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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión impresa ISSN 0004-4822

Rev. Asoc. Geol. Argent. v.57 n.4 Buenos Aires oct./dic. 2002

 

Estratigrafía de la Formación del Crestón, sierra de Famatina, Argentina: Sedimentación paleógena en el antepaís andino?

F. M. Dávila1, R. A. Astini2

CONICET, Cátedra de Estratigrafía y Geología Histórica, Universidad Nacional de Córdoba, Av. Velez Sarsfield 299. ( 5000) Córdoba, Argentina.
1E-mail: fmdavila@com.uncor.edu
2E-mail: raastini@com.uncor.edu

RESUMEN. Se redescriben y analizan los espesos depósitos de la Formación del Crestón (>1700m) en el antepaís andino en la región del Famatina (Provincia de La Rioja), que en el pasado han sido relegados. Se definen sus paleoambientes y se discute su posición estratigráfica, edad y significado en el contexto de los depósitos sinorogénicos de la región del antepaís fragmentado. La unidad, dominantemente areno-conglomerádica y de color rojo-morada registra una evolución en dos megaciclos granoestratocrecientes que representan una progresión desde etapas con escaso relieve a depósitos gruesos que caracterizan sectores proximales de abanicos aluviales. En el megaciclo inferior se suceden barreales (fangosos y salinos), abanicos terminales y abanicos aluviales de baja eficiencia mientras que en el ciclo superior se suceden depósitos de barreales, depósitos de sistemas entrelazados mixtos y abanicos aluviales de alta eficiencia. La diferencia composicional entre los conglomerados cuspidales de cada ciclo permite asociar el primero a devastación de cúpulas y coladas volcánicas andesíticas mientras que el segundo se vincula con exhumación de cuerpos granitos que conforman parte del marco de antepaís fragmentado. En este trabajo, y a partir de relaciones de campo, los depósitos de la Formación del Crestón se consideran como antecesores de los clásicos depósitos sinorogénicos neógenos (Grupo Angulos) y se relacionan con evidencias aportadas por trazas de fisión y actividad orogénica en otras regiones de los Andes centrales para sostener que la unidad puede representar el registro más antiguo de la sedimentación de antepaís preservado en esta región. Asimismo, se infiere que el inicio de la fragmentación del antepaís andino y la evolución geológica de la región de Famatina es bastante más compleja de lo establecido con anterioridad.

Palabras clave: Formación del Crestón. Estratigrafía. Paleoambientes. Cuencas de antepaís. Depósitos sinorogénicos. Paleógeno. Neógeno. Andes Centrales. Antepaís fragmentado. Famatina.

ABSTRACT. Geology of the Del Creston Formation, Famatina Ranges, Argentina: Paleogene sedimentation in the Andean Foreland? Largely ignored thick (>1700m) dominantly conglomeratic and sandy red-purple strata of the Del Creston Formation in the Andean foreland in the Famatina Ranges (La Rioja Province) are analyzed and redefined. Its paleoenvironment stratigraphical position, age, and significance in the context of synorogenic Andean strata are discussed. The unit can be divided into two coarsening and thickening upward megasequences that record the geological evolution from low-relief to high-relief geomorphological stages, the latter represented by coarse deposits of proximal alluvial fans. Playa lake environments, distal alluvial fans, and low efficiency alluvial fans form the lower megacycle, whereas playa lake deposits, mixed braided systems and high efficiency alluvial fans constitute the upper megacycle. Conglomerate composition links the first megacycle with the erosion of andesitic flows and volcanic edifices, whereas the second cycle would be related to the exhumation of granite bodies that form part of the main framework of the broken foreland. The Del Creston Formation is considered here to be older than the classic Neogene synorogenic deposits (Angulos Group) based on fission track evidence and orogenic activity in other regions of the Central Andes. Hence, the beginning of the Andean broken foreland and its evolution in the Famatina region seems more complex than previously suggested.

Key words: Del Creston Formation. Stratigraphy. Paleoenvironments. Foreland Basin. Synorogenic deposits. Paleogene. Neogene. Central Andes. Broken foreland. Famatina.

Introducción

La etapa de la evolución andina comprendida entre el Mesozoico y el Neógeno es poco conocida y son escasas las menciones de estratigrafías que representen este lapso en la región andina central. A excepción de algunas edades en vulcanitas andesíticas de los Andes Chilenos (e.g. Levi et al. 1988, Sillitoe 1988, Charrier et al. 1996), trabajos estratigráficos de mayor detalle sólo se han referido al Paleógeno en los Andes de Bolivia y noroeste argentino (Sempere et al. 1997, Limarino et al. 1999, Kraemer et al. 1999, Galli y Hernández 1999, Horton y DeCelles 2001). El conocimiento de la evolución geológica de los Andes Centrales durante este intervalo sigue siendo una gran incógnita, caracterizándose en la literatura como una etapa relativamente tranquila y de transición entre posibles contextos extensionales y el inicio de la cuenca de antepaís.
La información geológica publicada sobre el Sistema de Famatina (Fig. 1) es escasa y poco se sabe de las regiones de difícil acceso. En su región central, por debajo de la espesa sucesión neógena (Grupo Angulos) afloran los "Estratos Famatinenses" que Bodenbender (1922) reconociera por sus características geológicas distintivas. Esta unidad rojo-morada y dominantemente conglomerádica, de más de 1700 metros de espesor, fue bautizada como Formación del Crestón por Turner (1960) y ha permanecido olvidada desde su última mención en De Alba (1979). Es claro, que a pesar de la dudosa edad de la Formación del Crestón, ésta se habría depositado con posterioridad al Pérmico, representado por las areniscas rojas de la Formación de la Cuesta (Turner 1960) y antes que la depositación del Neógeno (Aceñolaza et al. 1996). Esto permitiría prima facie ubicarla dentro de un intervalo poco conocido, pudiendo representar un eslabón perdido en la evolución temprana del orógeno andino (Dávila 2001).


Figura 1: Mapa geológico del Sistema de Famatina y ubicación de la región de estudio (Modificado de De Alba 1979 y Astini 1998).

A pesar que un gran número de estudios han tratado la evolución del relleno sinorogénico a lo largo del antepaís andino en el oeste y noroeste argentino (Jordan y Alonso 1987, Reynolds 1987, Tabbutt 1990, Tankard et al. 1995, Salfity et al. 1996, Galli y Hernández 1999, Ramos 1999, 2000), los espesos paquetes de la Formación del Crestón no han sido involucrados en dicho tratamiento. Asimismo, estos han sido ignorados en las recientes recopilaciones de la geología del Famatina (Aceñolaza et al. 1996, Caminos 1999). Según su posición estratigráfica la Formación del Crestón constituiría uno de los pocos registros preneógenos del antepaís andino externo.
El principal objetivo de este trabajo es describir la geología de la Formación del Crestón con énfasis en la estratigrafía y sus paleoambientes de sedimentación, sentando las bases para encarar en trabajos sucesivos, el análisis de la cuenca donde se habría acumulado esta potente secuencia sedimentaria. Durante los trabajos de campaña se levantaron columnas sedimentarias en las quebradas de arroyo Molle, arroyo Las Pircas, río El Durazno, río el Cajón, río Cachiyuyo y río Chaschuil (Fig. 2), siendo este último el lugar de mejor exposición para su estudio.


Figura 2:. Mapa de detalle de la región de estudio y sección geológica (región central del Famatina, véase ubicación en la Fig.1).

Marco geológico general

El área de estudio se encuentra ubicada en la provincia de La Rioja, departamento de Famatina, entre las latitudes de 28°30' y 28º45'S aproximadamente, coincidiendo con las localidades de Angulos al S y la de Campana al N (Figs. 1 y 2). En esta región una potente sucesión de estratos sinorogénicos se ubican entre la sierra de Paimán y el Cordón de la Cumbre de la sierra de Famatina. La zona está comprendida en las hojas geológicas 15c de Vinchina (Turner 1964) y 15d de Famatina (Turner 1971), cubriendo parte de lo que Astini (1998) denominó región central del Sistema de Famatina.
La sierra de Famatina se ubica dentro del Sistema de Famatina (Petersen y Leanza 1953), unidad morfoestructural que con rumbo general N-S, se extiende a lo largo de casi 400 km entre los 27º y 31º de latitud S (Fig. 1). Desde un punto de vista regional esta comarca limita con la Precordillera hacia el O, la Puna hacia el N y las Sierras Pampeanas hacia el E y NE, abarcando la provincia de La Rioja y parte sur de la provincia de Catamarca. Si bien esta región comparte una historia paleozoica superior-cenozoica con otras regiones a lo largo del antepaís andino (Salfity y Gorustovich 1983; Jordan y Alonso 1987, Salfity et al. 1996), difiere en su historia geológica temprana, caracterizada por potentes secuencias cambro-ordovícicas marinas con actividad magmática asociada (ver De Alba 1979, Aceñolaza et al. 1996, Astini 1998, 1999).

