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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión On-line ISSN 1851-8249

Rev. Asoc. Geol. Argent. v.58 n.2 Buenos Aires abr./jun. 2003

 

Estratigrafía, facies y evolución depositacional de la Formación  Sauce Grande (Carbonífero Superior), Cuenca Sauce Grande, Sierras Australes, Buenos Aires, Argentina

R. R. Andreis1, M. Torres Ribeiro2

1E-mail: rrandreis22@hotmail.com
2Instituto de Geociencias-Departamento de Geología-Universidad Federal de Rio de Janeiro-Av. Brigadeiro Trompowski s/n, Ilha do Fundão-21945-970-Rio de Janeiro, Brasil

RESUMEN. Se encara el examen detallado de las litofacies y su composición, así como el análisis de los procesos depositacionales que condujeron a la acumulación de materiales siliciclásticos de la Formación Sauce Grande y que representa la primera sedimentación acontecida en la cuenca Sauce Grande. Fueron analizados dos perfiles estratigráficos de la unidad: el perfil Norte (con 826 m) y el perfil Sur (con 1095 m). La unidad está compuesta por importantes volúmenes de diamictitas [Dmm1, Dmm2, Dmg, Dms, Dms(r)], así como de areniscas (Sma, Smw, Sh, Sr, Sp), pelitas (Fm, Fl, Fd) y escasos conglomerados (Dcm, Dcg). También fue analizada la ciclicidad de las sucesiones, reconociéndose tres megaciclos (inferior, medio y superior con sus respectivas asociaciones litofaciales). El megaciclo inferior permite visualizar el paleorrelieve devónico (Formación Lolén) y está constituido por abundantes diamictitas, areniscas y escasos conglomerados. El megaciclo medio contiene areniscas y conglomerados y en el megaciclo superior se advierte una disminución en la participación de diamictitas con una mayor frecuencia de cadilitos (guijarro a bloque), sustituida por areniscas y pelitas (en el perfil Norte). En los megaciclos inferior y superior las facies Dmm1, Dmm2 y Dms(r), con espesores decamétricos y extensiones de centenares de metros son los miembros más conspicuos y corresponden a deslizamientos de masas semiconsolidadas o fluidas (flujos de detritos cohesivos) generados en pendientes fuertes proximales. Es probable que en el megaciclo superior las diamictitas sean del tipo rain out. La facies Dms(r)incluye cuerpos arenosos contorsionados y/u orientados y frecuentes intraclastos pelíticos. Las facies conglomerádicas son flujos no cohesivos dejados atrás por flujos hiperconcentrados o como flujos de granos modificados en su densidad. Las areniscas Sma habrían sido depositadas por procesos suspensivos densos y escasamente compactados, mientras que las waques (Smw) representan flujos de detritos finos y densos transicionales a flujos licuefactos. Las demás areniscas representan acción de oleaje o corrientes (Sr) o por acreción frontal en barras transversales o dunas de arena por flujos traccionales (Sp). El comienzo de los procesos depositacionales de la Formación Sauce Grande fue caracterizado por una rápida transgresión en el Carbonífero tardío bajo condiciones de moderada subsidencia (procesos eustáticos). El megaciclo inferior se caracteriza por la sedimentación en un slope apron o debris apron localizado en las cercanías del talud continental, con fuerte agradación y rara progradación y depende del régimen termal de la base de los glaciares africanos de base fría, bajocondiciones de sistema de mar bajo. Enel megaciclo medio significa una rápida fase de avance glaciar asociada a somerización isostática y el tope del apron habría sido retrabajado por olas y corrientes, creando una plataforma costa afuera casi emergente. En el megaciclo superior se produce un nuevo ascenso del mar (cortejo de mar alto), asociado al retroceso de los glaciares en el sector sudafricano y produce la transgresión tastubiana que se continúa en la Formación Piedra Azul. La disminucion del aporte se hace visible por la sistemática disminución en el espesor de las facies, una mayor frecuencia de facies Dmm1 y Smw y la interacción de depósitos pelíticos, que fueron depositados en plataformas de baja pendiente donde se han registrado avance y retroceso de los glaciares. Dos glaciohorizontes fueron identificados: el GH1 vinculado al megaciclo medio y el GH2 en el contacto entre las Formaciones Sauce Grande y Piedra Azul.

Palabras clave: Estratigrafía. Formación Sauce Grande. Sierras Australes. Argentina.

ABSTRACT. Stratigraphy, facies and depositional evolution of the Sauce Grande Formation (Upper Carboniferous), Sauce Grande Basin, Sierras Australes, Buenos Aires, Argentina. The detailed analyses of the lithofacies (including their composition) and the depositional processes related to the Sauce Grande Formation, represent the first siliciclastic sedimentation at the Sauce Grande Basin. Two profiles were studied: the North profile (with 826 m) and the South profile (with 1095 m). The unit is composed of abundant diamictites [Dmm1, Dmm2, Dmg, Dms, Dms(r )], as well as sandstones (Sma, Smw, Sh, Sr, Sp), shales (Fm, Fl, Fd), and scarce conglomerates (Dcm, Dcg). The ciclicity was also analized, recognising three megacycles (lower, middle, and upper, with their respective lithofacies association). The lower megacycle allows a view of the Devonian paleorelief (Lolén Formation), and is composed by abundant diamictites, sandstones and scarce conglomerates. The middle megacycle contains sandstones and conglomerates and in the upper megacycle it is possible to see the diminuition in the frequence of diamictites (containing abundant dropstones) partially replaced by sandstones and shales (in this case, only in the north profile). In the lower and upper megacycles, the Dmm1, Dmm2 and Dms(r) facies, with decametric thickness and spread-out by hundred of meters, are the more conspicuous members, and are related to semiconsolidated or fluid cohesive debris flows, generated at proximal strong slopes. It is probable that the diamictites of the upper megacycle can be of the rain out type. The Dms(r) includes contortioned or oriented sand bodies and frequent shaly intraclasts. The conglomerates represent non coesive deposits leaved by hiperconcentrated flows or grain flows. The Sma sandstones were deposited by suspensive dense flows, while Smw represent fine and dense suspensive flows transitional to liquefact flows. The other sandstones represent wave or current action (Sr) or frontal accretion of transversal bars or sand dunes, by traccional currents. The beginning of the depositional processes was characterized by a rapid transgressive process during the Late Carboniferous under moderate subsidence conditions (eustatic processes). The lower megacicle is characterised by a slope-apron or debris-apron, localized near the continental talus, with strong aggradation and rare progradation. These conditions depend almost on the thermal regime of the cold base glaciers at South Africa and under a low sea tract. The middle megacicle represents a rapid phase of glacial advance, related to isostatic shallowing. The upper part of the apron were reworked by waves and currents, forming an almost emergent platform. During the upper megacycle a transgressive process occurr (high sea tract), related to the retreat of the Southafrican glaciers and producing the tastubian transgression that continues in the Piedra Azul Formation. The diminuition of sediments is visible by the sistematic reduction of the facies thickness, the major frequency of Dmm1 and Smw facies, and the interaction of shaly deposits. All these facies were deposited at low slope platforms, where the advance or retreat of the glaciers were recognised. Two glaciohorizons were identificated: the GH1, related to the middle megacycle and the GH2, located in the contact between the Sauce Grande and Piedra Azul formations.

Key words: Stratigraphy. Sauce Grande Formation. Sierras Australes. Argentina.

Introducción

La Formación Sauce Grande se compone de importantes volúmenes de rocas psefíticas de naturaleza diamictítica (Coates 1969; Frakes et al. 1969; Harrington 1970; Andreis 1984, 1985) a las que se ha atribuido origen glaciar (Keidel 1916; Coleman 1918; Du Toit 1927; Harrington 1947; Massabie y Rossello 1984) o glacimarino (Coates 1969; Frakes et al. 1969; Harrington 1970, 1972).
Cabe señalar que con esta contribución, se completa el estudio estratigráfico detallado de las unidades litoestratigráficas que integran el Grupo Pillahuincó, cuyas conclusiones, referidas a las Formaciones Piedra Azul, Bonete y Tunas, fueron desarrolladas por Iñíguez Rodríguez y Andreis (1971), Andreis et al. (1979), Andreis y Japas (1996) y Andreis y Archangelsky (1996).
En la llanura interserrana ubicada entre las Sierras Septentrionales (Tandilia) y las Sierras Australes (Ventania), en las proximidades de las localidades de Lumb, González Chaves, de la Garma y Mariano Roldán, fueron descriptos afloramientos aislados y de poca altura de sucesiones semejantes a las reconocidas en las Sierras Australes (Monteverde 1938; Furque 1965; Terraza y Deguillén 1973; Zambrano 1974; Llambías y Prozzi 1975; Arrondo et al. 1982; Andreis et al. 1990). Estos asomos interserranos forman parte de la Cuenca Sauce Grande (Andreis et al. 1987; Andreis y Japas 1996) o de la Cuenca Claromecó (Ramos 1984; Frykund et al. 1996; Kostadinoff y Prozzi 1998), reconocida por los estudios gravimétricos realizados por Introcaso (1982), Kostadinoff y Font (1982) y Kostadinoff (1993). Según Kostadinoff y Prozzi (1998), el espesor de la sucesión paleozoica incluida en esta cuenca puede alcanzar a unos 8 km, ya que aparece con una dirección de 6° de buzamiento general. Cabe aclarar que algunos afloramientos localizados en las cercanías de González Chaves y de Lumb fueron considerados como pertenecientes a la Formación Sauce Grande por su contenido paleobotánico y por sus características litofaciales (Monteverde 1938; Furque 1965; Arrondo y Petriella 1982; Morel y Gutiérrez 2000). Sin embargo, los análisis texturales y composicionales realizados en los afloramientos de González Chaves y Mariano Roldán, los confirmaron como pertenecientes a la Formación Tunas (Terraza y Deguillén 1973; Andreis et al. 1989, 1990). Coincidimos con Llambías y Prozzi (1975), en que la mayoría de los afloramientos interserranos deben ser homologados con las formaciones más altas del Grupo Pillahuincó. Observaciones paleobotánicas fueron registradas por Terraza y Deguillén (1973) quienes citan la presencia de equisetales para González Chaves y Cyclostigma sp. para Lumb. Este material fue revisado por Arrondo y Petriella (1982) quienes lo describen como escasas improntas regularmente preservadas de Lycopodiopsis cf. millani Arrondo y Petriella y de Paracalamites levis Rigby y que permitió correlacionarlas con el Neopaleozoico de las Sierras Australes (Arrondo et al. 1982). Nuevos análisis paleobotánicos registrados por Morel y Gutiérrez (2000) en Lumb, en los que la cita de Bumbudendron cf. B. millani Arrondo y Petriella mencionada por Andreis y Japas (1996) es sustituida por la licófita Malanzania nana en sucesiones del Carbonífero superior, siendo probablemente correlacionables con parte de la Formación Sauce Grande.
Unidades semejantes a las aflorantes en las Sierras Australes fueron también definidas en la Cuenca Colorado como extensión de la Cuenca Claromecó (Fryklund et al. 1996). Según Juan et al. (1996) y Fryklund et al. (1996) en las perforaciones realizadas en esta cuenca se identificaron litofacies fosilíferas asignables a la Formación Sauce Grande (pozo Puelche x-1), mientras que en el pozo Estrella x-1 se encontraron depósitos equivalentes a las Formaciones Piedra Azul, Bonete y, quizás, Tunas (Mainardi et al. 1979; Zambrano 1980; Juan et al. 1996; Fryklund et al. 1996).
En este trabajo se encara el examen detallado de las características litológicas y el análisis de los procesos depositacionales que condujeron a la acumulación de los materiales siliciclásticos que constituyen la Formación Sauce Grande. Esta unidad, conjuntamente con las Formaciones Piedra Azul, Bonete y Tunas conforma el Grupo Pillahuincó (Harrington 1947, 1970, 1972) o el Ciclo Depositacional III (Andreis et al. 1989), y representa la primera sedimentación acontecida en la cuenca Sauce Grande.
Los trabajos de campo realizados han permitido construir un modelo de sedimentación que corrobora la génesis glacimarina de las sedimentitas, algunas de cuyas conclusiones fueron ya adelantadas por Andreis (1965, 1984), Andreis et al. (1987) y Andreis y Japas (1996).

