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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión impresa ISSN 0004-4822

Rev. Asoc. Geol. Argent. v.58 n.3 Buenos Aires jul./sept. 2003

 

Esquema estratigráfico-secuencial para las unidades neopaleozoicas de la cuenca Calingasta-Uspallata en el flanco occidental de la Precordillera

López Gamundí, OR1 y Martínez M2

1ChevronTexaco, 4800 Fournace Place, Bellaire Texas 77401, USA.
2CONICET-IANIGLA, Unidad de Geocriologia. Av. Adrian Ruiz Leal s/n Parque General San Martin, 5500 Mendoza, Argentina.

Resumen
Las Formaciones Majaditas, Hoyada Verde / El Paso y Tres Saltos del Paleozoico Superior de la Precordillera sanjuanina han sido seleccionadas para la elaboración de un esquema estratigráfico-secuencial. A partir del estudio de superficies con valor estratigráfico-secuencial (límites de secuencias, superficies de inundación inicial y máxima) y patrones de apilamiento granocreciente o granodecreciente se han distinguido dos secuencias: La secuencia I está limitada por una discordancia angular que pone en contacto el basamento pre-carbonífero con conglomerados y/o diamictitas glacimarinas correspondientes a una cuña de mar bajo y por una discordancia erosiva que trunca pelitas postglaciales del cortejo transgresivo o una sucesión de pelitas y areniscas finas del cortejo de mar alto. En la Formación Hoyada Verde los depósitos glacimarinos culminan con un pavimento de bloques estriados, que indica la máxima expansión de abrasión glacial en la plataforma. El pavimento está cubierto por pelitas con clastos caídos y diamictitas en bancos delgados (cortejo transgresivo inicial), seguidas por fangolitas con fósiles (cortejo transgresivo final). La secuencia II se inicia con areniscas gruesas y conglomerados que apoyan en discordancia erosiva sobre fangolitas y areniscas finas de la secuencia I. Este marcado cambio indica un drástico traslado de facies hacia el centro de la cuenca, coincidente con los contactos entre a) las Formaciones Hoyada Verde (y su equivalente Formación El Paso) y Tres Saltos, y b) los Miembros Diamictítico y Rojo I de la Formación Majaditas. Parasecuencias con arreglo granocreciente, como los observados en los Miembros Rohjo II y Superior de la Formación Majaditas, dominan el cortejo de mar alto de la secuencia II.
Palabras clave: Carbonífero. Precordillera. Provincia de San Juan. Estratigrafía secuencial.

Abstract
Sequence-stratigraphical scheme for the Neopalaeozoic units of the Calingasta-Uspallata basin in the western flank of the Precordillera. The Upper Palaeozoic Majaditas, Hoyada Verde / El Paso and Tres Saltos Formation (Precordillera of western Argentina) were selected to build a sequence stratigraphic framework due to the existence of laterally extensive and thick exposed sections, unconformable contact with pre-Carboniferous basement, and the presence of fossils and glacially-influenced intervals. The key surfaces used were: a) sequence boundaries, characterized by drastic basinward facies shift, b) initial flooding surfaces, accompanied by landward facies shift, and c) maximum flooding surfaces or intervals, representing the maximum landward expansion of marine conditions. Fining- and coarsening-upward stacking patterns were used to define the transgressive (TST) and highstand (HST) system tracts. Sequence I rests unconformably on basement. The basal section consists of glacially-influenced deposits of a lowstand wedge. In the Hoyada Verde Formation, glacial deposits are capped by a striated boulder pavement, indicative of ice abrasion on the shelf, in turn overlain by thin-bedded diamictites (early TST), followed by IRD (ice-rafted detritus) - free mudstones with fossils (late TST). Sequence II is bound by an erosional unconformity that reflects a drastic basinward shift in facies: coarse-grained sandstones and conglomerates rest on open marine mudstones and fine-grained sandstones of Sequence I. This surface coincides with the contact between the Hoyada Verde Formation (and equivalent El Paso Formation) and the Tres Saltos Formation, east of Barreal, and the contact between the Diamictitico and Rojo I Members of the Majaditas Formation farther south. The HST is dominated by coarsening-upward successions in the Rojo II and Superior Members of the Majaditas Formation. Majaditas Formation further south. A large scale, fining- to coarsening-upwards vertical stacking pattern evolution indicates the passage from the TST to HST. The HST is dominated by coarsening upward successions or parasequences, as exemplified in the Miembro Rojo II and Superior Members of the Majaditas Formation.
Key words: Carboniferous. Precordillera. San Juan province. Sequence stratigraphy.