El estilo estructural de la sierra de Famatina ha sido definido como una típica faja plegada y corrida, caracterizado por estructuras plegadas con núcleos de Paleozoico superior e inferior y flancos fallados sobre depósitos sinorogénicos, sobrecorridos por el Cordón de la Cumbre (Astini 1998) (Fig. 2). El Sistema de Famatina ha sido enmarcado dentro del antepaís fragmentado (Jordan y Allmendinger 1986, Jordan 1995), donde el basamento participa de la deformación. Esta región del antepaís andino se desarrolla sobre una faja de subducción de bajo ángulo (Barazangi y Isacks 1976, Jordan et al. 1983). Pese a su posición externa en el antepaís, la sierra de Famatina presenta elevaciones superiores a los 6000 m de altura por encima del nivel de mar. Constituye así una de las regiones con tasa de alzamiento más elevadas de la cadena andina central (Tabbutt 1990).

El Grupo Angulos (Turner 1962) compuesto por las Formaciones del Abra, del Buey y El Durazno, junto con la Formación Santa Florentina (De Alba 1979); representan tradicionalmente la sedimentación del antepaís en la vertiente oriental del Famatina. Estos depósitos que registran la sedimentación a partir de 6,9±1,2 Ma (Tabbutt 1990) constituyen lo que ha sido denominado en otras comarcas geológicas como depósitos sinorogénicos (Ramos 1999) y su estudio es fundamental para entender la evolución estructural de la región durante la Orogenia Andina. A ellos debe sumársele la Formación del Crestón que, como se discute más adelante, constituye la primer unidad del ciclo andino en la región.

La Formación del Crestón se dispone formando los flancos más externos de un anticlinal (anticlinal Los Colorados) que expone un núcleo paleozoico de unidades ordovícicas, carboníferas y pérmicas en la región del río Cachiyuyo (Fig. 2). Este anticlinal, levemente asimétrico, que fuese cartografiado oportunamente por Turner (1971) y Astini (1998), está flanqueado por el este por un corrimiento que sobrepone a la Formación de la Cuesta de edad pérmica sensu lato (Turner 1964) por sobre niveles conglomerádicos de la Formación del Crestón. Su espesor aflorante aumenta hacia el N donde se ubica el cierre periclinal de la estructura (Fig. 2).

La Formación del Crestón

La Formación del Crestón aflora en el borde oriental de la sierra de Famatina entre el corrimiento principal del cordón de la Cumbre y la localidad de Angulos, en fajas submeridionales (Fig. 2). Se trata de un conjunto de conglomerados y areniscas con intercalaciones de limolitas y nódulos de yeso (Fig. 3) de color morado que generalmente resaltan del paisaje formando crestas elevadas. Se apoya en discordancia sobre depósitos pérmicos de la Formación de la Cuesta y se encuentra sobrecorrida por encima del Grupo Angulos de edad neógena (Tabbutt 1990), a través de una falla inversa N350º/50ºO con estrías de falla 260º/50º que indican un movimiento techo hacia el E (Figs. 2 y 4a). Estas sedimentitas carecen de restos fósiles lo que ha dificultado la determinación de su edad.


Figura 3: Columna estratigráfica de la Formación del Crestón (1790 m).


Figura 4: a, Contacto por falla inversa entre la Formación del Crestón (FDC) y la Formación del Abra (FDA) (Neógeno) sobre el Puesto el Durazno, b, contacto entre la Formación del Crestón y el Pérmico en la región de la Yesera (ver Fig. 2). Inmediatamente por encima de la flecha se observa el miembro limoarenoso inferior que pasa hacia arriba al miembro de conglomerados inferiores. Obsérvese el arreglo grano estrato creciente que representa la megasecuencia o ciclo inferior. c, Vista al SE del miembro de conglomerados inferiores en el Puesto las 3 Juntas (Fig. 2). Las flechas marcan ciclos con arreglo grano estrato decreciente dentro del miembro.

Entre los trabajos que hacen referencia a la Formación del Crestón cabe mencionar los realizados por Bodenbender (1922 y 1924), Groeber (1940), Tognon (1945), Turner (1962, 1964 y 1971), Parker (1974) y De Alba (1979). También Sosic (1972) y Maisonave (1979) se refieren a la Formación del Crestón, al correlacionarla con unidades expuestas en regiones aledañas. Turner (1964) y De Alba (1979) la correlacionaron con las facies volcánicas del Choiyolitense o Grupo Choiyoi aflorantes en la Precordillera y Cordillera Frontal de Mendoza, Maisonave (1979) con la Formación Vinchina aflorante al oeste de Famatina y Parker (1974) con las Formaciones Las Tamberías, del Áspero, Lagarcito y Grupo del Cerro Overo aflorantes en la región del Bolsón de Talampaya y nordeste de la Precordillera. Recientemente, Limarino et al. (2000) correlacionaron con reservas a la Formación del Crestón con la Formación La Ciénaga del Río Huaco (Precordillera central) de edad cretácica. Es preciso hacer notar que este abanico de posibilidades se basa en el desconocimiento de la estratigrafía y sedimentología detallada de la Formación del Crestón.
La Formación del Crestón se prolonga hacia el norte dentro de las Hojas 14c, Cerros Cuminchango (Maisonave 1979) y 14d, Tinogasta (Sosic 1972) y a pesar de su conexión cartográfica, ha sido designada con distintos nombres formacionales (Formaciones Río Colorado y Vinchina). En este trabajo se unifican los distintos nombres con que se conocen a esta unidad (ver cuadro 1).


  Cuadro 1: Correlaciones y distintas designaciones para la Formación del Crestón.

La unidad puede ser dividida en cuatro miembros informales (Fig. 3). El miembro limoarenoso basal se caracteriza por el desarrollo de 70 m de pelitas y areniscas finamente estratificadas, aunque incluye en su base un conglomerado fino de extensión regional y espesor variable entre 0,5-2 m (Fig. 3 y 4b). Le suprayace en forma neta el miembro de conglomerados inferiores (porfiritas de Turner 1964), matriz soportados y de composición predominantemente volcánica, de aproximadamente 450 m de potencia (Fig. 3 y 4c). Le sigue el miembro arenoso intermedio con un espesor aproximado de 900 m de espesor, caracterizado por su ritmicidad interna y la alternancia de conglomerados y microconglomerados clasto soporte, con intercalaciones de delgados bancos limoarenosos (Fig. 3 y 5a). La formación culmina con el miembro de conglomerados superiores que posee un espesor aproximado de 370 m que se caracteriza por generar relieves prominentes. Este último está formado principalmente por conglomerados arenosos y clastosoportados de composición granítica (Fig. 3 y 5a).


Figura 5: a, Miembro arenoso intermedio en la quebrada del Cajón (Fig. 2), representado por la asociación de facies de areniscas y conglomerados multiepisódicos. La flecha marca el comienzo del miembro de conglomerados superiores. Nótese el arreglo grano estrato creciente que representa la megasecuencia o ciclo superior. b, Asociación de facies de barreales fangosos e interfluvios áridos. Obsérvese el desarrollo reiterado de niveles con grietas de desecación. c, Niveles laminares con yeso correspondientes a la asociación de facies de barreales salinos y lagos efímeros. d, Yeso nodular de la asociación de facies de barreales salinos y lagos efímeros.