Parte 1: Descripción de facies, ciclicidad, marco estructural, espesor, edad y paleocorrientes

Trabajos anteriores

En las Sierras Australes, la Formación Sauce Grande, así como las demás unidades del Grupo Pillahuincó, fueron definidas por Keidel (1916, 1922, 1929, 1938) y por Harrington (1947). Sin embargo, ya desde fines del siglo pasado se disponía de referencias sobre las sedimentitas psefíticas que posteriormente pasarían a formar parte de la Formación Sauce Grande (Hauthal 1892, 1901; Aguirre 1893). Otras contribuciones, en las que se incluyen referencias de índole litofacial, estratigráfica y estructural de las sucesiones neopaleozoicas, son las de Coleman (1918), Du Toit (1927), Riggi (1935), Suero (1957, 1972), Suero et al. (1961), Coates (1969), Frakes et al. (1969), Harrington (1970, 1972, 1980), Rolleri (1975) y Llambías y Prozzi (1975). En relación con los estudios sedimentológicos, sobresale la contribución de Coates (1969) quién analizó diversos aspectos genéticos de las sedimentitas incluidas en la Formación Sauce Grande. Otros trabajos de interés, que también comprenden análisis composicionales y estructurales, son los de Iñíguez Rodríguez (1969), Cortelezzi y Kilmurray (1969), Cortelezzi e Iñíguez Rodríguez (1970), Andreis (1965, 1984), Amos y López Gamundi (1978, 1981a y b), Andreis et al. (1979, 1987), Massabie y Rossello (1980, 1984), Rossello y Massabie (1981) y Andreis y Japas (1996).

Metodología utilizada

Del mismo modo que para el resto de la sucesión gondwánica local (Andreis et al. 1979), se levantaron perfiles estratigráficos detallados "capa por capa", en los cuales fueron examinadas las propiedades cromáticas, texturales, composicionales y contenido paleobiológico de las sedimentitas, así como el análisis de los atributos de la estratificación (geometría, contactos, estructuras sedimentarias) y de las paleocorrientes. Con todo, en la realización de los perfiles se tropezó con algunos inconvenientes derivados del plegamiento de las sucesiones, el pobre desarrollo de la estratificación en tramos con abundantes y espesos estratos de diamictitas y también por la aparente falta de capas guías.


Figura 1: Mapa geológico de las Sierras Australes, con la posición geográfica de la Formación Sauce Grande.

Los trabajos de campo consistieron, esencialmente, en completar los dos perfiles estratigráficos que Andreis et al. (1979) habían efectuado en dos áreas significativas de las sierras orientales, las sierras de Pillahuincó y de las Tunas (Fig. 1), analizando el intervalo estratigráfico comprendido desde el contacto con las sucesiones de la Formación Lolén (la más alta del Grupo Ventana o II Ciclo Depositacional, de edad eodevónica) hasta el contacto con la Formación Piedra Azul sobrepuesta, incluyendo sus litofacies basales. En los sectores aludidos, las sucesiones presentan mínimas interrupciones causadas por delgadas coberturas de suelos actuales y valles excavados. Para ajustar la traza de los perfiles se contó con aerofotografías en escala 1:50.000 del INTA. El perfil Norte (Fig. 2a) se extiende desde los campos de la estancia Pantanoso Viejo hasta los pertenecientes a la estancia El Mirador, mientras que el perfil Sur (Fig. 2b) abarca los sectores de las Estancias La Volanta, La Angélica (ladera SE del cerro Pillahuincó) y La Querencia (cerro La Querencia y Puesto Querejazu).


Figura 2: Perfiles estratigráficos. a, Perfil Norte. b, Perfil Sur

Cada litofacies fue descripta utilizando el sistema de códigos propuesto por Eyles et al. (1983). En este sistema se codifican tres tipos de rocas: diamictitas (D), areniscas (S) y pelitas (F), que se adaptan mejor a la descripción de nuestras sucesiones.
Para los fines prácticos se consideró como matriz en las diamictitas, a las fracciones menores a los 4 milímetros. Este límite difiere del utilizado por Coates (1969) de 2 mm, pues refleja con mayor precisión el "vacío granulométrico" existente entre la matriz "fina" compuesta por granos de cuarzo transparente de tamaño arena muy gruesa y sábulo (diámetros de 1 a 4 mm), distribuidos en una masa fina de arcillas recristalizadas (véase composición mineralógica).

Marco geológico

Los depósitos que constituyen la Formación Sauce Grande se distribuyen en una estrecha faja con orientación NNO-SSE que cubre poco más de 110 km2 (Fig. 1). El contacto basal de la Formación Sauce Grande con las sucesiones de la Formación Lolén es bien observable, aunque con algunas interrupciones, a lo largo de unos 22 km entre las Estancias La Bonanza y La Serrana (Massabie y Rossello 1984). Los mejores afloramientos se sitúan en la falda oriental del Cordón Manbacher y en el empalme de las rutas 72 y 76 (Fig. 1). Por razones de índole estructural, estratigráfico y litofacial, este contacto fue considerado como concordante y transicional (Harrington 1947, 1970, 1972, 1980; Suero 1957; Suero et al. 1961; Furque 1967; Llambías y Prozzi 1975) o caracterizado por una discordancia angular de bajo ángulo (Keidel 1947; Andreis 1965; Coates 1969; Frakes y Crowell 1969; Varela 1978; Massabie y Rossello 1980, 1984; Rossello y Massabie 1981; Andreis et al. 1987; Japas 1989; Andreis y Archangelsky 1996). Con todo, el contacto entre las dos unidades formacionales puede ser reconocido en los afloramientos por el brusco contraste litológico, los cambios en la ciclicidad y las notables diferencias estructurales (Andreis 1965; Llambías y Prozzi 1975; Massabie y Rossello 1984; Andreis y Japas 1996), así como la presencia de bloques de meta-arenitas de Lolén en las sedimentitas basales de Sauce Grande (Massabie y Rossello 1980). En relación con el contacto de las Formaciones Sauce Grande y Piedra Azul, corrientemente es considerado como concordante y representado por la brusca desaparición de las diamictitas y waques de la Formación Sauce Grande y la sustitución por pelitas (a veces bioturbadas) y areniscas de la Formación Piedra Azul. Tal vez esa situación sea menos evidente en el perfil Sur, donde en la sección basal aparecen escasas diamictitas resedimentadas con clastos y bloques redondeados y matriz limosa, que en el perfil Norte donde aparecen pelitas (arcilitas, limolitas) y escasas areniscas finas hasta medias.

Espesor y edad de la unidad

No obstante el razonable conocimiento que se tiene de las sucesiones de la unidad, existe cierta anarquía en los valores del espesor formacional. Es probable que las discrepancias observadas sean debidas a la relativa complejidad estructural, la ausencia de capas guías suficientemente confiables, la posible interdigitación de algunas facies y, probablemente, también por la utilización de distintas metodologías en la medición de los espesores (Andreis et al. 1979; Japas 1986). Coates (1969) señala espesores entre 2100 y 2500 m en un perfil realizado al norte de la localidad de Sierra de la Ventana, mientras que Amos y López Gamundi (1978, 1981a y b) refieren un espesor de 2300 metros. Con todo, las mediciones realizadas por Andreis (1984), indican que los espesores formacionales varían entre 826 m (perfil Norte) y 1095 m (perfil Sur), espesores más próximos a los mencionados por Harrington (1947) de 800-900 metros.
En las sucesiones de la Formación Sauce Grande sólo fueron mencionados restos de moluscos en el sector del Abra Fea (Keidel 1916; Riggi 1935), posteriormente definidos como Astartella? pusilla Harrington. Según Frakes y Crowell (1969) y Amos (1980) estos restos no tienen valor diagnóstico de edad. Sin embargo, la existencia de restos fosilíferos en las Formaciones Piedra Azul con Murchisonia (Harrington 1970) y Peruvispira Chronic (Pagani 1998) y Bonete (Harrington 1955) representados por la fauna de Eurydesma y la flora de Glossopteris, indicaría para estas unidades una edad pérmica temprana (Harrington 1955; Pagani 2000), asignable al intervalo Asseliano-Sakmariano (Rocha Campos 1970; Runnegar 1972; Rocha Campos y Carvalho 1975; Archangelsky et al. 1980; González 1993) o Asseliano tardío-Artinskiano (Pagani 2000). En consecuencia, se ha considerado que la edad de la Formación Sauce Grande podría abarcar el lapso Carbonífero superior a Pérmico inferior (Harrington 1955, 1972; Suero 1957; Amos 1980) e, inclusive, algunos autores (Coates 1969; Frakes y Crowell 1969) consideraron que los procesos sedimentarios podrían haber comenzado a depositarse en el Carbonífero temprano. En ese sentido, en los depósitos diamictíticos glacimarinos de la Cuenca del Colorado, también asignados a la Formación Sauce Grande (Archangelsky et al. 1987; Juan et al. 1996), Archangelsky y Gamerro (1981) y Archangelsky et al. (1987, 1996) le establecieron una edad que abarcaría el intervalo Carbonífero medio a superior-Pérmico inferior. La posibilidad de un comienzo de la sedimentación glacimarina en el Carbonífero medio podría, tal vez, ser avalada por los grandes espesores de sedimentos que constituyen el megaciclo inferior.
Una edad carbonífera superior para la Formación Sauce Grande sería consistente con los datos de África del Sur, donde los depósitos glacigénicos de las cuencas Kalahari y Karoo se les asigna una edad carbonífera superior (Visser 1989) hasta Asseliano (Veevers y Powell 1987). La edad máxima estaría corroborada en un hiatus de por lo menos 30 Ma (Viseano-Westfaliano) en la cuenca Karoo, que precedió a la sedimentación glaciar (Loock y Visser 1985). Cabe señalar que los depósitos cuarcíticos de la Formación Witteberg (Carbonífero inferior) fueron parcialmente erosionados por el descenso global del mar en el Namuriano (Visser y Loock 1982). Este descenso del mar es atribuido al comienzo de la glaciación en los altos montañosos (Veevers y Powell 1987), pero en gran parte también al ascenso cortical del continente gondwánico en áreas adyacentes a la zona de subducción en el margen paleo-pacífico (Visser 1993).

Marco estructural

Las sucesiones de la Formación Sauce Grande muestran evidencias de fuerte deformación en su tramo basal, representadas por clivaje, diaclasamiento, plegamiento y lineación de estiramiento. Aunque estos elementos estructurales van perdiendo intensidad hacia el techo de la unidad, el frecuente clivaje y el conspicuo diaclasamiento pueden enmascarar localmente el plegamiento (Japas 1986). En general, fueron reconocidos suaves pliegues asimétricos, de tipo paralelo concéntrico, con planos axiales subverticales o fuertemente inclinados (70°-80°) hacia el SO y SSO y ejes de rumbo NNO-SSE (Harrington 1947, 1972; Japas 1986). El clivaje de plano axial presenta una distribución irregular y más espaciado que en la Formación Lolén (Massabie y Rossello 1984). Con todo, hacia la base de la unidad, aparecen pliegues apenas asimétricos y de gran amplitud, con plano axial inclinado hacia el E (Harrington 1947; Suero 1957; Andreis 1965). También suelen ser encontradas sucesiones homoclinales de diamictitas con espesores decamétricos, cuyas características pueden ser mejor observadas a lo largo de arroyos y cursos de agua.
Inicialmente, Keidel (1916), Borrello et al. (1969) y Borrello (1971) definieron al plegamiento de las sucesiones sedimentarias como Pérmico, mientras que Harrington (1947, 1970, 1972) y Suero (1957) lo ubicaron en el Triásico hasta el Jurásico superior. De acuerdo con los datos disponibles, la deformación habría ocurrido entre el Pérmico tardío (Cingolani 1985; Varela et al. 1985; Buggisch 1987; von Gosen y Buggisch 1989, von Gosen et al. 1990; Cobbold et al. 1991) y el Triásico (Creer et al. 1969; Turner 1975; Kilmurray 1975; Cingolani y Varela 1973; Cobbold et al. 1991), como máximo en el Triásico medio (Varela 1978). Sobre la base de informaciones paleomagnéticas, Tomezzoli y Vilas (1986) y Tomezzoli (1999) refieren la deformación del Grupo Pillahuincó al Pérmico inferior alto. Ramos (1984), basado en criterios geotectónicos, propone que el comienzo de la deformación ocurrió en el Carbonífero y la culminación hacia el Pérmico tardío o Triásico temprano.
Si bien Japas (1987, 1988a, 1988b, 1989) afirma que el plegamiento habría afectado el conjunto sedimentario paleozoico en un solo episodio, algunas evidencias litofaciales y estructurales, permiten postular para las Sierras Australes dos fases de deformación, avalada por la efectiva existencia de una discordancia angular entre las sucesiones de las Formaciones Lolén y Sauce Grande (véase también Caminos y Azcuy 1996). La primera fase sería de movimientos de deformación en el Carbonífero inferior (Turner 1975; Ramos 1984; Caminos y Azcuy 1996), que provocaron el apretado plegamiento y la elevación de las sucesiones cuarcíticas de los Grupos Curamalal y Ventana, con la formación de un relieve irregular que habría sufrido procesos de denudación previos al comienzo de la glaciación en África del Sur, y la producción de detritos que comenzaron a ser depositados en la Cuenca Sauce Grande recién formada. La segunda fase sería de movimientos posteriores a la depositación y litificación de las sucesiones neopaleozoicas del Grupo Pillahuincó, cuya sedimentación habría terminado en el pre-Tatariano superior (Rapalini y Vilas 1996). Estos movimientos, asignados a la fase Huárpica (Ramos 1984), determinaron un plegamiento más suave en estas sucesiones. Según Massabie y Rossello (1980, 1984), el carácter zigzagueante de la traza del contacto entre las Formaciones Lolén y Sauce Grande, se adapta al estilo de plegamiento de las sucesiones devónicas, que sería previo a la depositación de las sedimentitas de la Formación Sauce Grande.
Cabe señalar que los movimientos de deformación han sido relacionados con la aproximación de la placa Patagónica al Continente Gondwánico (Ramos 1984, 1986, 1988; von Gosen et al. 1990). Sin embargo, otros autores sugieren que el plegamiento fue causado por movimientos transpresivos entre Patagonia y Gondwana como resultado de la reactivación de una falla profunda (Sellés Martínez 1989; Cobbold et al. 1991; von Gosen et al. 1991).