Introducción

De todas las unidades neopaleozoicas aflorantes en el flanco occidental de la Precordillera sanjuanina, la Formación Majaditas representa la de mayor espesor expuesto. Por esta característica, sumada a su extensión areal que permite estudios litofaciales de detalle, esta unidad se constituye en un elemento crítico para un esquema de correlación de las unidades de la cuenca Calingasta-Uspallata. Previos intentos de correlación para las unidades carboníferas expuestas en el flanco occidental de la Precordillera se han basado en criterios litoestratigráficos generales (Amos y Rolleri 1965) o específicos a los intervalos de origen glacial (Amos y López Gamundí 1981), o bioestratigráficos (González 1993, Taboada 1997, Cisterna 1997). Los mismos han contribuido significativamente a la elaboración de esquemas de correlación; sin embargo, variabilidad en las litofacies, cierto endemismo y diverso grado de resolución bioestratigráfica en las faunas y floras estudiadas han limitado la utilidad de tales esquemas.

Los objetivos del presente trabajo son, a partir de una revisión detallada de las características litofaciales, de superficies y/o niveles de significado estratigráfico secuencial y del marco bioestratigráfico, proponer un esquema cronoestratigráfico para el borde oriental de la cuenca Calingasta-Uspallata. Para ello se han elegido como base las dos secciones que, a nuestro entender, por espesor expuesto y contenido bioestratigráfico deben ser tomadas como referencias: las Formaciones Hoyada Verde (y su equivalente El Paso), Tres Saltos, Esquina Gris, Mono Verde y El Retamo (sensu Mésigos 1953), aflorantes en el anticlinal de Hoyada Verde a pocos kilómetros al este de la localidad de Barreal (Figs. 1 y 2) y la Formación Majaditas, expuesta al este del Barreal del Leoncito (Figs. 1 y 3). Los afloramientos de las secciones estudiadas están separados por pocos kilómetros (Fig. 1) y poseen varios rasgos en común: 1) contacto expuesto con basamento pre-carbonífero, 2) relleno basal conglomerádico, 3) niveles directa o indirectamente relacionados con la glaciación gondwánica, 4) presencia de fósiles marinos y 5) similares patrones de paleocirculación y evolución vertical de facies.

Figura 1: Mapa generalizado de afloramientos neopaleozoicos del borde occidental de la Precordillera entre el río Los Patos y Cordón del Naranjo: Formación Majaditas y diversas unidades (Formaciones Hoyada Verde, El Paso, Tres Saltos, Retamo, Esquina Gris y Mono Verde) en el anticlinal de Hoyada Verde-El Paso al este del pueblo de Barreal y Formaciónes Leoncito y Ansilta.

Figura 2: Mapa del anticlinal de Hoyada Verde - El Paso con estratigrafía según Mésigos (1953) y referencia a figuras posteriores.

Figura 3: Mapa de los afloramientos de la Formación Majaditas entre las quebradas de Barrancón y Majaditas con la subdivisión en miembros utilizada en este trabajo (modificado de López Gamundí 2001).

Es de destacar, por otro lado, que el anticlinal de Hoyada Verde posee ciertas complicaciones de origen estructural (cf. López Gamundí y Rossello 1993; Milana y Banchig 1997). Además de cierta incertidumbre en la asignación cronostratigráfica de las unidades involucradas basado en criterios bioestratigráficos (Archangelsky et al. 1987) que han impedido hasta la fecha la homologación formal de la totalidad de columna expuesta en ese sector con afloramientos vecinos con una estructura más simple, como los de la Formación Majaditas. Por esta razón es que en esta contribución se presenta una interpretación alternativa de la estructura de plegamiento local y el fallamiento asociado y, consecuentemente, una nueva interpretación estratigráfica de la columna neopaleozoica aflorante en el anticlinal de Hoyada Verde.

El esquema estratigráfico-secuencial propuesto en este trabajo puede extenderse tentativamente a secciones parciales aflorantes hacia el norte (Formación Casa de Piedra) y hacia el sur (Formaciones Leoncito y Ansilta) del área analizada. Este enfoque pretende definir secuencias limitadas por discordancias, o sus concordancias correlativas en sectores más profundos de la cuenca, de valor cronostratigráfico. También han sido utilizadas para estructurar este esquema niveles o intervalos de inundación iniciales y máximas, este último tipo caracterizado por el traslado de las facies más profundas hacia el borde de la cuenca (landward facies shift) dentro de estadio de máxima reorganización paleogeográfica (Galloway 1989).