Edad de la Formación del Crestón

La edad de la Formación del Crestón ha sido muy discutida durante años y asignada alternativamente al Mesozoico o al Cenozoico (ver cuadro 1). Así, Bodenbender (1922), Groeber (1952) y Turner (1964) adjudicaron a la formación una edad triásica sobre la base del estudio de clastos de rocas volcánicas presentes en el tramo basal, correlacionándolos con el "Choiyoilitense" de la Precordillera y Cordillera Frontal. Más tarde, Bodenbender (1924), Bossi (1977) y De Alba (1979) propusieron una edad cretácica, basándose en la posición estratigráfica intermedia entre el Pérmico y el Neógeno. Asimismo, en un trabajo reciente, Limarino et al. (2000) correlacionaron con reservas a la Formación del Crestón con la Formación Ciénaga del Río Huaco de edad cretácica. Otros trabajos como Groeber (1940) y Maisonave (1979) la adjudican al Terciario. La suposición de Maisonave (1979) se basa en una equivalencia litoestratigráfica con la Formación Vinchina, de edad miocena superior (Tabbutt 1987, 1990, Tabbutt et al. 1989). Finalmente, Parker (1974) ubicó estratigráficamente a los "estratos famatinenses" (entre ellos la Formación del Crestón) dentro de un "piso estructural" comprendido entre el Terciario inferior y el Triásico superior. Según el autor, estas unidades definen una gran cuenca sedimentaria de ambiente continental, limitada por las primeras estribaciones cordilleranas al oeste y las Sierras Pampeanas al este.

Asociaciones de facies

Las asociaciones descriptas fueron diferenciadas sobre la base del agrupamiento estratigráfico natural y considerando datos sedimentológicos levantados en el campo. Se distinguieron 5 asociaciones de facies (Fig. 6 y cuadro 2): A) de ambientes de barreales fangosos e interfluvios áridos, B) de barreales salinos y lagos efímeros, C) de conglomerados fango soportados, D) de areniscas y conglomerados multiepisódicos, E) de conglomerados arenosos y clastosoportados.


Figura 6: Columna estratigráfica sintética con detalles representativos de las asociaciones de facies: a, asociación de facies de barreales fangosos e interfluvios áridos, b, asociación de facies de conglomerados fango soportados, c, asociación de facies de barreales salinos y lagos efímeros, d, asociación de facies de areniscas y conglomerados multiepisódicos y e, asociación de facies de conglomerados arenosos y clastosoportados. Barras a la derecha de la columna indican megaciclos.

 
Cuadro 2: Asociaciones de facies de la Formación del Crestón.

Asociación de ambientes de barreales fangosos e interfluvios áridos

Constituye la casi totalidad del miembro limoarenoso inferior de la Formación del Crestón. Asimismo, se desarrolla en el miembro arenoso intermedio, particularmente en su porción inferior. La mejor exposición puede estudiarse sobre un filo ubicado a aproximadamente 100 m hacia el N del puesto de los Damascos (Fig. 2). Está constituida por una alternancia rítmica de limolitas y arcillitas delgadas laminadas y macizas y areniscas finas a muy finas, delgadas a medianas (Fig. 5b y 6a), con coloración morada. La estratofábrica es delgada a muy delgada y geométricamente los depósitos poseen una marcada tabularidad. Entre la sedimentación fina de fondo se intercalan capas de areniscas medianas a gruesas, a veces sabulíticas, de geometría también tabular.
Las areniscas, fangosas en general, constituyen capas con geometría tabular y muy buena continuidad lateral e, internamente, son macizas, gradadas o laminadas. Entre estas últimas es frecuente el desarrollo de laminación cruzada con muy bajo ángulo u ondulaciones de baja amplitud con longitudes de onda métrica seguidas de trenes de ondulitas asimétricas y escalonadas. Algunos niveles muestran microondulitas simétricas con tapices limoarcillosos cubriendo los valles. Grietas de desecación (Fig. 5b) y marcas de lluvia se desarrollan en forma recurrente en esta asociación.

Una característica sobresaliente de esta asociación es el desarrollo de bioturbación, que en ocasiones oblitera la estructura interna de las capas. Es común la presencia de tubos de 2-3 mm de diámetro y 2-3 cm de largo, con disposición oblicua hasta perpendicular a las capas (Fig. 6a), rellenos con areniscas de granulometría media (350-500 Mm). También aparecen protuberancias elipsoidales asimétricas del orden del centímetro en la base de algunos estratos que se asemejan a trazas formadas por la actividad de organismos detritíboros.

Algunos niveles de limolitas y areniscas finas de esta asociación tienen abundantes cristales de yeso prismático intercrecidos que le otorgan un aspecto moteado.

Las intercalaciones de areniscas medianas y gruesas hasta sabulíticas poseen remarcable continuidad lateral (> 1000 m) y poseen un arreglo interno gradado normal que contrasta con el fondo limo-pelítico. Su espesor es mediano a delgado. Comienzan con base neta erosiva sobre la que se dispone el término más grueso (areniscas sabulíticas) que incluye frecuentes intraclastos pelíticos. Le sigue un termino laminado con laminación paralela difusa dispuesta en sets de algunos centímetros de espesor que con frecuencia se truncan con bajo ángulo. En ocasiones las láminas presentan ondulaciones de longitud de onda métrica. Finalmente, los topes están coronados por trenes de ondulitas, comúnmente asimétricas escalonadas y afectadas por deformación convoluta. Las paleocorrientes medidas indican sentido general hacia el este. En algunos topes se registran ondulitas de oleaje y grietas desecación, en otros casos una cubierta pelítica recubre pasivamente al depósito arenoso.

Interpretación: El predominio de la sedimentación fina permite inferir el dominio de sedimentación marginal con intervalos de decantación interrumpidos por tracción de bajo régimen flujo, tanto uni como bidireccional. Algunas evidencias indicarían que durante cierto tiempo estas planicies habrían estado cubiertas por agua. No obstante, los colores rojo-morados y la frecuente intercalación de niveles con grietas de desecación, y retrabajo de oleaje indican ambientes muy someros a subaéreos y relativamente áridos. La bioturbación en algunos niveles indica una cierta actividad biológica desarrollada en algunos intervalos mientras que la cristalización de evaporitas indica la importancia de los fenómenos de evaporación, que habrían conducido a fenómenos de precipitación intrasedimentaria.

Los niveles arenosos, más continuos, se habrían formado a partir de flujos turbulentos en alto régimen desconfinado. La ausencia de evidencias de acreción lateral, la geometría tabular de las areniscas, su gradación interna y la secuencia de estructuras es compatible con la depositación en mantos de crecida (Olsen 1989). La facies de mantos de crecida (sheet floods) aparece en forma recurrente intercalada dentro de la asociación y refleja la presencia esporádica de lluvias torrenciales en el sistema (Reid y Frostick 1987), que habrían incrementado la capacidad de arrastre, llevando materiales arenosos a mayor distancia durante eventos dominados por flujos turbulentos en alto régimen de flujo. Estos habrían construido lóbulos distales en los sistemas efímeros dominados por finos (cf. Parkash et al. 1983), hecho que queda reflejado por la disminución progresiva de las condiciones de régimen de flujo como lo indican las estructuras sedimentarias. La actividad de organismos dentro de algunos niveles indica la naturaleza episódica de eventos de inundación, aspecto usual de los ambientes semiáridos. Asi mismo, los parches de arcilitas entre las zonas deprimidas de las microndulitas y las cubiertas pelíticas reflejan la decantación posterior a un evento de inundación.

Puede concluirse que la asociación caracteriza a depósitos de barreales y abanicos y desbordes de canales efímeros (cf. Stear 1983, Tunbridge 1984). No obstante, puede alternativamente tratarse de una asociación de desborde en interfluvios áridos de ríos alóctonos (e.g. río Nilo).