Análisis petrofacial

Como ya fuera señalado por varios autores (Riggi 1935; Harrington 1947, 1970; Andreis 1965, 1984a y b; Cortelezzi y Kilmurray 1969; Coates 1969; Suero 1972; Amos y López Gamundi 1981a y b; Massabie y Rossello 1984; Andreis et al. 1987, 1989), en todos los depósitos psefíticos, se advierte un neto predominio de los fragmentos subangulosos a subredondeados de cuarcitas y de areniscas, con tonalidades blanquecinas, verdosas o moradas (Cuadro 1). Otros componentes minoritarios comprenden otras rocas sedimentarias, entre las cuales se incluyen lajas de arcilitas verdosas o negras macizas (Cuadro 1), calizas finas grises, ftanitas rosadas y las meta-arenitas cuarzo-feldespáticas y micáceas de la Formación Lolén (ver Massabie y Rossello 1984), así como de rocas plutónicas (granitos, monzonitas, granodioritas, tonalitas), volcánicas (riodacitas, riolitas), filonianas (aplitas y probables lamprófiros y diabasas albitizadas) y metamórficas (esquistos micáceos y migmatitas) (Cuadro 1). Clastos de cuarzo de vena suelen aparecer en proporciones variadas (Cuadro 1). La proporción de fragmentos de cuarcitas aumenta hacia la Magasecuencia superior de la sucesión (Riggi 1935; Andreis 1965). Según Andreis (1965), las cuarcitas verdes serían areniscas plagioclásicas (con abundante oligoclasa y menores proporciones de ortoclasa y microclino), mientras que las blanquecinas serían cuarcitas feldespáticas sobre la base de la riqueza en feldespatos alcalinos (ortoclasa, microclino) que alcanza al 24%. Las variedades en tonos purpúreos corresponden a cuarcitas cuarzosas con variable pigmentación hematítica (comunes en la Magasecuencia superior).


Cuadro 1: Frecuencias de los parámetros primarios para las areniscas de SG.

La arenisca perteneciente a la Formación Piedra Azul presenta una relativa disminución en los feldespatos potásicos (ortoclasa, microclino) y en los litoclastos volcánicos, pero se reconoce un aumento en la frecuencia de plagioclasas y litoclastos metamórficos.
En general, las sedimentitas epiclásticas de las unidades del Grupo Pillahuincó exhiben metamorfismo regional de bajo grado y se ubican mayormente en el campo de la anquizona (Buggisch 1986, 1987; von Gosen et al. 1991), aunque con una disminución gradual a la diagénesis media hacia el extremo SE de las sierras (Andreis et al. 1989; Andreis y Archangelsky 1996)(véase figura 3), incluyendo también el área interserrana (Andreis et al. 1990). En las secuencias neopaleozoicas la illita es el mineral dominante, con clorita, montmorillonita e interestratificados subordinados (Iñíguez Rodríguez 1969; Iñíguez Rodríguez y Andreis 1971). La neoformación de epidoto es muy común en las Formaciones Bonete y Tunas (motas blanquecinas a verde pálidas), pero es rara en las areniscas de la Formación Sauce Grande (véase también, Harrington 1947) y falta en las sucesiones de la Formación Piedra Azul.


Figura 3: Mapa de las Sierras Australes mostrando las zonas de diagénesis (A), anquimetamorfismo (B) y metamorfismo de bajo grado (C), tomado de Lluch (1976).

Según Andreis (1965) y Andreis y Cladera (1992a), las areniscas con buena selección, equivalentes a la facies Sma, exhiben frecuentes contactos entre granos, de los tipo plano, cóncavo-convexo y, más escasos, suturales (Fig. 4a). Por otro lado, los clastos también muestran una discreta reorientación debido a la deformación tectónica, ya que son comunes las flexuras de los feldespatos y las micas, de granos quebrados y soldados y la notable extinción ondulante de los granos de cuarzo monocristalino a través del corte delgado. En el caso de las areniscas de tipo waque (facies Smw), son frecuentes los granos flotantes en una matriz fina recristalizada y orientada, aunque no faltan los contactos tangenciales o planos (Figs. 4b y 5). En general, los bordes clásticos aparecen corroídos por la matriz, que puede alcanzar al 22% de las waques.


Figura 4: a, Areniscas (Sma), b, Wacke (Smw). Dibujo microscópico.

Con todo, la matriz de las waques y, en particular, de las diamictitas ha recibido poca atención y sólo se cuentan con las referencias de Crotti (1942), Andreis (1965), Cortelezzi y Kilmurray (1969), Massabie y Rossello (1984) y Andreis y Cladera (1992a). En las diamictitas [véase tipos Dmm2, Dms, Dms(r) y Dmg], la matriz aparece como un agregado de aspecto wáquico con textura blastoclástica flotante y sombras de presión en los clastos, y un material aglutinante recristalizado en agregados finos micáceos orientados (microesquistosidad, Fig. 5). Tanto en las waques como en las matrices de las diamictitas se incluyen abundantes granos subangulosos de cuarzo monocristalino con 1 a 4 mm de diámetro (55 a 85%), moderada proporción de feldespatos (8 a 37%) y escasos litoclastos (1-13%) de rocas metamórficas, sedimentarias y volcánicas, entre las que se incluyen tobas vítreas silicificadas. Las rocas analizadas presentan composición modal de Q70 F25 L5 (Andreis y Cladera 1992a) y Qm63 F26 Lt11, esta última semejante a la calculada por Johnson (1991) de Qm54 F35 Lt11 para las areniscas de la Formación Dwyka. Fueron definidas como subarcosas (57%) y arcosas (43%) por Andreis y Cladera (1992a y b), pero si consideramos la clasificación de Folk et al. (1970) tendríamos subfeldsarenitas (33%), feldsarenitas (45%) y feldsarenitas líticas (22%) (Fig. 6). En general, los detritos incluidos en las diferentes rocas reconocidas en la sucesión en estudio derivaron de la desagregación de rocas sedimentarias, metasedimentarias, plutónicas, filonianas y vulcanitas (Andreis 1984; Andreis et al. 1989; Andreis y Cladera 1992a). En los diagramas ternarios QtFL y QmFLt (Dickinson et al. 1983) y QFL (Valloni 1985), se demuestra que la mayoría de los materiales derivaron de la erosión de un basamento cratónico estable o acrecionado (Figs. 7a y b, 8b). Asimismo, los moderados valores de P/K y P/F identificados en las areniscas y waques, corroboran un aporte "granítico" a la cuenca en forma directa (cf. López Gamundi 1996), tal vez derivado del escudo continental que constituye el sustrato pre-Karoo (De Villiers y Wardaugh 1962; Theron 1975) (Fig. 8a).


Figura 5: Matriz de diamictita (Dmm2). Dibujo microscópico.


Figura 6: Diagrama triangular de composición (Folk et al. 1970). 1. Arenita cuarzosa; 2. Subfeldsarenita; 3. Sublitarenita; 4. Feldsarenita; 5. Litic feldsarenita; 6. Litarenita feldespática; 7. Litarenita.


Figura 7: a, Diagrama QtFL (Dickinson et al. 1983). 1. Cratón interior; 2. Continental transicional; 3. Elevación del basamento; 4: Orógeno reciclado; 5. Arco disectado; 6. Arco transicional; 7. Arco no disectado. b, Diagrama QmFLt (Dickinson et al. 1983). 1. Cratón inferior; 2. Continental transicional; 3. Elevación del basamento; 4. Orógeno cuarzoso reciclado; 5. Orógeno transicional reciclado; 6. Orógeno lítico reciclado; 7. Mezcla; 8. Arco disectado; 9. Arco transicional; 10. Arco no disectado.


Figura 8: a, Diagrama QmPK (Dickinson et al. 1983). 1. Aumento de la razón de fuentes plutónicas para volcánicas en procedencia de arcos magmáticos; 2. Circunpacific volcanic-plutonic procedencias; 3. Aumento de la madurez y estabilidad de la procedencia de bloques continentales. b, Diagrama QFL con procedencias de primer orden (Valloni 1985). 1. Basamento cratónico; 2. Basamento acrecionado; 3. Antepais fallado y plegado; 4. Elevación relacionado con uniones de placas; 5. Arcos continentales; 6. Arcos oceánicos; 7. Archipiélago.

En relación con la procedencia de los materiales, puede ser admitida una procedencia dominante desde los centros de dispersión de los glaciares en África austral localizados en las cuencas de Kalahari y Karoo. En ese sentido, las fracciones arenosas de la Formación Sauce Grande muestran grandes semejanzas con las incluidas en los depósitos glaciares del Grupo Dwyka, que también se caracterizan por contener una alta proporción de cuarzo derivada de la erosión de las sedimentitas de la Formación Witteberg (Carbonífero inferior) y el predominio de los feldespatos potásicos sobre las plagioclasas (Johnson 1991; véase también López Gamundi 1996). Asimismo, esta procedencia estaría confirmada por la presencia de clastos de cuarcitas y, en particular, de las cuarcitas púrpura que aparecen solamente en algunas diamictitas y conglomerados en el tercer megaciclo (Andreis y Cladera 1992a). La posibilidad de aportes de materiales desde el área de las Sierras Pampeanas "del oeste" (Harrington 1970) y de Tandilia (López Gamundi 1996), quedaría relativizada por la orientación general de las paleocorrientes hacia el norte (véase paleocorrientes). Deben ser mencionados también los aportes "locales" ubicados en las diamictitas basales de la unidad, representados por clastos y bloques de wackes cuarzosas provenientes del sustrato formado por las sucesiones detríticas de la Formación Lolén (Massabie y Rossello 1980).

Facies sedimentarias

Generalidades

A pesar de la heterogeneidad litológica, la Formación Sauce Grande fue dividida en dos (Coates 1969) o tres secciones (Harrington 1947, 1970; Andreis 1965). Aunque las diversas litofacies parecen no tener gran persistencia lateral y se distribuyen estratigráficamente sin seguir un esquema definido, es posible reconocer una posible bipartición, mayormente debida a la elevada participación de diamictitas en la parte inferior y de areniscas y pelitas en la parte superior de las sucesiones en los dos perfiles (Figs. 2a y b).
Como ocurre en otras unidades del Grupo Pillahuincó (Andreis et al. 1979, 1987; Andreis y Japas 1996), las tonalidades verdosas (50%), negro-azuladas (12%) y amarillentas (6%) son frecuentes en la Formación Sauce Grande, a las que se agregan escasas castañas (6%) y gris oscuro (2%). En general, los tonos verdosos aparecen restringidos a las diamictitas, mientras que en los conglomerados y, particularmente en las areniscas, las tonalidades verdosas, grises y amarillentas son frecuentes, aunque con escasa participación de tonos castaños. Las pelitas exhiben tonos verdosos, azulados y escasos amarillentos.
Tal como fuera señalado por Harrington (1947), Coates (1969), Andreis (1965, 1984), Andreis et al. (1987, 1989) y Andreis y Japas (1996), en la Formación Sauce Grande predominan las sedimentitas psefíticas (64%). Las diamictitas son comunes en ambos perfiles, en tanto que las demás litofacies (conglomerados, areniscas y pelitas) aumentan su participación en el perfil Norte (Cuadro 2).