Bioestratigrafía y marco cronoestratigráfico

Se ha considerado oportuno resumir los esquemas bioestratigráficos vigentes para las unidades en estudio con el fin de brindar un marco biocronoestratigráfico al análisis estratigráfico secuencial de este trabajo. A continuación se revisan los aportes brindados por el estudio de las faunas de invertebrados y floras halladas en las unidades del Paleozoico superior de la región.

Fauna

Las sucesiones neopaleozoicas de la cuenca Calingasta-Uspallata poseen intervalos dominantemente pelíticos con abundantes invertebrados marinos. La faunas están compuestas fundamentalmente por braquiópodos, gastrópodos, bivalvos y en forma subordinada por cnidarios, cefalópodos y crinoideos. Tradicionalmente, los horizontes faunísticos tomados como elementos de correlación corresponden a asociaciones de braquiópodos agrupados bajo el nombre de "Zona de Levipustula" (Amos y Rolleri 1965) indicativa de una edad carbonífera tardía. Recientes revisiones taxonómicas han identificado una mayor diversidad de la fauna de braquiópodos presentes en las Formaciones Hoyada Verde y El Paso y se han propuesto nuevos esquemas bioestratigráficos que se contraponen entre sí. Por un lado, Taboada (1989 y 1997) y González (1993) indicaron la presencia de la biozona Rugosochonetes-Bulahdelia en la Formación El Paso y le asignaron una edad carbonífera temprana. Por otra parte, Cisterna (1997) y Martínez et al. (1998) sostuvieron que la fauna de braquiópodos de la Formación El Paso sería algo más joven que aquella que integra la Biozona de Levipustula, tal como es considerada actualmente (Namuriano-Westfaliano). Independientemente de estos esquemas de biozonación, cabe destacar que la variabilidad lateral de las facies intervinientes y de las asociaciones fosilíferas dificultan la definición de los límites estratigráficos y la correlación precisa de los eventos. Asimismo, la Formación Tres Saltos que conforma la envoltura externa del braquianticlinal de El Paso (Mésigos 1953) y se apoya sobre los términos cuspidales de la Formaciones El Paso y Hoyada Verde, contiene braquiópodos cuyo rango de edad se restringiría al Pérmico (Cisterna, com. pers.).

Flora

El hallazgo de elementos de la flora de NBG (Nothorhacopteris-Botrychiopsis-Gynkgophyllum ) en la Formación Majaditas proviene de colecciones procedentes del perfil de la quebrada Barrancón (Fig. 3, Vergel et al. 1999) en niveles correspondientes al tramo inferior del Miembro de Areniscas y Pelitas Moteadas próximo al contacto con el Miembro Rojo I (López Gamundí 2001). La asociación está compuesta por Pteridospermaphyta, donde se reconocen Fedekurtzia argentina (Kurtz) Archangelsky y Botrychiopsis weissiana (Kurtz) emend. Archangelsky y Arrondo, elementos conspicuos de la Fitozona NBG. Además se reconoció una asociación microflorística donde se destaca la abundancia de esporas apiculadas acompañadas por granos de polen monosacados. En conjunto permiten consignar una edad carbonífero tardía (Namuriano?-Westfaliano) para los niveles portadores.

Carrizo (1992) reconoció elementos de la zona NBG en la Formación El Retamo. Completan la asociación moldes de tallos de Gymnospermas referidos a Araucarioxylon sp. e impresiones de articuladas indeterminadas. La microflora está constituida por granos de polen monosacados: Caheniasaccites ovatus Bose y Kar y Caheniasaccites sp.; bisacados estriados: Protohaploxipynus cf. P. Perfectus (Naumova ex Kara-Murza) Samoilovich y resto de esporas indeterminadas. Estos registros paleoflorísticos sugieren una edad carbonífera tardía (Westfaliano alto a Estefaniano) [Césari 1992].

La Formación Ansilta (Fig. 1) también posee elementos de la zona NBG (Carrizo y Fasolo 2001). En el tramo basal se reconocieron Nothorhacopteris argentinica (Geitnitz) Archangelsky y Paracalamites cf. P. australis. En la sección media se ha identificado Botrychiopsis weissiana Kurtz emend. Archangelsky y Arrondo, Fedekurtzia argentina (Kurtz) Archangelsky y moldes de Malanzania nana Archangelsky, Azcuy y Wagner, asociadas a improntas de troncos de gran porte. Los datos paleobotánicos permiten referir la Formación Ansilta al Carbonifero tardío.