Asociación de barreales salinos y lagos efímeros

Esta asociación de facies presenta características de estratofábrica muy similares a las de la asociación de barreales fangosos e interfluvios áridos y se desarrolla en transición a ella, particularmente, en el tramo basal del miembro limoarenoso inferior y del miembro arenoso intermedio (Fig. 6). Dentro de ella, es común la presencia de yeso laminar y también de yeso nodular distribuido homogéneamente dentro de niveles limoarenosos estratigráficamente acotados (Figs. 5c y d). En algunos niveles, los nódulos han distorsionado totalmente la estructura primaria del depósito llegando a alcanzar hasta 20-30 cm de diámetro. En otros casos la distribución nodular es homogénea y la fábrica es en malla (chicken wire texture) a través de espesores del orden del metro. En ocasiones, cuando el crecimiento de yeso ha sido más localizado se observan estructuras enterolíticas y gradación de yeso prismático intercrecido con distinta densidad en la sedimentación detrítica de fondo.
En general, los paquetes con buena proporción de yeso primario, contienen también gran cantidad de yeso secundario, de tipo selenítico, en forma de relleno de fracturas y venillas con desarrollo de fibras perpendiculares a las paredes de grietas y clivaje de fractura.

Interpretación: La sucesión de yeso prismático intrasedimentario y yeso nodular, en malla y enterolítico forman la secuencia típica de llanuras hipersalinas con decapitación parcial o total del término subácueo. Este último caracterizado por crecimiento prismático de cristales coalescentes de yeso en chevrón es típico de depósitos hipersalinos lacustres (Shearman 1978, Schrieber 1986) y no está representado. Por esta razón, se favorece un ambiente de freáticas subsuperficiales hipersalinas, sobresaturadas en sulfato, que habrían favorecido la precipitación cíclica de yeso intrasedimentario con distinta tasa de crecimiento de acuerdo a las variaciones de la tasa de evaporación. Este ambiente es común de zonas distales en abanicos aluviales de clima árido, en la zona de barreales fuera de la influencia de depósitos gruesos en depresiones intermontanas y en interfluvios de ríos alóctonos distales con fases de aridez climática.
Tanto la estratofábrica tabular delgada y la muy buena continuidad lateral de este intervalo, como su asociación con la facies de barreales fangosos (asociación A) permiten inclinarse por un marco vinculado a depresiones intermontanas endorreicas, del tipo de los barreales y su transición a lagos efímeros salinos. No obstante, a pesar de reconocerse procesos de retrabajo por oleaje (trenes de ondulitas y microondulitas simétricas) en los niveles más arenosos, la ausencia de facies de yeso coalescente es crítica para descartar la presencia de cuerpos hipersalinos perennes en clima árido.

Desde el punto de vista climático, la sedimentación indica dominio de procesos de evaporación con baja tasa de sedimentación y fluctuación periódica de la freática subsuperficial. Estas características son dominantes en ambientes de barreales salinos intermontanos (Lowenstein y Hardie 1985), que podrían ser considerados en pequeña escala como análogos de una cuenca lacustre subalimentada (underfilled lake basin de Carroll y Bohacs 1999).

Asociación de conglomerados fango soportados

El miembro de conglomerados inferiores, de composición volcánica, está representado casi en su totalidad por esta asociación (Fig. 4c y 6). En menor proporción está presente en el miembro de conglomerados superiores, aunque en este caso son de composición granítica. Presenta una buena exposición en el curso superior del río El Durazno, hasta la bifurcación con la quebrada del Cajón (Fig. 2). Está formada por conglomerados matriz soportados mal seleccionados de color morado a pardo oscuro que exhiben estratofábrica cruda (Fig. 6 y 7a). Dentro de esta asociación, pueden reconocerse agrupamientos de conjuntos de bancos de distinto orden, incluyendo cuerpos mayores de varios metros de espesor (25-75 m) (Fig. 4c) separados por intervalos de muy reducido espesor (menor al metro) con estratificación mejor desarrollada y granulometrías promedio más finas (Fig. 6 y 7a). A la mesoescala no existe dentro de los cuerpos mayores un arreglo granulométrico marcado en la estratofábrica, salvo por una leve disminución del espesor de las capas aparejado a una disminución en el tamaño de grano. Esto se observa a la macroescala, donde la sutil disminución de espesores y granulometrías se manifiestan como particiones "finas" a la escala del afloramiento. La geometría de los cuerpos mayores es tabular, con continuidad lateral en afloramientos del orden del kilómetro. Los contactos entre los distintos cuerpos como así también entre las diferentes camadas interiores son por lo general no erosivos y suavemente ondulados. En ocasiones se observan clastos sobredimensionados proyectados hacia arriba (protrusión).


Figura 7: Columnas estratigráficas simplificadas mostrando las variaciones de espesor de los distintos miembros en sentido este-oeste y norte-sur. Ver ubicación de cada columna (A, B, C, D y E) en el mapa de la figura 2.

Internamente a los cuerpos de mayor espesor existen camadas o bancos de aproximadamente 3 y 7 m de potencia que reflejan agrupamientos de capas amalgamadas (Fig. 6e). Sutiles variaciones texturales o gradaciones permiten en ocasiones diferenciar los eventos individuales. Dentro de estos bancos el promedio de los espesores de capas, cuando son reconocibles, varía entre 1,5 y 0,3 metros. Internamente, las capas son dominantemente macizas, con clastos sobredimensionados distribuidos azarosamente. Localmente, por su angulosidad, presentan texturas de brechas. Ocasionalmente, se observan gradaciones inversas en la base de capas y muy rápidas gradaciones normales en los topes. La fábrica dominante es matriz soportada. En algunos niveles, en proporción subordinada, los clastos están en contacto y agrupados, aunque con desarrollo muy pobre de la imbricación. Estos indican un predominio de corrientes dirigidas al este. En forma muy subordinada hay desarrollo de microconglomerados matriz soportados que pueden tener entre 1 y 1,5 m de espesor.
El tamaño máximo de los clastos está entre 30 y 40 cm, con un tamaño promedio aproximadamente acotado entre 5-10 centímetros. Estos se hallan inmersos en una matriz de arena gruesa mal seleccionada con importante proporción de fango intersticial. Clastos, gránulos y granos de arena en general son angulosos, subangulosos y subredondeados y, en general, cuanto mayor es el tamaño de clasto mayor es el redondeamiento. En cuanto a su composición, los clastos son casi en su totalidad fragmentos de rocas volcánicas de textura porfírica y composición de fenocristales andesítica (fenoandesita). Los fenocristales son de plagioclasa, minerales ferromagnesianos y opacos. Son escasos los clastos de líticos graníticos y sedimentarios (<<0,5%), siendo los últimos lo de menor representatividad. La matriz, a veces con alteración carbonática, está formada principalmente por fragmentos de rocas volcánica de tamaño arena gruesa hasta sabulítica. También la componen cuarzo, plagioclasa y escasos líticos de origen granítico.

Interpretación: La mala selección, la textura angulosa y el predominio de matrices fangosas del grueso de los depósitos de la asociación de facies es típico de flujos de detritos dominados por mecanismos cohesivos (Postma 1986) y reología viscosa-laminar (Pierson y Costa 1987, Whipple 1997). Las relaciones entre espesores y tamaños máximos es consistente con depósitos de flujos de detritos cohesivos (Nemec y Steel 1984). Las geometrías como las texturas descriptas indican escaso transporte desde el área fuente. La composición relativamente monomíctica indica escasa mezcla, lo que puede ser tomado como otra evidencia de proximidad al área fuente. Esta asociación es típica de abanicos de baja eficiencia (Colombo 1992) donde los procesos constructivos dominantes son los flujos de detritos. En general tipifican a sistemas de abanicos aluviales con escasa dispersión de sedimentos y pequeño radio de curvatura, vinculados con relieve joven y con cuencas imbríferas pequeñas (Blair y McPherson 1994).
Si comparamos con otras secuencias sedimentarias similares, esta asociación de facies correspondería a depósitos proximales de abanico aluvial, próximos al ápice del abanico y donde las pendientes son por lo general de entre 12.9º y 9.1º (Blair y McPherson 1992). Debido a la composición volcánica de la asociación, podría considerarse que el área fuente estaba formada predominantemente por material volcánico.