Cuadro 2: Tipos y frecuencias de las litofacies.

Descripción de las facies sedimentarias

A) facies psefíticas

Según se advierte en el cuadro 2, las facies psefíticas están representadas por variados tipos de diamictitas [(Dmm1, Dmm2, Dmg, Dms, Dms(r)], asociadas con una discreta participación de conglomerados clasto-soportados (Dcm, Dcg).
Si bien existen características texturales y de estratificación que permiten la diferenciación de las diversas diamictitas y los conglomerados, hay algunas propiedades que son comunes a estas psefitas. Nos referimos a la presencia de clastos facetados y estriados y la composición mineralógica de los fenoclastos. Los clastos estriados y facetados fueron mencionados por diversos autores (Keidel 1916; Du Toit 1927; Riggi 1935; Harrington 1947; Suero 1957; Andreis 1965), aunque no son muy comunes (véase Coates 1969). Fueron hallados también en guijarros y bloques de cuarcitas y de granitos (véase también Amos y López Gamundi 1981a y b) y se distribuyen en toda la unidad, apareciendo a veces concentrados en los niveles de diamictitas del tipo Dmm2 y Dms(r), aunque son muy raros en los conglomerados. La mayoría de las estrías son del tipo paralelo y debidas a procesos de desgaste glaciar y/o de deslizamiento intraestratal, probablemente producido durante la deformación de las sedimentitas. Sin embargo, concordamos con Winterer (1964) que las estrías subparalelas hasta cruzadas son de evidente génesis glaciar.
Con todo, desde el punto de vista textural, en las diamictitas son abundantes los clastos angulosos, subangulosos a subredondeados, mientras que en los conglomerados son más comunes los clastos subredondeados a redondeados. Sin embargo, un aumento en la frecuencia de clastos subredondeados y redondeados fue registrado en algunas diamictitas y conglomerados en el megaciclo superior del perfil Norte, en particular, correspondiente a fragmentos de cuarcitas y cuarzo de vena.
Los clastos contenidos en las psefitas exhiben en general un fuerte alineamiento paralelo al clivaje debido a la deformación tectónica (Amos y López Gamundi 1981a y b). Mediciones de orientación de clastos fueron realizadas por varios autores (Du Toit 1927; Harrington 1947; Andreis 1965; Amos y López Gamundi 1981a y b), pero en todos los casos fue muy difícil la distinción entre la fábrica sedimentaria original y la fábrica producida por la reorientación de los clastos.

A.1. Diamictitas

A.1.1. Facies Dmm: Fueron identificadas dos variedades de la facies Dmm, definidas por el tipo de matriz que contienen, denominadas Dmm1 con matriz pelítica, y Dmm2 con matriz arenosa wáquica. Ambas variedades son macizas, contienen variable proporción de fenoclastos y/o bloques dispersos y corresponden al tipo desorganizado definido por Walker y Mutti (1973).
La variedad Dmm1 (Fig. 9) se caracteriza por presentar una matriz limosa y de composición clorita-sericita, en la cual aparecen escasos granos arenosos gruesos dispersos de cuarzo monocristalino transparente, así como de guijas y guijarros (diámetro máximo 5 cm), y ocasionales guijones de cuarcitas de hasta 20 cm o bloques de 60 cm de diámetro. En general, en los estratos, los clastos mayores muestran una débil distribución gradada normal, son subangulosos a subredondeados y su frecuencia varía del 10 al 30% de la roca. Las capas son tabulares y con espesores variables entre 1 y 54 m (perfil Sur) y de 1-37 m (perfil Norte). Los valores medios exhiben sin embargo valores de espesor medio diferentes, de 8 m (perfil Norte) a 15 m (perfil Sur). Su participación es semejante en ambos perfiles (Cuadro 2, Figs. 2a y b).


Figura 9: Formación Sauce Grande. Diamictita Dmm1 con matriz limosa.

En las diamictitas del tipo Dmm2, la matriz está formada por abundantes granos de cuarzo monocristalino transparente con tamaños variables entre arenosos muy gruesos y sábulos (diámetros entre 1 y 4 mm), unidos por un agregado fino de clorita-sericita (matriz wáquica). Los clastos mayores extraformacionales se distribuyen con cierta gradación normal o dispersos en la matriz, constituyendo del 10 al 40% de las rocas. Son subangulosos a subredondeados o raramente redondeados (cuarzo) y sus tamaños varían entre 1 y 20 cm, aunque raramente pueden alcanzar los 80 cm de diámetro (Amos y López Gamundi 1978; Andreis 1984). También en esta facies localizadas en la parte basal de la sucesión en el perfil Sur, aparecen incluidos guijarros y bloques angulosos de las sedimentitas arenosas devonianas que alcanzan a poco más de 1m³ (Massabie y Rossello 1980, 1984) y cúmulos de fenoclastos (Andreis 1984). Solamente en unos pocos estratos se han encontrado bloques de otras diamictitas dispersas en la matriz. Son muy escasos los fragmentos angulosos de tamaño centimétrico, de intraclastos pelíticos.
Los estratos son también tabulares con contactos planos definidos o transicionales y su potencia es semejante en ambos perfiles, con 4 a 76 m en el perfil Sur, y 5 a 80 m en el perfil Norte, incluyendo sucesiones amalgamadas con espesores decamétricos. Con todo, los valores de espesor medio son mayores en el perfil Norte (24 m) que en el perfil Sur (18 m). La participación de sucesiones amalgamadas es algo mayor en el perfil Sur, con 44%, que en el perfil Norte (34%). Junto con la facies Dmm1, forman entre el 52% y 63% de las facies reconocidas (Cuadro 2), y son las diamictitas más comunes en ambos perfiles con 80% entre las facies diamictíticas.

A.1.2. Facies Dmg: Se trata de diamictitas macizas similares a las Dmm, pero que exhiben una confusa variación vertical en el tamaño medio de los fenoclastos o en la relación clastos/matriz desde la base al techo. En general, en las partes basales y medias de estas diamictitas, la matriz de las diamictitas contiene abundantes granos de cuarzo transparente muy gruesos a sabulíticos (1-3 mm) dispersos en un agregado fino de clorita-sericita, en la que aparecen dispersos guijarros y guijas (de 5 a 20 cm de diámetro) formando hasta el 50% de la diamictita. Hacia el tope la diamictita va perdiendo gradualmente granos de cuarzo y fenoclastos y la matriz se va haciendo progresivamente más pelítica. Aparece solamente en el perfil Sur como dos estratos de 22 y 24 m de espesor (Fig. 9, Cuadro 2).

A.1.3. Facies Dms: Aparecen con igual frecuencia en los dos perfiles (Cuadro 2). Forman estratos con espesores entre 7 y 12 m, con valores medios de 9 m en el perfil Norte y pudiendo alcanzar a 22 m en el perfil Sur. Presentan estratificación tabular mal definida, maciza o con gradación normal poco definida, con espesores variables entre 0,5-1m (mínimo) y 2-4 m (máximo). Pueden contener hasta 30% de guijas hasta guijarros (máximo 10 cm) y algunos bloques de cuarcitas (máximo 50 cm).

A.1.4. Facies Dms(r): Se trata de diamictitas con evidencias de resedimentación que pueden aparecer subordinadas al conjunto de las variedades Dmm1 y Dmm2 (Cuadro 2, Fig. 2a). Fueron reconocidas tres variedades: a) Diamictita similar al tipo Dms, con potencia de 10 m y 40% de clastos, mostrando deformación sinsedimentaria confinada a lo largo del contacto basal y, particularmente, en los repliegues alrededor de bloques de cuarcitas con diámetros entre 0,20 y 0,70 metros. Aparece en el perfil Sur; b) Diamictita con lentes irregulares de limolitas con espesores centimétricos y largo decimétrico (silt stringers) y clastos "flotantes" en una matriz wáquica y, a veces, asociados a estratos con deformación incipiente. Su potencia no sobrepasa los 3 metros; c) Variedad más abundante, constituida por diamictitas texturalmente semejantes a las diamictitas Dmm2, que incluyen guijas y raros guijarros o guijones (máximo 20 cm) subangulosos hasta redondeados, abundantes lajas de arcilitas negras o verdosas (a veces deformadas), agregados de clastos y bloques, y lentes centimétricos alineados o deformados de areniscas finas o medias macizas o gradadas (ya mencionadas por Crowell 1957). Asociados a esta facies fueron registradas excavaciones alargadas de ancho centimétrico. La potencia de los estratos varía entre 4 y 20 m (media 11 m) en el perfil Norte y de 9 a 42 m (media 16 m) en el perfil Sur. La geometría de los estratos es lenticular extendida (hasta 300 m de ancho) y los contactos son planos u ondulados (no erosivos), aunque pueden aparecer deformados con señales de carga y parcial fluidización en todos los tipos reconocidos.

A.2. Facies conglomerádicas

Facies Dcm y Dcg: Representadas por variedades ricas en clastos de tamaño gránulo (sabulitas) hasta conglomerados medios, constituidos de guijas y guijarros (tamaño máximo 5 cm), aunque, ocasionalmente pueden incluir guijones de hasta 15 cm de diámetro máximo.
Fueron registradas variedades clasto-soportadas con escasa matriz arenosa gruesa o matriz-soportadas con matriz areno-limosa, con frecuencia máxima del 15%. En algunos casos, la matriz parece haber sido introducida (epimatriz). Muestran aspecto macizo (Dcm) o con discreta gradación normal (Dcg), y en algunos casos, pueden mostrar una incipiente imbricación del tipo A(p)A(i). La geometría de los cuerpos conglomerádicos es elongada y de sección lenticular no muy extendida (máximo 60 m), con espesores de pocos centímetros (sabulitas) hasta los 3 metros. El contacto basal puede ser ondulado sin señales de erosión, o aparecer irregular o cóncavo, debido a procesos erosivos. Rara vez exhiben marcas subestratales (calcos de flujo) mal preservados (véase también Amos y López Gamundi 1981a y b) o calcos de surco (perfil Norte), cuyas dimensiones alcanzana 2 m de ancho, 10 cm de profundidad y con estrías preservadas. En general, los fenoclastos son más redondeados y ecuantes que en las diamictitas, predominando los fragmentos de cuarcitas y areniscas (Andreis 1965) e incluyendo intraclastos de arcilitas/limolitas verdosos o negros. En algunos estratos en el perfil Sur, se incorporan abundantes fragmentos de cuarcitas moradas.

B) facies arenosas

B.1. Facies de areniscas macizas (Sma): Constituidas por areniscas finas hasta gruesas, bien seleccionadas, con ocasionales sábulos de cuarzo y feldespato, y guijas hasta guijones redondeados de cuarzo (máximo 0,10 m). Forman cuerpos lenticulares extendidos por varias centenas de metros hasta kilómetros (véase también Amos y López Gamundi 1981a y b), con espesores desde centimétricos hasta métricos. Por superposición de capas puede alcanzar espesores de 13 m (perfil Sur) a 20 m (perfil Norte). Fueron encontradas escasas capas con débil gradación normal. La frecuencia de estas areniscas se muestra en el cuadro 2.

B.2. Facies de waques macizas (Smw): Incluye waques finas hasta gruesas (éstas son menos frecuentes), con abundantes granos arenosos y sábulos de cuarzo y feldespato dispersos en un agregado fino de clorita-sericita. Pueden incluir intraclastos dispersos de arcilitas verdes, grises o negras. Raramente muestran laminación poco definida y pequeños calcos de surco en la base. Probablemente correspondan a las grauvacas descriptas por Coates (1969). Ocurren como estratos tabulares o lenticulares extendidos (más de 500 m), con espesores individuales de 2 a 5 m y sucesiones multiepisódicas con más de 70 m de espesor y con contactos planos transicionales. Como en el caso de la facies Sma, también la facies Smw son más frecuentes en el perfil Norte (Cuadro 2).

B.3. Facies de areniscas laminadas (Sh): Constituida por areniscas con selección moderada, de grano fino hasta medio (menos frecuentes) y con laminación poco definida. En algunas secciones esta laminación aparece deformada conformando laminación convoluta en capas de hasta 1,50 m de espesor. Aparecen con frecuencias semejantes en los dos perfiles (Cuadro 2), como capas de hasta 1 m de espesor, pero pueden formar sucesiones multiepisódicas de hasta 14 m de espesor en el perfil Norte constituidas por capas tabulares con espesores cercanos a los 0,20 centímetros.