En las Formaciones Hoyada Verde, El Paso y Tres Saltos se carece de información paleoflorística diagnóstica ya que los moldes de tallos encontrados no aportan mayor información sobre la edad.

En la Formación Leoncito se registró Diplothmema bodenbenderi (Kurtz) Césari (Carrizo, com. pers.), la cual es una Pteridospermaphyta de biocron extenso (Carbonífero temprano-tardío) y puede hallarse en las fitozonas NBG y FP (Frenguellia-Paulophyton). De manera preliminar, teniendo en cuenta otros elementos paleoflorísticos asociados se infiere una antigüedad carbonífera tardía temprana para los niveles portadores.

En resumen, la información de índole paleontológica indica dos niveles de correlación válidos, si bien parcialmente superpuestos cronoestratigráficamente: 1) relacionado a los niveles glacimarinos y la transgresión postglacial asociada caracterizada por la fauna de Levipustula de edad carbonífera tardía temprana (namuriana - westfaliana) y 2) un nivel caracterizado por elementos de la flora de NBG de edad carbonífera tardía (namuriana tardía - estefaniana). Otras hallazgos de restringida validez areal (por ejemplo, la zona de Rugosochenetes-Bulahdelia, González 1993), definida e identificada en una sola localidad en la Formación El Paso o de naturaleza conflictiva, como la asignación al Pérmico de la Formación Tres Saltos (Cisterna, com. pers.) a la luz de la presencia de elementos de la flora NBG, de edad carbonífera tardía, en depósitos suprayacentes de la Formación El Retamo (Carrizo 1992; Césari 1992), indican claramente que la resolución cronostratigráfica de algunos fósiles es pobre y no brinda elementos de valor a un ordenamiento estratigráfico de las unidades en estudio.

Superficies-niveles de significado estratigráfico-secuencial

El análisis siguiente sobre las superficies y niveles ha sido realizada en orden estratigráfico ascendente tratando de equiparar los elementos identificados en la Formación Majaditas con sus equivalentes en los afloramientos de la zona de Barreal.

Se analizan las superficies que, a nuestro entender, representan discontinuidades o niveles en el registro sedimentario de significado estratigráfico-secuencial. Las mismas corresponden a discontinuidades o niveles que marcan límites de secuencias, niveles iniciales de transgresión y superficies y/o intervalos de máxima inundación, con posible presencia de secciones condensadas (Loutit et al. 1988). Las dos últimos tipos de superficies y/o intervalos sirven para ubicar dentro de una secuencia el tramo estratigráfico transgresivo que incluye el punto de inflexión que permite la discriminación de cortejos de mar bajo, transgresivo y de mar alto (lowstand, transgressive y highstand system tracts, Fisher and McGowen 1967; Brown and Fisher 1977).

Discordancia basal

La superficie sobre la que apoyan las unidades carboníferas de este sector ha sido tradicionalmente caracterizada como de discordancia angular (Zöllner 1950; Amos y Rolleri 1965; Quartino et al. 1971). Esta discordancia pone en contacto unidades plegadas y frecuentemente afectadas por metamorfismo regional de grado bajo del Paleozoico inferior y medio con diversas unidades sedimentarias del Paleozoico superior. La edad variada de los depósitos que se apoyan sobre esta superficie es una clara evidencia de la compleja historia de subsidencia que afectó a esta región durante el Paleozoico tardío, en especial el Carbonífero. Es así que al norte del area estudiada, a la altura del km 117 de la ruta nacional 20 depósitos continentales de la Formación El Ratón (De Rosa 1983) son portadores de una megaflora de edad carbonífera temprana (Tournaisiano-Viseano, Sessarego y Césari 1986) y microflora de similar edad (Césari y Gutiérrez 2001). Los afloramientos de la Formación El Ratón están expuestos a pocos kilómetros al norte de los afloramientos de la Formación Del Salto, portadora de una rica fauna marina de edad pérmica temprana (Manceñido 1973) y cuya base apoya discordantemente sobre sedimentitas devónicas (Formación El Planchón, Sessarego 1983).