Asociación de areniscas y conglomerados multiepisódicos

Esta asociación es propia del miembro arenoso intermedio de la Formación del Crestón, estando mejor expuesta en el perfil de la quebrada del río Chaschuil (Fig. 2). Se trata de areniscas finas, medias, gruesas, muy gruesas y sabulíticas intercaladas con bancos lenticulares areno-conglomerádicos que se disponen en cuerpos de arreglo cíclico y espesores variables (Fig. 3, 5a y 6), pero de orden métrico (hasta 10 m de potencia) y colores rojos-morados pálidos.
Según la relación extensión lateral versus espesor (Miall 1985) pueden separarse dos geometrías de cuerpos: a) bancos tabulares de areniscas con participación secundaria de conglomerados de intraclastos y menor participación de extraclastos y b) cuerpos lenticulares con aspecto de canales amplios con relaciones extensión lateral/ espesor superiores a 100 y sólo localmente incisivos (Fig. 6d). Los cuerpos tabulares poseen espesores variables y su continuidad lateral en dirección perpendicular a la dirección de paleocorrientes es muy superior a 100 metros. Estos bancos poseen una marcada recurrencia y tienen bases erosivas y desarrollo gradado normal, culminando en los topes con niveles limosos y limoarcillosos con rasgos pedogenéticos incipientes (Fig. 6). Localmente presentan estructuras de corte y relleno (0,5 m de profundidad) en la base con abundantes intraclastos pelíticos incluidos en las areniscas sabulíticas del relleno basal (Fig. 3 y 6). Los intraclastos (5-10 cm de largo) se disponen con el eje b imbricado y transversal al flujo a(t)-b(i). Intraclastos aislados de tamaño bloque (0,50 m por 0,25 m) suelen disponerse próximos a la base. A los conglomerados basales, no siempre presentes, comúnmente le siguen sets con estratificación cruzada en artesa y planar en ocasiones alternando con capas con laminación paralela difusa (Fig. 3 y 6). En el tope es común el desarrollo de trenes de ondulitas asimétricas donde los contactos entre sets escalonados quedan remarcados por acumulación de pesados. Localmente los niveles con ondulitas escalonadas están deformados con laminación convoluta.

En ocasiones la estructura interna de los bancos es maciza y sólo se advierten particiones finas sutiles o alineamientos de intraclastos entre bancos consecutivos. En secciones transversales a la dirección del flujo se reconocen ocasionales superficies diagonales asintóticas (sigmoides) (Fig. 3).

Los cuerpos lenticulares poseen una mayor proporción de conglomerados y se caracterizan por tener bases netas onduladas y rellenos gradados y gradado-estratificados con variedades paralelas, paralelas difusas y cruzadas (Fig. 6). Entre la estratificación cruzada dominan la de tipo planar y la de bajo ángulo. Estos conglomerados poseen imbricación dominante de tipo a(t)-b(i), indicando paleocorrientes hacia el este (Fig. 3).

Desde el punto de vista composicional existe un cambio gradual y progresivo en sentido vertical. No obstante, en general puede clasificarse a las areniscas como lítico-feldespáticas, siendo los conglomerados polimícticos. Estos últimos están dominados por clastos de rocas graníticas, volcanitas (andesíticas y riolíticas), sedimentarias y de cuarzo. Entre los de naturaleza sedimentaria son mayoritarios los de areniscas rojas del Paleozoico superior y verdosas del Paleozoico inferior de la región. Aspectos más detallados al respecto son objeto de un trabajo separado.

Interpretación: Esta asociación correspondería a depósitos fluviales multiepisódicos. Tanto las geometrías descriptas como la secuencia de rellenos gradados y ciclicidad del depósito indican una recurrencia de canales fluviales que comienzan con una fase erosiva y gradualmente decrecen en su intensidad de transporte. Conglomerados de intraclastos y grandes bloques pelíticos se interpretan como producto de incisión local de las márgenes e inestabilidad de los canales. La gradación granulométrica junto con la secuencia de estructuras indican regímenes de flujo decrecientes hacia el tope de los bancos lo cual puede vincularse con secuencias de barras de espolón. Desarrollo incipiente de paleosuelos es propio de depósitos de llanura. La megaestratificación sigmoidal transversal a la dirección de las paleocorrientes implica una cierta sinuosidad (migración lateral) de los cursos fluviales y se interpreta como superficies de acreción lateral. No obstante, su escasez indica que los fenómenos de avulsión habrían predominado ante la migración lateral. La escasa proporción de finos preservada y frecuente amalgamación entre capas indican gran movilidad de los cauces con relación a la tasa de hundimiento. Los espesores de bancos y las granulometrías promedio son compatibles con ríos entrelazados mixtos areno-gravosos de caudal perenne. Las variaciones texturales y geométricas descriptas son compatibles con la variación esperada en depósitos de ríos entrelazados.

Asociación de conglomerados arenosos

Caracteriza al miembro de conglomerados superiores (Fig. 3 y 5a) y está mejor representada en la vertiente occidental de la quebrada del Cajón (Fig. 2) donde suprayace al miembro arenoso intermedio. Se trata de conglomerados gruesos arenosos (tanto clastosoportados como matriz soportados) con estratificación cruda, composición granítica y colores rosados.
La estratofábrica es cruda tratándose de cuerpos poco diferenciados y aspecto tabular a la macroescala, englobados en cuerpos mayores de geometría mantiforme e intermedia con contactos netos ondulados de varios metros de espesor (Fig. 6). En detalle se trata de conglomerados pobremente seleccionados con escasa estructuración interna y ocasionales niveles clastosoportados e imbricados indicando sentidos de las corrientes hacia el este. Los tamaños promedios oscilan en un rango de 10-30 cm, alcanzando los tamaños máximos 1 m de diámetro. Desde el punto de vista textural, los clastos poseen formas equidimensionales a elongadas y son subredondeados a muy redondeados. Desde el punto de vista composicional, los clastos y bloques de granito superan el 80 %, estando el 20 % restante representado por litologías sedimentarias y volcánicas provenientes de las unidades ordovícicas del área. Dentro de la fracción granítica pueden diferenciarse variedades equigranulares y otras con marcada foliación (milonitas). La matriz arenoso-sabulítica posee una composición arcósica.

Interpretación: Esta asociación caracteriza a depósitos de abanicos aluviales con dominio de corrientes turbulentas hiperconcentradas. La ausencia de facies fangosoportadas, la matriz dominantemente arenosa, la redondez de clastos y las geometrías equidimensionales a elongadas son todos elementos comunes de depósitos de abanicos con escorrentía superficial importante. La geometría tabular y la estratificación cruda son atributos de sectores relativamente proximales, caracterizados por sectores con canales expandidos y rápida migración lateral dentro del abanico. La ausencia de depósitos de flujos de detritos como así también la ausencia de facies estructuradas permiten inferir que estos abanicos estuvieron dominados por procesos de flujos turbulentos hiperconcentrados (Smith 1986) donde la mayor parte de la carga se transportó como carga de lecho y de manera rápida (Todd 1989), mediante mecanismos dominantemente inerciales (Pierson y Costa 1987, Whipple 1997). La ausencia de depósitos finos y los tamaños promedios y máximos de clasto son comunes en sectores proximales de abanicos aluviales. En situaciones climáticas de cierta aridez, como lo indica la buena preservación de los clastos graníticos, litología dominante en los conglomerados, el área fuente no entrega gran cantidad de matriz fina. Por esta razón, tal vez no dominan los flujos de detritos cohesivos sino variedades no cohesivas (Postma 1986) del tipo de los flujos hiperconcentrados.

Organización vertical

Por encima de un delgado conglomerado basal de expresión regional se desarrollan facies de barreales (Fig. 3, 4b, 6 y 7), que habitualmente caracterizan a regiones distales de abanicos aluviales modernos (McGowen y Groat 1971). La proporción relativa de conglomerados aumenta bruscamente con el comienzo del miembro de conglomerados inferiores volcánicos (asociación de facies de conglomerados fango soportados) (Fig. 3, 4c, 6 y 7), que corresponden a depósitos proximales de abanicos aluviales de baja eficiencia. Los episodios de corrientes efímeras que intercalan en la parte alta de este miembro sugieren un cambio gradual en las condiciones de eficiencia del abanico. El arreglo de los estratos desde la base de la formación hasta la parte media del miembro de conglomerados inferiores muestra una clara tendencia grano estrato creciente pudiendo considerarse como comprendidos dentro de una megasecuencia (Fig. 4b y 6) (cf. Steel et al. 1977, Gloppen y Steel 1981). La progresiva intercalación de conglomerados más finos y mantos de crecida conglomerádicos permite diferenciar ciclos menores (Fig. 3 y 6), de escala decamétrica, grano estrato decrecientes dentro del miembro de conglomerados inferiores, atribuibles a diferentes secuencias de lóbulos gravosos que se acomodaron dentro del depocentro (cf. Gloppen y Steel 1981, Fraser y DeCelles 1992, Frostick y Steel 1993).
A partir de la base del miembro arenoso intermedio comienza una nueva sucesión grano estrato creciente (Fig. 6). Esta segunda megasecuencia está constituida de abajo hacia arriba por depósitos de barreal que son sucedidos por sistemas fluviales entrelazados multiepisódicos (Fig. 3, 5a, 6 y 7). Estos últimos muestran una variación interna característica de mecanismo autocíclicos que puede atribuirse a variaciones en el régimen estacional de la descarga o a procesos de avulsión propios del sistema (Allen 1978, Mackey y Bridge 1995). La megasecuencia culmina con los conglomerados superiores graníticos.