B.4. Facies de areniscas con óndulas (Sr): Comprende areniscas finas y medias, con óndulas de cresta recta con ocasionales anastomosis y sección asimétrica o simétrica. En el perfil Sur, asociadas a capas Sh aparecen óndulas asimétricas, algunas de las cuales tienen sus crestas truncadas.

B.5. Facies de areniscas con estructuras cruzadas (Sp): Esta facies, restringida al perfil Sur, está formada por cuerpos elongados de areniscas medias con sección lenticular extendida (máximo de 200 m), contactos planos u ondulados y espesores variables entre 0,60 y 1,50 metros. La estructura cruzada corresponde a los tipos planar y planar tangencial en la base.

C. Facies pelíticas

Aparecen solamente en el perfil Norte (Cuadro 1) y en ninguna de las facies reconocidas fueron detectadas señales de bioturbación o de restos de vegetales.

C.1. Facies de pelitas macizas (Fm): Aparecen en estratos tabulares o lenticulares, con contactos planos nítidos, de arcilitas o limolitas macizas con espesores entre 0,5 y 5 metros.

C.2. Facies de pelitas laminadas (Fl): Se presenta en estratos lenticulares muy extendidos con contactos planos nítidos o transicionales, con laminación desde poco definida a bien definida, con espesores entre 5 y 11 metros.

C.3. Facies de pelitas con cadilitos (Fld): Aparece como sucesiones multiepisódicas de hasta 15 m de espesor, formadas por capas delgadas con 0,02 a 0,10 m de espesor, con laminación definida e incluyendo cadilitos de tamaño arena, sábulos y hasta guijas dispersas en los planos de laminación.

Ciclicidad

En general, las sucesiones de la Formación Sauce Grande exhiben ciclicidad en escala métrica producida por la intercalación de conglomerados y areniscas entre las diamictitas, y ciclicidad a escala decamétrica que exhiben las intercalaciones de los distintos tipos de diamictitas. Estos aspectos pueden ser reconocidos en los afloramientos y se muestran en los perfiles estratigráficos (Figs. 2a y b). Con todo, existe alguna dificultad para distinguir la ciclicidad que presentan, independientemente, las diamictitas y las intercalaciones de conglomerados y/o areniscas/waques. Esto, dejando de lado las sucesiones acíclicas, formadas por la superposición o amalgamación de facies iguales.
Es por esta razón que se han usado las cadenas markovianas de primer orden que ofrecen una metodología estadísticamente coherente y de interesantes posibilidades interpretativas (véase Bossi et al. 1983). Los conceptos fundamentales de su aplicación en estratigrafía fueron difundidos en varios trabajos por Krumbein y Dacey (1969), Selley (1970), Miall (1985), Bossi et al. (1983) y Dott Jr. (1988). Cabe señalar que un proceso de características markovianas es aquel cuya probabilidad de recurrencia en un lapso determinado es inferible a partir de la naturaleza del estrato anterior, de modo que el muestreo es entre estratos en sentido ascendente, pero sin considerar el espesor de los estratos. En general, la ciclicidad real puede obedecer a dos tendencias principales: determinísticas y las probabilísticas (también conocidas como aleatorias o estocásticas). En las primeras, el ambiente de sedimentación y la mecánica de transporte determinan una sucesión ideal de eventos acumulativos que se repiten cíclicamente, en tanto que las segundas representan factores ambientales fluctuantes y que, al no poseer siempre la misma intensidad, pueden introducir variaciones imprevistas en la sucesión ideal acumulada. La interacción de estas influencias puede modificar el ciclo ideal enmascarando gran parte de los aspectos visibles de la ciclicidad que la sucesión real presenta. Además, a los efectos probabilísticos deben sumarse aquéllos que se relacionan con el potencial de preservación o de fosilización (Goldring 1965; Allen 1967), de gran importancia en la interpretación paleoambiental de una sucesión de facies (Bossi et al. 1983; Reading y Levell 1996), ya que los elementos preservados no corresponden a la totalidad de los elementos acumulados. La preservación depende de los niveles de energía, de la persistencia de los ambientes y de la velocidad de subsidencia de la cuenca. En este sentido, una parte de los depósitos acumulados pudo haber sido retrabajada o eliminada por erosión, antes de ser cubiertos por otros sedimentos (Reading y Levell 1996). También fue analizado el índice de concentración (Bossi et al. 1983) identificado como el cociente entre las transiciones multiepisódicas y la totalidad de las capas de una litología particular, que permite visualizar e interpretar ciertos aspectos básicos en la ciclicidad relacionados a la repetición o apilamiento de algunas facies (Cuadro 2).
En los perfiles estudiados fueron considerados 15 estados positivos [Dmm1, Dmm2, Dmg, Dms, Dms(r), Dcm, Dcg, Sma, Smw, Sh, Sp, Sr, Fm, Fl, Fd] y dos negativos, representados por Y (diastemas) y Z (pulsos). Cabe aclarar que las diastemas representan un aumento de energía, mientras que los pulsos indican una relativamente brusca disminución de energía, representada por un salto en la textura de los depósitos. En el perfil Sur fueron consideradas 200 transiciones, mientras que en el perfil Norte fueron identificadas sólo 136 transiciones.
Los diagramas de ciclicidad ideal (Fig. 10a y b) confirman aspectos ya observados en los afloramientos, o sea la sistemática aparición de dos grandes concentraciones de facies: a) las diamictitas y b) los conglomerados, areniscas y waques, juntos o aislados, generalmente separados entre sí por un salto textural (Z). La facies diamictítica de tipo Dmm2 presenta frecuentes transiciones entre estratos de igual naturaleza (Dmm2-Dmm2), aunque no faltan transiciones semejantes entre las facies Dmm1 y Dms(r). Las transiciones más comunes son las representadas por los ciclos Dmm1-Dmm2-Dms(r), Dms(r)-Dmm1-Dmm2 y las repeticiones Dmm1-Dmm2-Dmm1 en los perfiles norte y sur, respectivamente. La otra gran concentración, que corresponde a las facies conglomerádicas (Dcm, Dcg) y arenosas (Sma, Smw, Sh, Sr, Sp), exhibe varios ciclos menores que comienzan sobre el salto textural (Z). Entre las facies arenosas son comunes los ciclos Sma-Smw, Sma-Sh, Sh-Sr y Sh-Sp (Fig. 10a y b). En general, los conglomerados forman ciclos del tipo Y-Dmc-Z o Y-Dcg-Z, intercalados entre las facies arenosas. Las escasas facies pelíticas del perfil Norte no forman ciclos definidos, pues apenas aparecen asociadas a las facies diamictíticas Dmm2, Dms y Dms(r) o la facies Sma. Estas intercalaciones pelíticas son aquí consideradas como episodios de inundación (véase interpretación paleoambiental).


Figura 10: a, Ciclicidad general en el perfil Norte. b, Ciclicidad general en el Perfil Sur.

Sin embargo, una lectura más cuidadosa de los perfiles indica la probable existencia de dos grandes megaciclos separados por un delgado megaciclo que, como se verá más adelante, representa un evento de somerización (Fig. 11). Este ciclo junto con el contacto con la Formación Piedra Azul, servirían de elementos de correlación entre los perfiles, siendo considerados como glaciohorizontes (cf. Chumakov 1981). Esta división, basada en las frecuencias litofaciales, el espesor de los estratos y la ciclicidad ideal, permite registrar con mayor precisión la evolución de los procesos depositacionales en la cuenca Sauce Grande.


Figura 11: Panel incluyendo los dos perfiles estratigráficos y sus correlaciones. Referencias: 1. Dmm1; 2. Dmm2; 3. Dms(r); 4. Dmg; 5. Dms; 6. Sma; 7. Smw; 8. Gm, Sp, Sh o Sr; 9. Pelitas. Paleocorrientes (flechas); posición de las óndulas (líneas paralelas); bloques caídos (formas en U); GH 1 y 2: glaciohorizontes.

El megaciclo inferior, con espesores entre 421 m (perfil Norte) y 703 m (perfil Sur), permite visualizar las caracteristicas del sustrato paleorrelieve devónico con notable exondación hacia el SE (Fig. 11). Está constituido con las abundantes diamictitas Dmm2, asociadas con las variedades Dmm1 yDms(r), y la escasa participación de Dms y Dmg, configurando el 80 o 90% de las secciones. A estas diamictitas se asocian areniscas (Sma, Smw, Sh) y los escasos conglomerados (Dcm) (Cuadro 3). Fueron reconocidos ciclos bien definidos Dms(r)-Dmm1-Dmm2 (perfil Sur) o Dmm1-Dmm2-Dms(r) (perfil Norte), ya mencionados en el cálculo de la ciclicidad ideal de la totalidad de las sucesiones, pero no faltan ciclos menores, Dmm1-Dmm1 o Dms(r)-Dmm1 (Fig. 12a y b). Separadas por el salto textural (Z), en el perfil Norte aparecen ciclos Smw-Sma o Sma-Smw, mientras que en el perfil Sur, se presentan ciclos menores formados con las areniscas Sma, Sh-Smw y Sh, en este caso vinculadas también con los conglomerados (Dmc) por intermedio de una superficie de erosión (Y).


Cuadro 3: Índice de concentración de las facies.


Cuadro 4: Frecuencia de repeticiones litofaciales.


Figura 12: a, Ciclicidad en el Megaciclo inferior (Perfil Norte). b, Ciclicidad en el Megaciclo inferior (Perfil Sur).

El megaciclo medio, con espesores entre 35 m (perfil Norte) y 47 m (perfil Sur), exhibe notables variaciones litofaciales ejemplificados por la desaparición de las diamicititas y la participación exclusiva de areniscas (Sh, Sr, Sp, Smw) y de conglomerados (Dcm, Dcg) (Cuadro 3 y Fig. 13a y b). Los ciclos ideales son aquí más simples y formados por los ciclos Y-Dcg-Z-Sh-Y (perfil Norte, Fig. 13a) o Y-Dcg-Z-Sp-Sh-Y (perfil Sur, Fig. 13b), siendo que en este último fueron registrados ciclos menores Sh-Sp, Sh-Sr-Sh, Sh-Sma-Sh. Cabe recordar que en el perfil Sur, las óndulas fueron producidas por oleaje o por corrientes, y existen escasas con crestas asimétricas truncadas. Asimismo, asociados con los conglomerados (Dcg), en el perfil Norte aparecen calcos de surco.


Figura 13: a, Ciclicidad en el Megaciclo medio (Perfil Norte). b, Ciclicidad en el Megaciclo medio (Perfil Sur).

Sobre el ciclo anterior sigue el megaciclo superior (Fig. 14a y b) con espesores entre 352 m (perfil Norte) y 354 m (perfil Sur). Aquí se advierte una disminución en la participación de las diamictitas que comprenden entre el 55% (perfil Norte) y el 70% (perfil Sur), donde las variedad dominante continúa siendo el par Dmm1-Dmm2, aunque con un aumento en la participación de las facies Dmm1 y Dms(r) (Cuadro 3). La disminución en la participación de las diamictitas es sustituida por un aumento en la frecuencia de areniscas (Sma, Smw, Sh, Sp, Sr) y la aparición de intercalaciones de pelitas en el perfil Norte (Cuadro 3).


Figura 14: a, Ciclicidad en el Megaciclo superior (Perfil Norte). b, Ciclicidad en el Megaciclo superior (Perfil Sur).

En el perfil Sur (Fig. 14b), continúa habiendo una doble distribución de facies, ya que por un lado las diamictitas aparecen formando ciclos Dms(r)-Dmm1-Dmm2, con la común alternancia entre las dos últimas variedades. No obstante, las diamictitas son sucedidas por un salto textural (Z), aunque en algunos casos (Dms(r) y Dmm2) a través de un pequeño ciclo Y-Dcm-Z. Sobre Z siguen Sma y Smw (y sus intercalaciones) y Sr forma discretos ciclos con Sma. Ya en el perfil Norte (Fig. 14a), las diamictitas Dmm1, Dmm2 y Dms(r) no constituyen ciclos, pero son sucedidas por el salto textural (Z). Además, se advierte una mayor frecuencia de cadilitos de tamaño guijarro hasta bloque (Figs. 2a y b). Sobre Z continúan Sma y Smw, pero sin mostrar interrelaciones, aunque Sma compone ciclos ideales con Sh. Las pelitas forman ciclos menores con las diamictitas (Z-Fm-Dms(r); Z-Fm-Dmm2) o con los conglomerados (Z-Fm-Y-Dmc).