Ejemplos de este contacto discordante angular pueden ser encontrados en el área de estudio en la base de la Formación Majaditas (Amos y Rolleri 1965; López-Gamundí 2001) y Formación El Paso (Mésigos 1953). La mejor exposición del contacto discordante es en la base de la Formación Majaditas. Allí metasedimentitas (cuarcitas y metapelitas) plegadas de la Formación Hilario de probable edad ordovícica (Mésigos, 1953) equivalente a las "Areniscas Amarillentas" del Grupo Ciénaga del Medio (Keidel y Harrington 1938) se ponen en contacto con conglomerados y areniscas gruesas de la Formación Majaditas (Figs. 3 y 6). El contraste de actitud estructural entre ambas unidades es marcado (López Gamundí 2001).

El contacto basal de la Formación Hoyada Verde con el basamento pre-carbonífero no está expuesto en el anticlinal de Hoyada Verde (Mésigos 1953). Sin embargo, la discordancia basal aflora hacia el sur en el anticlinal de El Paso (Fig. 2) donde la unidad homónima yace mediante discordancia angular sobre pelitas y areniscas plegadas del basamento pre-carbonífero. En este sector se observa la secuencia carbonífera inclinada 60º hacia el oeste, mayoritariamente compuesta por areniscas sabulíticas, conglomerados desorganizados y diamictitas, conformando cuerpos canalizados dispuestos en discordancia angular sobre areniscas váquicas grises y pelitas laminadas verdes y moradas correspondientes a la Formación Hilario de Mésigos (1953) o al sustrato pretilítico de Zöllner (1950). La estratificación del basamento pre-carbonífero es subvertical o levemente inclinada hacia el este y se le sobreimpone un clivaje pizarreño, bien marcado en las facies peliticas. Los 3-4 m cuspidales de esta sucesión presenta una coloración pardo-rojiza y, por encima, se desarrolla una superficie neta ondulada cuya traza puede seguirse lateralemente en dirección norte-sur. Esta discordancia angular es interpretada como la superficie limitante inferior de la secuencia o megasecuencia gondwánica, equivalente a ciclos o secuencias de primer o segundo orden originadas por mecanismos de origen geotectónico (Vail et al. 1977). Esta discordancia ha sido asignada a la fase Chañica (Furque y Cuerda 1979, 1984; Azcuy y Caminos 1987; López Gamundí y Rossello 1993) y caracteriza el contacto entre unidades pre-carboníferas y carboníferas en el oeste de la Precordillera.

Intervalo glacimarino

Niveles relacionados a la glaciación gondwánica han sido identificados en el sector bajo estudio por diversos autores (Keidel y Harrington 1938; Amos y Rolleri 1965; Frakes et al. 1969; Frakes y Crowell 1969; Amos y López Gamundí 1981; González 1981; López Gamundí 1984, 1986).

Los depósitos glacimarinos de las Formaciones El Paso (Fig. 4) y Hoyada Verde (Fig. 5) han sido analizados en diversas contribuciones (González 1981; López Gamundí 1984) y representan una asociación de facies glacimarinas. Las litologías predominantes que componen este intervalo glacimarino son diamictitas macizas a pobremente estratificadas (Dmm, Eyles et al. 1983), posiblemente depósitos subglaciales; diamictitas estratificadas (Dms) en bancos de 0,5 a 50 cm de espesor, interpretadas como depósitos de flujos de detritos subácueos (López Gamundí 1991) y pelitas con clastos (Fld), producto de sedimentación por decantación y balsaje. La presencia de un pavimento de bloques estriados indica evidencia de abrasión glacial.

Figura 4: Formación El Paso en el anticlinal homónimo. a, perfil en el flanco norte del cierre periclinal (ver figura 2 para ubicación). b, perfil columnar e interpretación estratigráfica secuencial. CMB: cortejo de mar bajo, CT: cortejo transgresivo, IMI: Intervalo de inundación máxima, CMA: cortejo de mar alto.

Figura 5: Perfil compuesto de las Formaciones Hoyada Verde y Tres Saltos con interpretación estratigráfica secuencial, en el anticlinal de Hoyada Verde (ver figura 2 para ubicación y leyenda de figura 4 para términos estratigráficos-secuenciales).

En la Formación Majaditas las evidencias más claras de depósitos relacionados directa o indirectamente con la glaciación se encuentran en el denominado Miembro Diamictítico (Fig. 3, López Gamundí 2001) y en menor medida, en un nivel diamictítico dentro del Miembro Basal (Fig. 6). Si bien es plausible que los depósitos conglomerádicos y arenosos gruesos que constituyen la mayoría del Miembro Basal hayan sido contemporáneos con la glaciación, no existen evidencias claras de un origen glacifluvial para los mismos, como fue sugerido por Bercowski et al. (1997).