La presencia de "ciclos" de centenares a miles de metros de espesor (Fig. 4b, 5a y 6) sugiere que mecanismos alocíclicos fueron responsables del ordenamiento (Frostick y Steel 1993, Hartley 1993). Fluctuaciones macroclimáticas posiblemente hayan sido de poca importancia durante la depositación de la Formación del Crestón, debido a que la presencia de grietas de desecación (Fig. 5b), evaporitas (Fig. 5c y d) y sistemas efímeros (Fig. 5b) a través de la formación sugiere sedimentación bajo un clima semiárido constante. En correspondencia, climas áridos a semiáridos son registrados a través del centro de Sudamérica desde el Cretácico (Riccardi 1987) y durante la mayoría del Terciario (Jolley et al. 1990), en respuesta al crecimiento de la cadena montañosa andina, una de las barreras climáticas más efectivas de Sudamérica (Jordan et al. 1997). Cambios en la litología del área fuente influenciaron sin dudas la sedimentación. El cambio composicional registrado entre los conglomerados inferiores y los superiores, respectivamente coronando los dos ciclos mayores de la unidad, constituyen una clara evidencia de ello (Fig. 3, 6, 7 y 8). Las variaciones eustáticas como factores de influencia en el ordenamiento secuencial de esta unidad pueden tentativamente descartarse al tratarse de sedimentación netamente continental y dominantemente proximal. Por lo tanto, la actividad tectónica, ya sea en la forma de levantamientos del área fuente y/o subsidencia de la cuenca, habría sido la principal responsable del arreglo estratal de mayor orden de la Formación del Crestón (Fig. 8).


Figura 8: Diagramas conceptuales mostrando la evolución y desarrollo de la Formación del Crestón. A, Fase de peneplanización y depositación de un conglomerado fino de extensión regional expuesto en la base de la Formación del Crestón. B, Inicio de la subsidencia y depositación del miembro limoarenoso. C, Depositación del miembro de conglomerados inferiores con un dominio de la composición andesítica que indica una etapa de reactivación tectónica con aporte desde zonas con vulcanitas andesíticas. Dominio de abanicos de baja eficiencia. D, Etapa de tranquilidad con desarrollo de sistemas depositacionales de bajo gradiente y generación de barreales fangosos y salinos, y de cursos fluviales proximales que caracterizan a la asociación multiepisódica arenosa. E, Etapa de progradación y desarrollo de abanicos aluviales de alta eficiencia (miembro de conglomerados superiores).

Estudios de rellenos de cuenca (Blair y Bilodeau 1988, Heller et al. 1988, Paola 1988, Heller y Paola 1989, Hartley 1993) sugieren que secuencias aluviales grano crecientes resultan del retrabajo de gravas proximales durante periodos de disminución de la tasa de subsidencia, que suceden a etapas de actividad y carga tectónica (estadío de tranquilidad tectónica). Esto, sin embargo, no puede comprobarse en sectores muy proximales de la antefosa (Burbank et al. 1988). Esta progradación, inducida por la falta de acomodación en la cuenca, es generalmente acompañada por incisiones en sectores proximales, que generalmente quedan muy por encima del nivel de base. Estos estudios relacionan secuencias grano decrecientes con periodos tectónicamente activos, donde la carga tectónica retrae la fosa hacia el frente montañoso, incrementando la tasa de hundimiento y el espacio de acomodación de facies gruesas que quedan restringidas a sectores proximales del sistema. En estos últimos la respuesta sedimentaria es inmediata y depende fundamentalmente de la tasa de sedimentación y la cobertura areal de los sistemas de avenamiento (Burbank et al. 1988).
Considerando lo anterior, las dos megasecuencias grano estrato crecientes (Fig. 4b, 5a y 6) estarían reflejando períodos de actividad tectónica sincrónicos con la depositación de la Formación del Crestón. En ambos casos, el pasaje de los sistemas efímeros a los conglomerados inferiores volcánicos (ciclo inferior) y entre los sistemas entrelazados y los conglomerados superiores graníticos (ciclo superior) es poco gradual (Fig. 3, 4b, 5a, 6 y 7). En el segundo caso, en particular, una superficie incisiva se desarrolla localmente (expuesta en la quebrada del Cajón, véase Fig. 2) entre ambas asociaciones que refleja una caída relativa del nivel de base. En consecuencia se interpreta que el fenómeno de progradación rápida sería compatible con estadios de actividad tectónica en regiones de ubicación muy proximal respecto de las áreas de aporte. A diferencia de estos, el conglomerado basal de la unidad, caracterizado por su extensión regional, marcada tabularidad y granulometría fina puede interpretarse como característico de una etapa de tranquilidad tectónica en sectores distales del antepaís.

La proximidad del depocentro durante la sedimentación se confirmaría por la presencia de discordancias de crecimiento (Dávila y Astini, en prensa), que constituyen una evidencia directa de interacción entre tectónica y deformación progresiva de los estratos sinorogénicos (Riba, 1976; Burbank et al. 1988).

Evolución paleoambiental

La organización vertical y lateral de las distintas asociaciones de facies sugiere un ambiente de sedimentación continental relativamente proximal para el grueso de la Formación del Crestón. Es claro el predominio de facies de abanicos aluviales con transiciones hacia barreales, barreales salinos y eventualmente a sistemas fluviales entrelazados que, en general, indican la existencia de paleotopografías importantes (Fig. 8). Los indicadores climáticos, en tanto, favorecen una fuerte restricción climática con fases de marcada aridez, mejor representadas por los intervalos con evaporitas.
Del análisis general de la columna puede inferirse una mayor influencia de escorrentía superficial hacia los tramos superiores de la unidad, donde dominan las facies fluviales, más propias de abanicos de alta eficiencia y en contraste con el tramo basal donde dominan barreales y abanicos dominados por flujos densos, de baja eficiencia dispersiva (Fig. 6 y 8).

Desde el punto de vista arquitectural el sistema depositacional es, sin dudas, más complejo de lo que aparenta en un perfil dado, ya que lateralmente se comprueban cambios de espesor en sentido norte-sur diferentes a los observados en sentido este-oeste (Fig. 7). Asimismo, transiciones graduales entre asociaciones de facies y hasta reemplazos de espesores importantes pueden verificarse en perfiles distanciados dos o tres kilómetros en sentido norte-sur (Fig. 7).

La asociación limoarenosa basal es la de mayor continuidad lateral (Fig. 7), tanto en espesor como en su arreglo interno, lo que sugiere la existencia de un relieve inicial maduro al comienzo de la subsidencia (Fig. 8). El conglomerado fino de extensión regional que separa a la Formación del Crestón de las unidades infrayacentes representaría el registro de una fase de peneplanización previa al depósito de la unidad (Fig. 8), durante una etapa de tranquilidad tectónica.

