nature 349: 605-608.         [ Links ]

23. Krumbein, W.E., 1979. Photolithotropic and chemoorganotrophic activity of bacteria and algae as related to beachrock formation and degradation, (Gulf of Aqaba, Sinai). Geomicrobiology Journal 1: 139-203.         [ Links ]

24. Kulm, L.D. y E. Suess, 1990. Relationship between carbonate deposits and fluid venting: Oregon accretionary prism. Journal of Geophysical Research B6: 8899-8915.         [ Links ]

25. Leanza, H. 1990. Estratigrafía del Paleozoico y Mesozoico anterior a los movimientos intermálmicos en la comarca del Cerro Chachil, Provincia del Neuquén. Revista de laAsociación Geológica Argentina 45(3-4): 272-299.         [ Links ]

26. Legarreta, L. y C. A. Gulisano, 1989. Análisis estratigráfico secuencial de la Cuenca Neuquina (Triásico Superior- Terciario inferior). En: G. Chebli y L. Spalletti (Eds.), Cuencas sedimentarias argentinas. Universidad Nacional de Tucumán. Serie correlación geológica 6: 221-243.         [ Links ]

27. Legarreta, L.A. y M. A. Uliana, 1991. Jurassic-Cretaceous marine oscillations and geometry of a back-arc basin fill, central Argentine Andes. International Association of Sedimentologist Special Publication 12: 429-450.         [ Links ]

28. Legarreta, L.A. y M. A. Uliana, 1996. The Jurassic succession in west-central Argentina: stratal patterns, sequences and paleogeographic evolution. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 120: 303-330.         [ Links ]

29. Little, C.T.S., J. R. Cann, R. J. Herrington y M. Morisseau, 1999a. Late Cretaceous hydrothermal vent communities from the Troodos opliolite, Cyprus. Geology 27(11): 1027- 1030.         [ Links ]

30. Little, C.T.S., R. J. Herrington, R. M. Haymon y T. Danelian, 1999b. Early Jurassic hydrothermal vent community from the Franciscan Complex, San Rafael Mountains, California. Geology 27(2): 167-170.         [ Links ]

31. Lund, M.J. y P. J. Davies, 1995. Deep-water calcareous algal buildups, eastern Australia. Geological Society of America Annual Meeting, Abstracts with Programs: 429.         [ Links ]

32. M. Gahagan y I. Dalziel, 1996. Mesozoic Evolution of SW Gondwana: Implications for the Hydrocarbon Potential of the Falkland/Malvinas Plateau area. CASP South Atlantic Project Report 3: 13 enclosures, 128 pp. Inédito.         [ Links ]

33. Mcarthur, A.G. y V. Tunnicliffe, 1998. Relics and antiquity revisited in the modern vent fauna. En: Little, C.T.S., R.J. Herrington, V.V. Maslennikov y V.V. Zaykov (Eds.), Modern ocean floor processes and the geological record. Geological Society of London Special Publication 148: 271-291.         [ Links ]

34. McIlroy, D., S. S. Flint, J. A. Howell y N. E. Timms, 2002. Sedimentology an sequence stratigraphy of aggradational meso/macrotidal systems: an example from the Middle Jurassic Lajas Formation, Neuquén Basin, Argentina. Sedimentology. En prensa.         [ Links ]

35. Pentecost, A. y R. Riding, 1986. Calcification in cyanobacteria. En: R. Riding and B.S.C. Leadbeater (Eds.) Biomineralisation in lower plants and animals. Special Volume Sistematic Association 30: p. 73-90.         [ Links ]

36. Preiss, W.V., 1976. Basic field and laboratory methods for the study of stromatilites. En: M.R. Walter (Ed.) Stromatolites, Developments in Sedimentology 20: p. 5- 13.         [ Links ]

37. Riding, R. 1991. Classification of microbial carbonates. En: R. Riding (Ed.) Calcareous algae and stromatolites, Springer Verlag, Berlin: p. 21-51.         [ Links ]

38. Roberts, H.H. y P. Aharon, 1994. Hydrocarbon-derived carbonate buildups of the northern Gulf of Mexico continental slope; a review of submersible investigations. En: P. Aharon (Ed.), Hydrocarbon seeps and vents, Geomarine Letters 14, 135-148.         [ Links ]

39. Sen Gupta, B.K., 1996. Survival of Foraminifera in dysoxic and anoxic environments of bacterial mats, Gulf o Mexico hydrocarbon seeps. Geological Society of AmericaAnnual Meeting, Abstracts with Programs 28(7): 39.         [ Links ]

40. Tunnicliffe, V., 1992. The nature and origin of the modern hydrothermal vent fauna. Palaios 7: 338-350.         [ Links ]

41. Vergani, G.D., A. J. Tankard, H. J. Belotti y H. J. Welsink, 1995. Tectonic evolution and paleogeography of the Neuquén Basin, Argentina. En: A.J. Tankard, R. Suarez Soruco y H.J. Welsink (Eds.), Petroleum basins of SouthAmerica. American Association of Petroleum GeologistsMemoir 62: 383-402.         [ Links ]

42. Von Bitter, P.H., S. D. Scott y P. E. Schenk, 1990. Early Carboniferous low temperature hydrothermal vent communities from Newfoundland. Nature 344: 145-148.         [ Links ]

43. Weaver, C.E., 1931. Paleontology of the Jurassic and Cretaceous of West-Central Argentina. Mem. University of Washington 1 (Chart 1).         [ Links ]

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