Figura 6: Perfil de la parte inferior de la Formación Majaditas (cortejo transgresivo de secuencia I por debajo de superficie erosiva) y parte basal de secuencia II (modificado de López Gamundí, 2001). L: limonita, A: arenisca, C: conglomerado (ver leyenda de figura 4 para términos estratigráficos-secuenciales).

En su conjunto este intervalo glacimarino a la escala de estudio de este trabajo constituye un elemento de significado cronoestratigráfico y de valor para correlaciones intracuencales.

Transgresión postglacial

En la Formación Majaditas por encima del intervalo glacimarino integrado por pelitas con clastos y niveles lenticulares diamictíticos aparecen en pasaje transicional pelitas grises oscuras (parte superior del Miembro Diamictítico, Figs. 3 y 6). Este intervalo predominantemente pelítico ha sido interpretado como depositado en aguas profundas en general por debajo del tren de olas (López Gamundí 2001).

Una transición similar ha sido identificada con claridad en la Formación Hoyada Verde (Fig. 7) en donde el pavimento de bloques estriados es seguido por bancos delgados de diamictitas y pelitas con clastos. Estos depósitos son seguidos por pelitas conteniendo una abundante valvifauna junto a otros invertebrados marinos tales como briozoos y crinoideos. Los braquiópodos articulados reconocidos integran la Zona de Levipustula (Amos y Rolleri 1965; Cisterna 1997). Este intervalo fosilífero es exclusivamente pelítico e interpretado como producto de sedimentación por suspensión/decantación por debajo del tren de olas en una plataforma abierta.

Figura 7: Vista panorámica del flanco norte del anticlinal de El Paso con contacto (línea discontinua) entre la Formación El Paso y Formación Tres Saltos. Las letras se refieren a tramos del perfil en figura 4. En el fondo se observa la parte sur del flanco oeste del anticlinal Hoyada Verde con el contacto entre las Formaciones Hoyada Verde y Tres Saltos. Ver figura 2 para ubicación.

«Discordancia» HV-Tres Saltos

Se propone en este trabajo equiparar esta superficie erosiva identificada en los anticlinales de Hoyada Verde y El Paso (Fig. 7) con la superficie entre las pelitas del Miembro Diamictítico y el complejo conglomerado-arenoso suprayacente del Miembro Rojo I de la Formación Majaditas (Fig. 6). Ambas superficies poseen rasgos comunes que permiten su equiparación:

· En ambas localidades, la superficie se ubican estratigraficámente por encima de la transgresión postglacial.

· Ambas superficies marcan una truncación de facies que, si bien más pronunciada en la Formación Majaditas que en las Formaciones Hoyada Verde y El Paso, muestran yuxtaposición de facies más someras sobre facies más profundas.

· Litológicamente, los depósitos que se ubican inmediatamente sobre estas superficies son similares: granulometrías gruesas (conglomerados y areniscas gruesas a medianas), marcas de base, estructuras internas tractivas (estratificación entrecruzada y ondulitas) y arreglo granodecreciente de la sucesión.

La truncación de facies expuesta entre las pelitas y areniscas finas de la parte superior del Miembro Diamictítico con conglomerados canalizados con turboglifos de gran escala de la base del Miembro Rojo I ha sido considerada como una discontinuidad erosiva significativa por López Gamundí (2001).

El contacto entre la parte superior de la Formación Hoyada Verde y la base de la Formación Tres Saltos ha sido tradicionalmente interpretado por autores anteriores (Furque y Cuerda 1979; 1984; Azcuy y Caminos 1987) como de origen tectónico, correlacionado interregionalmente como la fase diastrófica Atacama y portador de un hiatus significativo. Esta interpretación ha sido cuestionada por López Gamundí y Rossello (1993) los que interpretan esta superficie como una discontinuidad erosiva de escala menor a la asignada por los autores anteriores. Si bien este contacto ha sido caracterizado como gradual e irrelevante a la escala de estudio de fases diastróficas (cf. López Gamundí y Rossello 1993), en mayor detalle y a escala de las secuencias analizadas en este trabajo, la evolución vertical de facies (ley de Walther) aparece dislocada en el pasaje de la Formación Hoyada Verde a la Formación Tres Saltos. Evidencias de esta truncación erosiva son resumidas a partir de las observaciones de diversos autores e inéditas:

1) El complejo conglomerádico-arenoso canalizado de la parte basal de la Formación Tres Saltos fue analizado por López Gamundí y Rossello (1993: 104) de la siguiente manera: "El nivel conglomerádico definido como la base de la Formación Tres Saltos, con un espesor máximo de 10 m (Mésigos 1953), corresponde a un litosoma complejo compuesto por varias unidades conglomerádicas finas y arenosas amalgamadas que marcaría la primer incisión importante del sistema de canales sobre la plataforma."