Cuadro 5: Frecuencia de litofacies por megaciclo en cada perfil.

Paleocorrientes

Los indicadores de paleocorrientes son muy raros en la sucesión analizada y esta situación dificulta hallar un modelo satisfactorio de distribución de las corrientes. Fueron analizadas las escasas óndulas, estructuras cruzadas y marcas subestratales. En general, las crestas de las óndulas simétricas tienen rumbo NO-SE, ENE-OSO, ESE-ONO o, raramente, NE-SO (véase también Coates 1969; Amos y López Gamundi 1981a y b), en tanto que las óndulas asimétricas indican paleocorrientes orientadas hacia el N y NE. Las estructuras entrecruzadas halladas en el perfil Sur, exhiben una dispersión de los azimutes entre NO (340°) y NE (30°), o sea con una resultante dirigida hacia el Norte, que sería próxima a la orientación NE propuesta por Coates (1969). Ya las marcas subestratales (calcos de surco y de flujo) muestran sentido de transporte hacia el O-NO (véase también Amos y López Gamundi 1981a y b), mientras que los ejes de canales tienen orientación EO y NE-SO (Coates 1969; Amos y López Gamundi 1981a y b). La débil imbricación de tipo a(p)a(i) muestra que los ejes de los clastos tienen orientación NE-SO, pero indicando paleocorrientes con sentido al NE. Coates (1969) también muestra paleocorrientes hacia el E.
El diseño polimodal de las paleocorrientes parece revelar la entrada de sedimentos desde partes diferentes de la margen de la cuenca, aunque no se descarta la posible influencia de la morfología del fondo marino, con la presencia de algún relieve irregular generado por la procesos orogénicos en la margen occidental de la cuenca (cf. Pickering y Hiscott 1985) o, eventualmente, un fallamiento sindepositacional (cf. Okada y Tandon 1984). Con todo, las paleocorrientes dominantes hacia el N-NO se encuadran mejor con la posición de los continentes y el sentido de avance de los glaciares para el Neopaleozoico de la Cuenca de Karoo (Benton 1993).

Parte 2: Interpretación paleoambiental-paleogeografía. Evolución de la Cuenca Sauce Grande

Interpretación paleoambiental

En general, las facies Dmm1 y Dmm2 son los miembros más conspicuos en las sucesiones analizadas. Corresponden a flujos de detritos cohesivos generados en pendientes fuertes (Lowe 1982), lo que explicaría la ausencia de selección y la baja proporción de contactos entre clastos (máximo 15%). La discreta gradación de los componentes gruesos reconocida en algunas diamictitas del tipo Dmm2, indicaría flujos diluidos, con incipiente turbulencia y mayor mobilidad (cf. López Gamundi 1994). La facies Dmm1 podría significar flujos gravitatorios distales aunque con suficiente cohesión (cf. López Gamundi 1994) y reflejar la incorporación de materiales pelíticos al flujo durante la depositación simultánea de los materiales gruesos o la invasión de gravas en fondos blandos de pelitas produciendo mezcla y remobilización (Nemec et al. 1984). La posibilidad de que algunos depósitos de Dmm1 o Dmm2, en especial en el megaciclo superior de las sucesiones, donde los estratos exhiben menor espesor, no se descarta que puedan ser considerados como diamictitas del tipo rain out. Al igual que en estos depósitos, las facies Dmm1 y Dmm2 tienen características semejantes, como ser espesores decamétricos y aspecto macizo o pobremente estratificado, pero en aquel caso los materiales derivaron del derretimiento progresivo de icebergs (Miller 1996). Con todo, la ausencia de algun tipo de fauna, hace muy difícil la distinción entre un depósito rain out o resedimentado.
Considerando la geometría tabular (o lenticular extendida en algunos casos) de los estratos, las bases planas y los espesores decamétricos (incluyendo la amalgamación), se admite que los flujos de detritos Dmm1, Dmm2 y Dms(r), en especial aquellos incluidos en el megaciclo inferior, se produjeron por deslizamientos de masas semi-consolidadas o fluidas (Dott 1963; López Gamundi 1994) en situación proximal (Crowell 1957; Nemec et al. 1980). La introducción de grandes volúmenes de detritos glaciares a la cuenca (megaciclo inferior) podría ser explicado por sucesivos períodos de avance del hielo que habría empujado los materiales a una plataforma proximal. Dado ese carácter proximal de los depósitos y el pobre desarrollo de la ciclicidad, es posible sugerir un constante apilamiento de estos depósitos diamictíticos. Con todo, la reiteración de ciclos de diamictitas gruesas y finas [Dmm2-Dmg, Dmm2-Dmm1, Dmm2-Dms(r)-Dmm1] o de diamictitas y wackes, areniscas o conglomerados [Dmm2-Sma o Smw, Dmm2-Dcm-Sh, Dmm1-Sma, Dms(r)-Smw], con espesores variables, podría estar vinculada con períodos de avance y retroceso de glaciares en tierra firme (Andreis 1984). La aparición aislada de bloques con hasta 80 cm de diámetros en algunas diamictitas (Figs. 2a y b), es interpretada como cadilitos, producidos por el deslizamiento de guijones y bloques por la superficie depositacional o por caída desde los icebergs en derretimiento. En el caso específico de los bloques de areniscas de la Formación Lolén, ellos habrían sido arrancados del sustrato irregular e incorporados a los depósitos diamictíticos debido a la turbulencia de los flujos, para formar acumulaciones dispersas en las irregularidades del relieve (scree-like deposits) en la base de las sucesiones.
En el caso de la facies Dms, representa unidades compuestas macizas, con la estratificación interna indicando pulsos de flujos de detritos separados dentro de un único evento de flujo (Walker 1975). La estratificación resultaría de la mezcla incompleta de arena, gravas y pelitas durante el flujo descendente, que podría ser distal (Frakes y Crowell 1969). Ya el tipo Dmg puede representar flujos de detritos desarrollados en pendientes menores que para los tipos Dmm y probablemente marquen posibles cambios en la concentración de los sedimentos (Postma 1984) y un aumento en la distancia recorrida por el flujo (Middleton 1966; Walker 1975).
En la facies Dms(r), la inclusión de cuerpos arenosos contorsionados y/o orientados, y de los frecuentes intraclastos y lajas de pelitas verdosas o negras en los flujos de detritos (Fig. 2), es interpretada como producida por el efecto de ruptura después de la depositación de areniscas o pelitas debido a movimientos pendiente abajo por deslizamiento (cf. Frakes y Crowell 1969; Crowell y Frakes 1972; Okada y Tandon 1984). Es posible suponer que este proceso también arrancó bloques de otras diamictitas que aparecen ocasionalmente en diamictitas del tipo Dms(r). Probablemente, la abundancia de intraclastos pelíticos seria generada por fluidización e inyección por efecto de carga o de impacto de la parte más densa del flujo, a veces algo turbulento. La deformación plástica de los cuerpos arenosos y aún de los intraclastos, sería el resultado del efecto de carga sobre sedimentos no consolidados saturados en agua (cf. Massari 1984; López Gamundi 1994). La forma lenticular de los estratos puede indicar procesos de erosión o deformación del sustrato, pero también el relleno pasivo de formas acanaladas previas (back filling, López Gamundi 1994).
Las facies conglomerádicas Dcm y Dcg son interpretadas como flujos no cohesivos (Lowe 1982), constituidas por materiales residuales dejados atrás por flujos hiperconcentrados o como flujos de granos modificados en su densidad (Coates 1969; Middleton y Southard 1984; Lowe 1982; Surlyk 1984; Mutti y Normark 1987). Los más espesos exhiben gradación normal, mientras que los más delgados tienen un aspecto desorganizado (macizos) representado por una pobre estratificación tabular delgada. Los conglomerados gradados parecen sugerir una reducción localizada en las pendientes (cf. Walker 1975, 1978; Massari 1984), en tanto que los estratificados podrían sugerir flujos transicionales a flujos de granos (Hampton 1979; Clifton 1984) y representar barras planas superpuestas depositadas por agradación vertical de flujos sucesivos (Hein 1984). Aparentemente, sea con base erosiva o no, representan el relleno de discretos canales excavados en el substrato (Mutti y Normark 1987) por flujos de detritos (Miall 1985). Ya la imbricación a(p)a(i) con inclinación de los clastos pendiente arriba, indica depositación directa a partir de un flujo gravitacional que mantiene los clastos suspendidos sobre la capa subyacente, aunque sin rodamiento (Davies y Walker 1974; Harms et al. 1975; Walker 1975; Hein 1984; Clifton 1984; Okada y Tandon 1984) y con alta concentración de materiales (Walker 1978). Las variaciones de tamaño reconocidas indican variaciones en la competencia de los flujos (Middleton y Hampton 1976; Clifton 1984).
Los raros calcos de surco reconocidos en la base de algunas diamictitas del tipo Dms(r) o en los conglomerados (Dcm), habrían sido producidos por deslizamiento o rodamiento de bloques caídos desde los icebergs sobre un sustrato blando (cf. Cook et al. 1972; Miall 1985), pero no son descartados otros mecanismo como el deslizamiento de bloques causado por empuje debido a un brusco aporte de detritos localizado (Miall 1985) o el arrastre de trozos de hielo por corrientes de marea (Dionne 1969, 1971, 1988). Los escasos calcos de flujo que aparecen en la base de algunos conglomerados (Dcg) pueden también haber sido generados por cierta turbulencia en los flujos descendentes (cf. Enos 1977).
En el caso de los depósitos arenosos, las areniscas macizas (o con ocasional gradación poco definida) y bien seleccionadas, correspondientes a la facies Sma, habrían sido sedimentadas por procesos suspensivos densos y escasamente compactados o, eventualmente, por flujos de granos, en el caso de las capas macizas (Visser 1983). Ya las waques (facies Smw), macizas y heterogéneas, rara vez gradadas o laminadas, representan depósitos de flujos de detritos finos y densos (Schanmungan y Benedict 1978; López Gamundi 1994), tal vez transicionales a flujos licuefactos (Surlyk 1978). Fueron producidos por procesos locales de deslizamiento y resedimentación gravitatoria y muestran un alto potencial de preservación (cf. López Gamundi 1994). Además, la presencia ocasional de intraclastos pelíticos sugiere que estos flujos representarían situaciones genéticas próximas al estado de deslizamiento (cf. López Gamundi 1994). Las sucesiones múltiples de waques estratificadas (Cuadro 2), con más de 70 m de espesor, fueron generadas por reiterados eventos de flujos densos.
La laminación mal definida en la facies Sh, habría sido producida por flujos residuales de alta densidad (Lowe 1982; Porebski 1984) o tal vez inducida por la dilución de flujos gravosos (Hampton 1972). Los casos de laminación convoluta fueron generados por la entrada brusca de flujos de detritos (Dcm) sobre fondos arenosos no compactados. La intercalación de areniscas laminadas con óndulas generadas por oleaje o corrientes (Sr), sugieren acciones depositacionales en condiciones de poca profundidad (Kleinspehn et al. 1984), aunque en otros casos sería debida a procesos de dilución de un flujo residual (Visser 1983). Las areniscas con estructuras cruzadas planares (facies Sp) fueron formadas por acreción frontal como barras transversales o dunas de arena por flujos traccionales asociados a flujos traccionales diluidos con velocidades menguantes (Easterbrook 1982; Miller 1996).
Las facies pelíticas, sean macizas (Fm) o laminadas (Fl), fueron depositadas sobre las diamictitas en contacto brusco, por procesos de decantación desde materiales finos suspendidos en la masa acuosa o, quizás, por débiles corrientes de turbidez distales. La ausencia de bioturbaciones indica ambiente anaeróbico o, al menos, poco oxigenado y/o una alta tasa de sedimentación. Estas facies sugieren un ambiente de plataforma afuera de muy baja energía y/o con una alta tasa de sedimentación.