La mayor variación arquitectural ocurre a partir de la asociación de conglomerados inferiores (Fig. 7). Desde el inicio de su depositación habría existido un fuerte condicionamiento topográfico, limitando la geometría de depocentros y el desarrollo de barreales en regiones más deprimidas. Desde un punto de vista evolutivo, el pasaje abrupto de la asociación limoarenosa basal a la asociación de conglomerados inferiores con un dominio neto de la composición andesítica indica una etapa de reactivación del sistema con aporte neto desde zonas próximas con intenso vulcanismo andesítico (Fig. 8). Tanto el espacio de acomodación como las pendientes regionales habrían cambiado, en relativamente poco tiempo, para generar el abrupto cambio observado (Fig. 8). Este se interpreta como una progradación rápida de abanicos de baja eficiencia sobre barreales salinos y planicies fangosas con sistemas fluviales efímeros (Fig. 8). El progresivo aumento de espesor de los conglomerados volcánicos hacia el este indica que la subsidencia se incrementaba en ese sentido (Fig. 7). Si este primer ciclo conglomerádico refleja o no un alzamiento tectónico inicial en la cuenca asociado con magmatismo andesítico es, sin dudas, un punto que merece ser investigado en mayor profundidad. En particular, porque antecede claramente a la secuencia sinorogénica (véase, Ramos 1999) reconocida para la región. Sea cual fuere su origen, los procesos sedimentarios involucrados y la composición indican una proximidad al frente montañoso y el comienzo de una marcada inestabilidad en la cuenca.

Tras el depósito de los sistemas de abanicos representados en el miembro de conglomerados inferiores se desarrolla una nueva etapa de tranquilidad y retracción de cabeceras que dio paso al desarrollo de sistemas depositacionales pandos y la generación de nuevos barreales fangosos y salinos (Fig. 6 y 8). Desde un punto de vista climático, no habría habido un cambio notable entre la base del miembro arenoso intermedio y el basal, al persistir la facies de depósitos evaporíticos. No obstante, a partir de este miembro, y en forma progresiva, se instalan sistemas fluviales que caracterizan a la asociación multiepisódica arenosa (Fig. 8). Esta asociación marca la influencia de sistemas de alta eficiencia donde cursos perennes, sujetos a una marcada estacionalidad, son los encargados de modelar el paisaje generando la recurrencia litofacial observada. Depósitos similares son interpretados en la literatura reciente como megabanicos (e.g. DeCelles y Cavazza 1999, Horton y DeCelles 2001) vinculados con sistemas de cursos perennes con alta descarga que drenan sistemas montañosos ligados con extensos sistemas de avenamiento. El desarrollo de cursos fluviales proximales de estas características permite establecer una comparación con sistemas de cuencas imbríferas bien desarrolladas (Schumm 1977), que reflejan estadíos geomorfológicos relativamente avanzados dentro del paisaje del hinterland (Fraser y DeCelles 1992, Horton y DeCelles 2001). Esta asociación es compatible con la existencia de paleopendientes regionales menores a las que caracterizan a las asociaciones previas (cf. Blair y McPherson 1994) y, en particular, a la reflejada por los conglomerados inferiores (Fig. 8).

Suprayace a la asociación areno-conglomerádica multiepisódica una nueva etapa de marcada progradación, caracterizada por el desarrollo de abanicos aluviales (miembro de conglomerados superiores) (Figs. 6, 7 y 8). Localmente, entre estas dos asociaciones se desarrolla una superficie erosiva (Fig. 3). Los conglomerados graníticos estuvieron dominados por procesos inerciales, más comunes de sectores proximales de abanicos de alta eficiencia (Fig. 8) que habrían drenado cuencas de avenamiento de mayor magnitud (cf. Blair y McPherson 1994, Horton y DeCelles 2001).

Posición y significado estratigráfico de la Formación del Crestón

La distribución geográfica de los "estratos famatinienses" según Parker (1974) coincide llamativamente con la ubicación de la cuenca de antepaís andina. Es interesante notar que Ramos (1999, pg. 644) infiere que los depósitos de la Formación Vinchina (7,3±1,3 - 4,3±1,0 Ma) aflorantes al oeste de la sierra de Famatina tienen continuidad en la vertiente oriental. No obstante la Formación Vinchina se correlacionaría con las unidades del Grupo Angulos que abarcan aproximadamente el mismo intervalo temporal (véase Tabbutt et al. 1989) y no con la infrayacente Formación del Crestón.
Debido a la dificultad de establecer correlaciones litoestratigráficas en ambientes de abanico aluvial, incluso dentro de una misma cuenca, se desestima la utilización de esta metodología como un criterio unívoco para inferir la edad de la Formación del Crestón. También, se descarta la posibilidad de correlación entre el miembro de conglomerados inferiores de la Formación del Crestón con las facies volcánicas de la Precordillera (datadas recientemente como del Mioceno medio-alto por Jordan et al. 1993) que afloran a varios kilómetros hacia el suroeste de la región de estudio, ya que la inmadurez de los conglomerados volcánicos de la Formación del Crestón revela escaso transporte. Estos debieron necesariamente haberse depositado en las adyacencias del área fuente, pudiendo inferir que el área de aporte, de composición fenoandesítica, se encontraba a escasos kilómetros. Desde un punto de vista geoquímico, las andesitas tienen una baja relación de La/Sm y La/Ta sugiriendo que se trata de vulcanismo de retroarco (Kay comunicación epistolar 2001). Asimismo, considerando la naturaleza del vulcanismo puede diferenciarse claramente de la composición del vulcanismo triásico (generalmente riolítico) y también del Cretácico (generalmente más básico).

La Formación del Crestón se halla dispuesta en discordancia regional de bajo ángulo por encima de la Formación de la Cuesta. Un dato importante es que su relación con el Neógeno (Grupo Angulos) es por falla inversa sobre el curso del río El Durazno (Fig. 2 y 4a) y de discordancia erosiva sobre el curso del río Blanco (Bodenbender 1922). De esta manera, implica necesariamente una edad más antigua que la unidad basal del Grupo Angulos, que desde su base misma presenta importantes proporciones de rocas graníticas derivadas de altos de basamento intracuencales (e.g. Turner 1971). El hallazgo de calizas tabulares de posible origen marino (1 m) y de paquetes de eolianitas (>250 m) dentro de unidades del Grupo Angulos (Dávila 2002, Dávila y Astini en preparación), se correlacionaría con eventos regionales del Mioceno medio (19-13 Ma, Jordan et al. 2001, Pérez et al. 1996). Estos depósitos afloran por debajo de las tobas datadas en 6.9 Ma (Tabbutt 1990), dentro de la Formación del Buey y del Durazno indicando que más de 1000 m de espesor del Grupo Angulos se habrían depositado durante el Mioceno inferior y medio (Dávila y Astini en preparación). Considerando su grado de litificación, la Formación del Crestón presenta una notable diferencia con los depósitos del Paganzo y con los del Grupo Angulos, estos últimos notablemente menos cementados.

La correlación de la Formación del Crestón con depósitos mesozoicos del O y NO argentino es improbable. Mientras que las unidades cretácicas presentan en general tendencias grano estrato decrecientes propias de depósitos de cuencas extensionales, formados durante el episodio de rifting neocomiano (Uliana et al. 1989), la Formación del Crestón muestra dos ciclos con arreglo grano estrato creciente (Fig. 6). Estos últimos caracterizan a depósitos sinorogénicos de cuencas de antepaís (cf. Allen y Homewood 1986).

Discusión e implicancias de la Formación del Crestón en la evolución del antepaís andino