2) Esta incisión es responsable de la superficie irregular del contacto Hoyada Verde-Tres Saltos, como ha sugerido por Mésigos (1953) al señalar un «relieve muy irregular labrado en las capas de la Formación Hoyada Verde»

3) La discontinuidad entre la Formaciones Hoyada Verde y Tres Saltos no ha sido considerada por López Gamundí y Rossello (1993) como de falla. Milana y Banchig (1997) asignan erróneamente esta interpretación a López Gamundí y Rossello (1993). En realidad estos últimos autores interpretan que la divergencia en inclinaciones (pero no de rumbos) entre las capas cuspidales de la Formación Hoyada Verde y la parte basal de la Formación Tres Saltos como producto local de flexodeslizamiento y relativizan la validez regional de esta angularidad presente en el anticlinal de Hoyada Verde.

4) La parte cuspidal de la Formación Hoyada Verde está caracterizada por areniscas finas con ondulitas levemente asimétricas (Fig. 5) intercaladas con pelitas grises oscuras y escasos niveles conglomerádicos finos a medianos lentiformes (cf. López Gamundí y Rossello 1993) que suceden transicionalmente a los niveles pelíticos fosilíferos descriptos en la sección anterior. A su vez, la sucesión cuspidal es abruptamente terminada por la base del complejo conglomerádico de la parte basal de la Formación Tres Saltos. La base de este complejo exhibe turboglifos y deformación por carga (calcos de carga). El contraste granulométrico es considerable, en particular en la sección clásica en el centro del núcleo del anticlinal. Hacia el sur en el mismo anticlinal, la sucesión cuspidal intercala niveles arenosos (Milana y Banchig 1997), similares a los presentes en la parte cuspidal de la Formación El Paso (cf. Fig. 4).

Esquema estratigráfico secuencial

El estudio de facies y de discontinuidades acompañado con la revisión de la información y bioestratigráfica en las secciones de Majaditas y Barreal permite esbozar un esquema estratigráfico secuencial válido para este sector de la cuenca Calingasta-Uspallata. Este análisis pudo ser llevado a cabo prescindiendo de asignar jeraquías definitivas a las secuencias definidas (de primer, segundo, tercer orden) y denominando a las mismas arbitrariamente en orden creciente de jerarquía (N, N+1, N+2, etc., Tesson et al. 2000). Si bien han existido intentos de relacionar la duración (e indirectamente espesor) de las secuencias con ordenes o jerarquías (Haq et al. 1988; Vail et al. 1991), variables locales como tasas de sedimentación, variaciones temporales y areales de tasa de subsidencia y creación de espacio de acomodación pueden llevar a confundir las jerarquías de secuencias, en especial en aquellas con pobre control bioestratigráfico o de poca resolución cronoestratigráfica.

Las secuencias analizadas en este trabajo se encuentran comprendidas en una unidad mayor de orden arbitrario N (=Megasecuencia I, López Gamundí et al. 1989) limitada por discordancias de magnitud y extensión interregional correspondientes a la Fase Cháñica (discordancia inferior) y la Fase Sanrafaélica (discordancia superior). Esta secuencia de orden N es, por definición, una secuencia compuesta (Mitchum y Van Wagoner 1991) y contiene dos secuencias de orden N+1, las que se han definido sobre la base de la identificación de dos discontinuidades principales en ambas sucesiones expuestas al este del pueblo de Barreal y este del Barreal del Leoncito en Majaditas (Fig. 2).

A su vez, ambas secuencias han sido subdivididas en unidades limitadas por discontinuidades denominadas «systems tracts» o cortejos (Vail 1987; Posamentier y Vail 1988). Los cortejos están relacionados con los estados sucesivos de un ciclo de descenso y ascenso relativo del nivel del mar / nivel de base y son denominados genéricamente cortejos de mar bajo (lowstand systems tract), transgresivo (transgressive systems tract) y de mar alto (highstand systems tract). Si bien existe variabilidad en las facies dentro de un mismo cortejo (systems tract), estos cortejos están genéticamente relacionados y limitados por las discontinuidades de valor cronoestratigráfico discutidas con anterioridad .