Evolución de la Cuenca Sauce Grande

El comienzo de los procesos depositacionales de Sauce Grande fue caracterizado por una rápida transgresión en el Carbonífero tardío? (Andreis y Japas 1996) que cubrió el relieve creado en las sucesiones de la Formación Lolén, bajo condiciones de moderada subsidencia reflejo de la depresión glacio-isostática producida en las cercanías de los centros de emisión de glaciares en África austral (Visser 1993). El espacio disponible para la acomodación de los sedimentos fue controlado mayormente por los procesos eustáticos y de subsidencia (cf. Jervey 1988; Van Wagoner et al. 1990) y resulta evidente que el aporte de sedimentos no excedió ese espacio para acomodación, pues durante el megaciclo inferior la profundidad del mar se mantuvo somero con pocos cambios. Cabe consignar, finalmente, que los depósitos glacimarinos muestran normalmente espesores mayores que sus contrapartes terrestres y tienen alto tiempo de residencia o sea un potencial de preservación más alto (Eyles 1993).
Cabe señalar que los procesos de glaciación son considerados como los únicos mecanismos capaces de causar una relativamente rápida fluctuación en el nivel del mar superior a 1 cm/ 1000 años en tiempos cortos (Shanmugam y Moiola 1982). Con todo, fluctuaciones mayores del nivel mar pueden estar controladas por procesos de subsidencia del margen continental, ascenso glacio-eustático del mar y aún por compactación de los sedimentos, y pueden alcanzar a 10 m/ 1000 años (Shanmugam y Moiola 1988; Stow et al. 1985).
En general, los ciclos controlados por procesos glacio-eustáticos son de tercer orden con una duración de 0,5 a 3 millones de años (cf. Haq et al. 1988; Vail et al. 1977, 1991), aunque no faltan períodos más cortos del orden de 10.000 a 100.000 años (Hayes et al. 1976). Las tasa de depositación de los flujos de detritos pueden alcanzar entre 600-1100 cm/ 1000 años, pero la tasa normal sería de 100-200 cm/ 1000 años (Stow 1992). En el caso de las pelitas, la tasa de sedimentación es de apenas 13 cm/ 1000 años para secciones localizadas en taludes continentales (Stanley y Maldonado 1981).
Según Harrington (1947, 1972), Frakes y Crowell (1969) y Andreis (1984), las espesas sucesiones glacimarinas fueron depositadas en un ambiente nerítico proximal, probablemente en amplias plataformas someras. Sin embargo, la aparente ausencia de canales y de los efectos de excavación y remoción de sedimentos producidos por asentamiento de icebergs, sugiere profundidades del mar de alrededor de los 500 m (cf. Barnes y Lieu 1988; Miller 1996). Esta posibilidad indica que los procesos depositacionales para el megaciclo inferior, ocurrieron en áreas oceánicas abiertas, donde era posible la influencia de los icebergs a través de los clastos caídos (cadilitos) en la sedimentación glacimarina y la probable generación de rain out tills. Tal vez estaríamos en presencia del proto-Atlántico (Visser 1983a y b) representado por la cuenca de Sowegon en África del Sur (Visser 1993a y b). Es probable que haya habido un talud continental desarrollado al NE en la costa sudafricana, pero es posible afirmar que condiciones de sedimentación en un fondo marino de media profundidad fueron dominantes.
Estas condiciones parecen haber prevalecido en las sucesiones correspondientes al megaciclo inferior, donde la relativa quietud de las aguas someras del mar condicionaron la agradación de depósitos diamictíticos macizos (principalmente facies Dmm1, Dmm2), generados por el abundante aporte de detritos glaciares heterogéneos y poco seleccionados a la cuenca, asociados a períodos de avance y retroceso de los glaciares en el continente de la Cuenca de Karoo y las fluctuaciones concomitantes en el nivel del mar (cf. Nemec et al. 1984). Con todo, la aparente ausencia de cañones alimentadores de abanicos submarinos, de canales, y de turbiditas finas, en contraposición a la abundancia y variedad de diamictitas y areniscas depositadas por flujos de detritos, indica que esos detritos habrían sido depositados en un slope apron o debris apron, con una fuente de aporte lineal (Stow et al. 1985) y localizado cerca de la base del talud continental sudafricano (cf. Mullins et al. 1984; Stow et al. 1985; Reading y Richards 1994) y alimentado por glaciares. Este apron habría tenido pendientes entre 2° y 7° hasta un máximo de 10° (Stow 1992), aunque la presencia de diamictitas con indicios de fluidización del tipo Dms(r), podría indicar pendientes algo mayores que alcanzaban a los 15° (Peck y Kaun 1948; Terzaghi 1956). Es posible que algunos de los conglomerados (Dcm) que aparecen en el perfil Sur puedan representar el relleno de suaves y discretas depresiones alargadas (gullies, Stow 1992) formando discretos autociclos Dcm-Sh. El volumen de diamictitas depositadas depende en gran parte del régimen termal de la base de los glaciares, que habría sido inicialmente de base fría (Eyles et al. 1983).
Aunque resulta difícil identificar en las sucesiones la intensidad y duración de los procesos de expansión y retracción de los glaciares en el continente sudafricano, la frecuente agradación de alociclos Dmm2-Dmm1, Dmm2-Smw, Dmm2-Dmg, Dmm2-Dms y la más rara progradación de los depósitos (ciclos Dmm2-Dmm2 con variaciones crecientes en el tamaño de los clastos) indican un cortejo de sistema de mar bajo (lowstand systems tract). Además, Miller (1989) sugiere depositación dominante durante las épocas de progradación de los glaciares, cuando grandes volúmenes de sedimentos estaban disponibles y probablemente caracterizaron la depositación de diamictitas de los tipos Dmm2, Dms, Dms(r) y Dmg, mientras que las diamictitas con matriz pelítica (Dmm1) pueden indicar un discreto retroceso de los glaciares. La posibilidad de que la agradación de los depósitos pudiese haber tenido influencia de una actividad tectónica sindepositacional a lo largo de posibles fallas regionales en el borde de la cuenca, no ha sido comprobada, aunque existen evidencias de tal generación representadas por abundantes depósitos gruesos brechosos sindepositacionales y de facies deformadas de un típico apron asociado a escarpas de fallas (cf. Plint et al. 1992). Tal vez el único reflejo de tal actividad estaría condicionando la depositación de las diamictitas del tipo Dms(r).
En la parte alta del megaciclo inferior, bajo condiciones de mar bajo, se advierte una disminución en el aporte de sedimentos a la cuenca, ya que las diamictitas gruesas (Dmm2, Dms(r), Dms, Dmg) son sustituidas por depósitos de flujos de menor energía representados por las diamictitas Dmm1, con matriz pelítica, y las waques (Smw), sugiriendo un cortejo transgresivo (transgressive systems tract).
En el megaciclo medio se concentran las facies conglomerádicas (Dcm, Dcg) y arenosas con laminación (Sh), óndulas (Sr) y estructuras cruzadas (Sp), con una ciclicidad bien definida. Este conjunto parece significar una definida y rápida fase de avance glaciar asociada a una somerización isostática (cf. Eyles y Eyles 1992), de modo que el nivel del mar pudo haber bajado entre 40 y 150 m y el tope del apron haber sido retrabajado por olas y corrientes, creando una plataforma costa afuera casi emergente de mar bajo. En favor de esta interpretación se tienen las frecuentes óndulas simétricas de oleaje y la aparición de las escasas óndulas asimétricas con las crestas truncadas. Asimismo, la alta frecuencia de conglomerados canalizados formando ciclos Dcg-Sp-Sh (con laminación convoluta), Dcg-Sh, Dcg-Smw o Dcm-Sh, y de ciclos arenosos Sp-Sh, Sh-Sr y Sma-Sh, indican la existencia de flujos residuales diluidos, en algunos casos con clara influencia de condiciones de transporte traccionales y bruscos aportes de materiales psefíticos que provocaron deformaciones en arenas laminadas no compactadas (cf. Easterbrook 1982; Smith 1985). Es posible que el conjunto de estos depósitos representen el retrabajamiento por las olas y corrientes litorales de sedimentos distales de un delta de outwash parcialmente deslizados al fondo del mar, aspecto que caracterizaría las sucesiones del perfil Norte. En relación con los calcos de surco es posible que hayan sido producidos por el deslizamiento hacia el mar de bloques de cuarcitas llevados por los flujos cuasi traccionales (cf. Miller 1996), pero también a la probable excavación producida por el movimiento de bloques de hielo por las corrientes (cf. Dionne 1969, 1971, 1988; Vorren et al. 1983; Barnes y Lieu 1988).
Con el megaciclo superior se produce un nuevo ascenso del mar probablemente debido al comienzo del retroceso de los glaciares en el área continental sudafricana, dando así inicio al proceso glacio-eustático representado por la transgresión tastubiana que se continúa con las sucesiones pérmicas dominantemente pelíticas de la Formación Piedra Azul (Lopez Gamundi 1989). Este ascenso post-glaciar del mar ha sido reconocido en otros sectores del continente de Gondwana (Dickins 1984; Veevers y Powell 1987; Visser 1987) y pudo haber variado entre 65 y 150 m (cf. Lambeck 1990; Reading y Levell 1996).La disminución del aporte de sedimentos (en tiempo y volumen) se hace evidente por la sistemática disminución en el espesor de las facies, una mayor frecuencia de facies Dmm1 (con matriz pelítica) y Smw, y la intercalación de depósitos pelíticos en el perfil Norte. Estos materiales se habrían depositado en áreas de plataforma de baja pendiente donde se han registrado los varios ciclos de aporte de detritos (avance de los glaciares) e inundación (retroceso de los glaciares) por ascenso eustático del nivel del mar (cf. Eyles y Eyles 1992; Shanmugam y Moiola 1988; Miller 1996). Aparentemente, por la naturaleza de estas sucesiones, habría comenzado un mejoramiento climático y la concomitante reducción del volumen de hielo continental y consiguiente rebote isostático. Las superficies de máxima inundación (cf. Galloway 1989) se ubican en la base de las pelitas,y separan las discretas fases transgresivas del sistema de cortejo de mar alto (Highstand systems tract). El aumento en la frecuencia de ciclos granodecrecientes (Dmm1-Sh-Sma, Dmm1-SmaDms(r)-Sma, entre otros), con espesores métricos a decamétricos, parece confirmar la disminución del gradiente depositacional (cf. Massari 1984).
Cabe consignar que las sucesiones glacimarinas de la cuenca Kalahari (Visser 1983 a, 1991) se caracterizan por la presencia de flujos de detritos próximos al continente asociados a melt-out tillites y como en el caso de las sucesiones de la Formación Sauce Grande, las diamictitas ricas en clastos y matriz wáquica son más comunes en la megaciclo inferior [Dmm2, Dms(r), Dmg, Dms], mientras que en el megaciclo superior aumenta la participación de diamictitas pobres en clastos y matriz pelítica (Dmm1). También como en nuestras sucesiones, las diamictitas son sucedidas o aparecen intercalados delgados conglomerados clasto-soportados (cf. Visser 1983 a). 
Dos glaciohorizontes (GH 1 y GH2) han sido definidos en las sucesiones de la Formación Sauce Grande (Fig. 11). Uno de ellos sería la sucesión del megaciclo medio, que caracteriza un evento de somerización debido al avance de los glaciares desde el continente sudafricano, avalado por las diferencias litofaciales con los megaciclos inferior y superior. El otro glaciohorizonte estará ubicado en el contacto entre las sucesiones de las Formaciones Sauce Grande y Piedra Azul, donde esta última unidad corresponde en su totalidad al cortejo transgresivo (transgresive system tract ).

Conclusiones

Aspectos generales

La Formación Sauce Grande está constituida por una alta frecuencia de rocas psefíticas de naturaleza diamictítica y menores proporciones de conglomerados, areniscas y pelitas, reconocidas a través de la realización de dos perfiles estratigráficos. El perfil Norte, con 826 m de espesor, se extiende desde los campos de la estancia El Pantanoso Viejo hasta los pertenecientes a la estancia El Mirador, mientras que el perfil Sur, con 1095 m de espesor, abarca los sectores de la estancia La Querencia-estancia La Volanta y pasa por la ladera austral del cerro Pillanuincó, alcanzando las cercanías del puesto del Querejazu.

Edad de las sucesiones

La unidad en cuestión carece de fósiles con valor diagnóstico de edad, pero la existencia de restos fosilíferos en las Formaciones Piedra Azul y Bonete sobrepuestas, representados por la fauna de Eurydesma y la flora de Glossopteris, y de material palinológico en sucesiones equivalentes a la Formación Sauce Grande en la Cuenca del Colorado (Archangelsky 1996), permite inferir que a la Formación Sauce Grande puede ser asignada una edad carbonífera media a superior, pudiendo alcanzar el Pérmico temprano.