Datos termocronológicos de trazas de fisión en apatitas (Coughlin et al. 1998) permiten inferir que habría existido un importante evento orogénico Paleógeno. Los estudios realizados por Coughlin et al. (1998) en clastos de conglomerados miocenos, en granitos ordovícicos y en diques porfíricos ordovícicos de la sierra de Famatina, sugieren dos episodios de enfriamiento rápido. Uno de ellos se registra entre los 60-40 Ma (Paleoceno-Eoceno medio) y otro entre los 10-5 Ma (Neógeno). Esta información avalaría la existencia de fenómenos de denudación posiblemente vinculados con movimientos verticales (cf. Summerfield 1991), a pesar que fenómenos de exhumación pueden estar controlados por variaciones del relieve local, cambios climáticos, variación litológica o fluctuaciones del nivel de base (Fitzgerald et al. 1995). Mientras que el episodio de enfriamiento 10-5 Ma puede vincularse con la formación de la cuenca de antepaís neógena del Grupo Angulos, el episodio de enfriamiento paleógeno es interpretado por Coughlin et al. (1998) como el comienzo de la deformación andina en la región. Si consideramos lo anterior, la yacencia de la Formación del Crestón por debajo de las sucesiones neógenas y su arreglo estratigráfico compatible con el de cuencas de antepaís, la unidad podría estar vinculada al primer evento de enfriamiento y levantamiento propuesto por Coughlin et al. (1998). En este sentido, los conglomerados graníticos del tope de la unidad estarían marcando un importante evento de exhumación (unroofing) de fuentes graníticas provenientes del oeste.
Considerando la posición estratigráfica de la Formación del Crestón, la marcada diferencia con los depósitos sinorogénicos del Grupo Angulos y los datos de termocronología de Coughlin et al. (1998) es factible la existencia de una etapa de tectonismo anterior al clásico ciclo Neógeno para la región de Famatina. Sempere et al. (1997) demuestran la existencia de un diastrofismo temprano (Paleógeno) responsable de la estructuración e inicio de la cuenca de antepaís continental para el noroeste argentino y Bolivia. Sempere et al. (1997) asignan una edad de 59-58 Ma a esta etapa de estructuración incipiente. Hartley (1993) y Kraemer et al. (1999) describieron sedimentación en un marco de cuenca de antepaís de retroarco en el Eoceno de la región del Salar de Atacama y en Antofalla, norte de Chile y noroeste Argentino, respectivamente. En un trabajo reciente, Horton y DeCelles (2001) proponen un importante desarrollo de depósitos paleógenos para aquella región, compatibles con un desarrollo importante del hinterland. En el oeste argentino, salvo los datos termocronológicos de Coughlin et al. (1998) coincidentes con las edades indicadas por Sempere et al. (1997), no han sido mencionados registros sedimentarios que puedan apoyar la hipótesis de una etapa de estructuración temprana del antepaís. En este sentido, la Formación del Crestón constituiría la primera evidencia y, por su expresión, ésta no habría sido nada despreciable. No obstante, datos geocronológicos, termocronológicos y magnetoestratigráficos aportarán mayor exactitud a los datos indirectos aquí presentados para precisar la edad de la unidad.

Varios autores (Tabbutt 1987, 1990, Reynolds 1987, Tabbutt et al. 1989, Malizia et al. 1995) utilizando trazas de fisión sobre apatitas de depósitos piroclásticos de caída del Grupo Angulos y la Formación Santa Florentina proponen un modelo de evolución estructural neógeno, en donde la depositación de unidades sinorogénicas se produjo durante el lapso 7-4 Ma. Siguiendo esta propuesta, Ramos et al. (2002) estiman que previo a los 7 Ma la sierra de Famatina no habría existido. En su trabajo original, Tabbutt (1990) indica que la región del Famatina se habría comportado como una extensa cubeta que actuaba como zona de pasaje entre la alta cordillera y el sector de las Sierras Pampeanas y relaciona el levantamiento de la sierra de Famatina con la intrusión de la dacita Mogote de Cerro Blanco (10-4 Ma en Aceñolaza et al. 1996). En tanto, Malizia et al. (1995) y Ramos (1999), sugieren que la progresión de la deformación fue de oeste a este hasta los ~10 Ma, época en que se levantaron los primeros bloques de basamento pampeano (broken foreland). También proponen que la sierra de Tarjados (actual terminación austral del Sistema del Famatina) se habría levantado a los 5 Ma. El alzamiento temprano del Famatina, como se desprende del análisis de la Formación del Crestón, indica que posiblemente dicha evolución no fue tan simple y que la región se habría comportado como un antepaís fragmentado con antelación a la depositación del Grupo Angulos.

La Formación del Crestón representaría los depósitos de una cuenca de antepaís relacionada con el crecimiento de una faja plegada y corrida ubicada al oeste, como se infiere de la composición de los clastos y datos preliminares de paleocorrientes. La formación correspondería a depósitos sinorogénicos, tal como lo manifiestan los sistemas depositacionales preservados y el arreglo vertical y espesores de la unidad. Todo indicaría que la espesa columna de la Formación del Crestón registra parte de la evolución temprana del antepaís andino. Asimismo, desde el punto de vista composicional se podría vincular a los conglomerados andesíticos del ciclo inferior con la devastación de cúpulas y coladas volcánicas andesíticas (Fig. 8), mientras que el segundo ciclo se vincularía con exhumación de cuerpos granitos que conforman parte del antepaís fragmentado (Fig. 8). En consecuencia, puede inferirse que el Famatina se habría levantado exponiendo macizos graníticos en épocas previas al Mioceno tardío, en contraposición con los modelos existentes de evolución del antepaís andino (e.g. Tabbutt 1990, Malizia et al. 1995, Ramos 1999, Limarino et al. 2001), que sólo involucran basamento en la deformación a partir de fines del Mioceno (~10-7 Ma).

Conclusiones

1. Se estudia y redefine la Formación del Crestón en el Famatina (La Rioja), que comprende un mínimo de 1790 m de espesor y está compuesta por una sucesión morada dominantemente arenoconglomerádica. La posición estratigráfica y su naturaleza han sido previamente discutidas, sin existir un acuerdo entre los autores que hicieron referencia a ella.
2. Sobre la base de observaciones geológicas de campo se diferenciaron cuatro miembros informales: a) miembro limoarenoso basal caracterizado por el desarrollo de pelitas y areniscas finamente estratificadas, que incluye en su base un conglomerado fino de extensión regional, b) miembro de conglomerados inferiores matriz soportados y de composición predominantemente volcánica, c) miembro arenoso intermedio caracterizado por depósitos rítmicos de areniscas gradadas con intercalaciones limoarenosos y alternancias de conglomerados y microconglomerados y d) miembro de conglomerados superiores formado por conglomerados arenosos y clasto soportados de composición netamente granítica.

3. Sobre la base del agrupamiento estratigráfico natural y datos sedimentológicos se diferenciaron 5 asociaciones de facies: A) asociación de ambientes de barreales fangosos e interfluvios áridos, B) asociación de barreales salinos y lagos efímeros, C) asociación de conglomerados fango soportados, D) asociación de areniscas y conglomerados multiepisódicos y E) asociación de conglomerados arenosos y clastosoportados.

4. La unidad comprende dos ciclos grano estrato crecientes de gran escala (megasecuencias) que se vinculan con procesos tectónicos y ciclos menores de escala (decamétrica y métrica) que se asocian con mecanismos de progradación de lóbulos y procesos autocíclicos (avulsión y/o migración lateral recurrentes).

5. El arreglo vertical de asociaciones de facies muestra un cambio gradual dentro de la cadena de ambientes continentales gradando desde un dominio de abanicos de baja eficiencia en el ciclo inferior a un dominio de abanicos de alta eficiencia en el ciclo superior. Esto se relacionaría más con la evolución del antepaís que con cambios climáticos.

6. A partir de datos termocronológicos publicados de trazas de fisión en apatitas y su íntima relación con la cronología propuesta para otras regiones andinas centrales y considerando las relaciones de campo de la Formación del Crestón con el Neógeno suprayacente se infiere que esta unidad representa un depósito sinorogénico temprano, comparable con secuencias de cuencas de antepaís. Estos elementos permiten deducir una edad paleógena sensu lato, ya que anteceden a los clásicos depósitos sinorogénicos miocenos de la región. No obstante, una edad más aproximada sólo será obtenida mediante estudios geocronológicos adicionales.

7. Los datos presentados en este trabajo confirmarían que la sierra de Famatina habría estado levantada previo a lo sugerido en trabajos anteriores, introduciendo variaciones en los modelos evolutivos del antepaís andino. Asimismo, la composición granítica de los conglomerados superiores indicaría que la participación de basamento en la deformación (antepaís fragmentado) habría sido anterior a lo sugerido previamente.

Agradecimientos

El trabajo constituye parte de la tesis doctoral en desarrollo de uno de los autores (FMD). Se agradece a Fernando Gómez y Juan Antonio Giargei por su valiosa ayuda en las tareas de campo; a Don Fausto y Antonio Leiva y a Don Pedro Alvarez, baquianos durante las distintas campañas en la región y a la CONAE por facilitarnos las imágenes satelitales del Famatina. La AAPG Foundation, CONICOR y SECyT financiaron la realización de este trabajo. La lectura crítica de los árbitros enriqueció el trabajo.

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Recibido: 8 de agosto, 2001
Aceptado: 23 de septiembre, 2002