Geología estructural

Las sucesiones de la Formación Sauce Grande muestran evidencias de fuerte deformación en su tramo basal con aparición de clivaje, diaclasamiento, lineación de estiramiento y pliegues asimétricos con plano axial inclinado hacia el E. Estos elementos estructurales van perdiendo intensidad hacia el techo de la unidad y pueden ser reconocidos suaves pliegues asimétricos de tipo paralelo concéntrico, con planos axiales subverticales inclinados hacia el SO y SSO y ejes de rumbo NNO-SSE. No faltan sucesiones homoclinales formadas por diamictitas con espesores decamétricos.
Aunque corrientemente se considera que el plegamiento habría afectado el conjunto sedimentario paleozoico en un solo episodio, algunas evidencias litofaciales y estructurales permiten postular para las Sierras Australes dos fases de deformación, avalada por la efectiva existencia de una discordancia angular entre las sucesiones de las Formaciones Lolén (la más alta del Grupo Ventana, de edad eodevónica) y Sauce Grande. La primera fase es de deformación y ascenso en el Carbonífero inferior, que provocaron el apretado plegamiento y la elevación de las sucesiones cuarcíticas de los Grupos Curamalal y Ventana. La formación de un relieve irregular que habría sufrido procesos de denudación previos al comienzo de la glaciación, habría producido detritos que comenzaron a ser depositados en la Cuenca Sauce Grande recién formada. Los movimientos de la segunda fase fueron posteriores a la depositación y litificación de las sucesiones neopaleozoicas del Grupo Pillahuincó, cuya sedimentación habría terminado en el Tatariano superior. Estos movimientos, asignados a la fase Huárpica (Triásico temprano) determinaron un plegamiento más suave en estas sucesiones. Una situación semejante se tiene en África del Sur, donde los depósitos cuarcíticos de la Formación Witteberg (Carbonífero inferior, Cuenca Karoo) fueron parcialmente erosionados por el descenso global del mar en el Namuriano, por unos 30 Ma, atribuido al comienzo de la glaciación en los altos montañosos y al ascenso cortical del continente gondwánico en áreas adyacentes a la zona de subducción en el margen paleo-pacífico.

Composición mineralógica

En los depósitos psefíticos (diamictitas, conglomerados) se reconoce el predominio de fragmentos angulosos hasta redondeados de cuarcitas y areniscas sobre otros componentes minoritarios. Entre ellos se incluyen lajas de pelitas verdosas o negras, calizas, ftanita, raros clastos de tobas vítreas silicificadas, bloques de meta-arenita cuarzo feldespáticas (provenientes del sustrato eodevónico), así como rocas plutónicas (granitos, monzonitas, granodioritas, tonalitas), volcánicas (riodacitas, riolitas), filonianas (aplitas, lamprófiros, diabasas), metamórficas (esquistos, migmatitas) y de cuarzo de vena. En las areniscas, wackes y matrices de diamictitas se reconoce la presencia de abundante cuarzo (55-83%), feldespatos (15-37%) y escasos fragmentos líticos (3%). Las rocas fueron definidas como subarcosas y arcosas con una composición modal de Q70 F25 L5. Los diagramas ternarios QFL y QmFLt (Dickinson et al.,1983) y QFL (Valloni 1985) indican que los materiales clásticos derivaron de la erosión de un basamento cratónico estable o, tal vez, con indicios de acreción. Asimismo, los moderados valores de P/K y P/F también sugieren un aporte "granítico" a la cuenca (Fig. 8a).
En general, las sedimentitas epiclásticas que constituyen las unidades del Grupo Pillahuincó exhiben metamorfismo regional de bajo grado y se ubican en el campo de la anquizona, aunque con disminución gradual a la diagénesis media en el extremo SE de las sierras. La illita es el componente dominante, con clorita e interestratificados subordinados. La neoformación de epidoto, común en las Formaciones Bonete y Tunas, es muy escasa en la Formación Sauce Grande y falta en la Formación Piedra Azul.
Considerando la naturaleza de los componentes representados por una alta frecuencia de granos de cuarzo y de cuarcitas y areniscas (particularmente, la presencia de cuarcitas moradas solamente en el tercer megaciclo), y la orientación dominante de las paleocorrientes, es posible admitir que los materiales provenian desde los centros de dispersión de los glaciares en África del Sur (cuenca de Kalahari y Karoo). Con todo, también existían aportes locales representados por clastos y bloques de meta-arenitas de la Formacion Lolén (Grupo Ventana) procedentes del substrato eodevónico y redepositados en las diamictitas basales.

Ciclicidad

Las sucesiones de la Formación Sauce Grande presentan ciclicidad definida, sea en escala métrica debida a la intercalación de conglomerados y areniscas entre las diamictitas, o en escala decamétrica producida por la intercalación de los diversos tipos de diamictitas. Fueron aplicadas las cadenas markovianas de primer orden para el cálculo de la ciclicidad ideal de las sucesiones en su conjunto con la caracterización de dos grandes concentraciones de facies: las diamictitas y los conglomerados y areniscas. Sin embargo, una lectura más cuidadosa ha permitido la identificación real de tres megaciclos con características distintivas. El megaciclo inferior con espesores entre 421 m (perfil Norte) y 703 m (perfil Sur) que contiene abundantes diamictitas (80 a 90%), a las cuales se asocian escasos conglomerados y areniscas. El megaciclo medio, con espesores entre 35 m (perfil Norte) y 47 m (perfil Sur), exhibe una llamativa concentración de facies conglomerádicas y arenosas, mientras que en el megaciclo superior, con espesores entre 352 m (perfil Norte) y 354 m (perfil Sur) se advierte una disminución en la participación de diamictitas (55 % en el perfil Norte y 70% en el perfil Sur), sustituida por el aumento en la participación de areniscas y la aparición de pelitas (11% en el perfil Norte).

Facies sedimentarias

Cada litofacies fue descripta utilizando el sistema de códigos propuesto por Eyles et al. (1983), que se adapta mejor a las características exhibidas en los afloramientos. En las sucesiones de la Formación Sauce Grande las tonalidades verdosas (48%) y grises (43%) son dominantes, asociadas a otras amarillentas (6%), castañas (2%) y azuladas (1%). Se advierte una clara abundancia de depósitos diamictíticos generados por flujos de detritos cohesivos (Dmm1, Dmm2, Dms), a veces con gradación (Dmg) o con indicios de trabajamiento [(Dms(r))], que representan del 65% (perfil Norte) al 79% (perfil Sur) de las facies identificadas y que aparecen restrictas a los megaciclos inferior y superior. Las variedades Dmm1 (con matriz pelítica) y Dmm2 (con matriz wáquica) son las abundantes y constituyen el 80% entre las facies diamictíticas. Entre las psefitas deben ser incluidos conglomerados macizos (Dcm) o gradados (Dcg) generados por flujos no cohesivos residuales que se hallan intercalados entre las diamicititas en los megaciclos inferior y superior o se presentan concentrados en el megaciclo medio. Entre las facies arenosas se advierten areniscas macizas bien seleccionadas (Sma), wackes macizas (Smw) y areniscas con laminación (Sh), óndulas (Sr) o estructuras cruzadas planares (Sp), mientras que las pelitas están representadas por variedades macizas (Fm), laminadas (Fl) o con cadilitos (Fd). En general, las diamictitas muestran estratos tabulares o lenticulares extendidas por centenas de metros y con espesores métricos a decamétricos, pudiendo alcanzar por amalgamación espesores de hasta 80 metros. Por el contrario, los conglomerados se presentan canalizados con una geometría elongada con sección lenticular y espesores decimétricos hasta métricos (máximo 3 m). Las diferentes variedades de areniscas se hallan normalmente como estratos tabulares o lenticulares extendidos por centenas de metros hasta kilómetros, y con espesores decimétricos hasta métricos, aunque por amalgamación pueden alcanzar sucesiones de hasta 70 m espesor. Las rocas pelíticas también aparecen en estratos tabulares o lenticulares pero con espesores máximos de 11 metros. En ninguna de las facies identificadas fueron detectadas bioturbaciones o restos de vegetales.

Paleocorrientes

Los indicadores de paleocorrientes son muy raros en las sucesiones estudiadas, pero el análisis de la orientación de los canales, la imbricación de los clastos, de las óndulas, estructuras cruzadas y marcas subestratales, ha permitido identificar ciertas tendencias. Asi, se ha reconocido una sistemática orientación de las paleocorrientes hacia el N-NO o N-NE en las estructuras cruzadas, las óndulas asimétricas, la disposición espacial de los canales y la imbricación de los clastos, mientras que las óndulas simétricas muestran una orientación NO-SE, ENE-OSO, ESE-ONO y, más raramente, NE-SO de sus crestas. Solamente, las marcas subestratales (calcos de surco y de flujo) exhiben paleocorrientes hacia el Oeste.

Paleogeografía y relleno de la Cuenca Sauce Grande

Las variaciones en el espesor de la Formación Sauce Grande reconocidas en los perfiles norte y sur, indican la existencia en la Cuenca Sauce Grande de un paleorrelieve con notable pendiente hacia el SE (Andreis 1984), probablemente generado en el Carbonífero inferior. El comienzo de los procesos depositacionales en esta cuenca fue caracterizado por una rápida transgresión marina en el Carbonífero tardío, bajo condiciones de moderada subsidencia asociados a la depresión glacio-eustática producida en las cercanías de los centros de emisión de glaciares en África austral. La aparente ausencia de cañones alimentadores de abanicos submarinos o de canales y de los efectos de excavación y remoción de sedimentos producidos por el asentamiento de icebergs, sugiere profundidades del mar de 500 m o un poco más profundos, de modo que los sedimentos del megaciclo inferior fueron depositados en áreas oceánicas abiertas con la posible influencia directa de los icebergs en la sedimentación glacimarina y la agradación de los depósitos diamictíticos por empuje de los glaciares. Unido a estos hechos, la abundancia de diamictitas y areniscas depositadas por flujos de detritos sugiere que los detritos habrían sido sedimentados en una slope apron o debris apron somero localizado en el talud proximal. En este apron, la frecuente agradación y más rara progradación de alociclos no permite una clara distinción de los procesos de expansión y retracción de los glaciares en el continente sudafricano, pero se advierte una retracción de los mismos hacia el término superior del megaciclo inferior. En el megaciclo medio, la concentración de facies conglomerádicas (Dcm, Dcg) y arenosas (Sh, Sr, Sp), con una ciclicidad definida, indica un rápido descenso del nivel del mar, entre 40 y 150 m, debido a una nueva fase de avance de los glaciares en tierra sudafricana. Es probable que el tope del apron haya sido retrabajado por olas y corrientes, creando una plataforma casi emergente, tal vez asociada a la parte distal de un delta de outwash. En favor de esta interpretación se tienen las frecuentes óndulas simétricas producidas por oleaje, la aparición de escasas óndulas simétricas con sus crestas truncadas, las estructuras cruzadas, y la abundancia de conglomerados canalizados representando flujos residuales diluidos.
Con el megaciclo superior se produce un progresivo ascenso del nivel del mar (transgressive systems tract), probablemente debido al comienzo del retroceso de los glaciares en el área continental sudafricana, dando así inicio al proceso glacio-eustático representados por la transgresión tastubiana que está bien representada en las sucesiones pelíticas de la Formación Piedra Azul y de las unidades arenosas sobrepuestas (Formaciones Bonete y Tunas) bajo condiciones de mar alto (highstand systems tract) . Se asiste a una sistemática disminución en el espesor de las facies, una mayor frecuencia de facies Dmm1 y Smw y la intercalación de depósitos pelíticos (perfil Norte), asociados a varios ciclos de aporte de detritos (avance de los glaciares) e inundación con la sedimentación de pelitas (retroceso de los glaciares). Aparentemente, habría comenzado en el megaciclo superior un mejoramiento climático, con la reducción del volumen del hielo continental y el consiguiente rebote isostático.
El brusco pasaje entre las Formaciones Sauce Grande y Piedra Azul es aquí interpretado como transicional debido al progresivo ascenso del nivel del mar en el sector superior de la primera formación, asociado con el progresivo deshielo ocurrido en las áreas continentales de la Cuenca de Karoo (África del Sur).
Dos glaciohorizontes han sido definidos en la Formación Sauce Grande. Uno de ellos corresponde al megaciclo medio, asociado con el avance de los glaciares en África del Sur y las variaciones litológicas asociadas, mientras que el segundo glaciohorizonte estaría situado en el sector del contacto de las Formaciones Sauce Grande y Piedra Azul vinculado con el ascenso del mar. Con todo, serían necesarios controles bioestratigráfico, geocronológicos o paleomagnéticos para confirmar estos dos glaciohorizontes.

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Recibido: 5 de octubre, 2002
Aceptado: 4 de marzo, 2003

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