Secuencia N+1I

La secuencia I está limitada por la discordancia angular basal y la superficie erosiva identificada, en la zona de Barreal, entre la Formación Hoyada Verde (o su equivalente Formación El Paso) y la Formación Tres Saltos, y al sur en la zona de Majaditas, entre el Miembro Diamictítico y el Miembro Rojo I (Fig. 8). Esta última superficie muestra una yuxtaposición clara de facies más someras por encima de facies más profundas indicando un descenso relativo del nivel del mar. Este traslado de facies hacia el centro de cuenca (basinward shift in facies) mediante una truncación en la evolución de facies vertical previsible por la ley de Walther constituye el criterio principal para identificar a una superficie como límite de secuencia en estudios de superficie (Emery y Myers 1996).

Figura 8: Perfiles compuestos de Barreal (Formaciones Hoyada Verde - El Paso- Tres Saltos-El Retamo) y Majaditas (Formación Majaditas), con subdivisión de secuencias y cortejos sedimentarios. Perfil de Majaditas (López Gamundí 2001), perfil de Hoyada Verde (López Gamundí 1983), Tres Saltos (Mésigos 1953; López Gamundí y Rossello 1994) y Retamo (Mésigos 1953). Información paleontológica de Mésigos (1953), Carrizo (1992) y Cesari (1992). Escala granulométrica: l: limolita, af: arenisca fina, am: arenisca mediana, ag: arenisca gruesa, cg: conglomerado.

La secuencia se inicia con depósitos de cortejo de mar bajo (lowstand sytems tract) correspondiente a lo que se ha definido desde el punto de vista litoestratigráfico como Miembro Basal en la Formación Majaditas y a la parte inferior de la Formación Hoyada Verde hasta el pavimento de bloques en la zona de Barreal (Figs. 4 y 6).

En la Formación Majaditas, los depósitos de mar bajo muestran una clara tendencia vertical granodecreciente (Fig. 6) con alternancia de procesos de gravedad y tracción en el sector submarino de un abanico deltaico (López Gamundí 2001). La intercalación de un nivel diamictítico en esta asociación basal conglomerádica-arenosa sugiere la posible contemporaneidad, al menos parcial, de la acción glacial durante la sedimentación, si bien no se han identificado evidencias directas de ambientes glaciales.

En la Formación Hoyada Verde los depósitos del cortejo de mar bajo corresponden a los depósitos diamictíticos macizos (Dmm), estratificados (Dms) y pelitas con clastos (Fld) por debajo del pavimento de bloques. Este nivel es interpretado como el producto de abrasión glacial submarina que se extendió y erosionó los depósitos de posición subglacial y proglacial proximal del cortejo de mar bajo y representa la extensión máxima de abrasión glacial en los sectores más profundos de la cuenca.

En su conjunto el relleno basal de cortejo de mar bajo puede ser interpretado como una cuña progradante (aggradational late lowstand prograding wedge) en donde prevalecieron procesos glaciales (Formaciones Hoyada Verde y El Paso) o de tracción y retransporte por gravedad a partir de material de grueso tamaño de origen glacial (Formación Majaditas). Esta etapa está caracterizada por fuerte subsidencia inicial y relleno basal grueso en esta parte del borde de cuenca.

En ambas localidades, los depósitos de cortejo de mar bajo son seguidos en claro traslape por depósitos dominados por sedimentación por suspensión/decantación. Esta superficie marca el inicio de una transgresión con poca a nula erosión. Los depósitos por encima de esta superficie transgresiva corresponden al denominado intervalo postglacial y son agrupados en un cortejo transgresivo.

En la Formación Majaditas, el cortejo transgresivo corresponde al Miembro Diamictítico (Fig. 3). Dentro del mismo se ha podido diferenciar una parte inferior dominada por lentes diamictíticas, pelitas con clastos, pelitas y escasos niveles arenosos correspondientes a la etapa inicial de transgresión postglacial en donde material glacial es depositado por delante del frente glaciar en rápido retroceso. La ausencia de retrabajo transgresivo (con ausencia de una superficie transgresiva de erosión o ravinement) y de oleaje puede ser explicado por la combinación de los siguientes factores:

1) La presencia, el grado y la extensión de erosión depende de la tasa de ascenso relativo del nivel del mar. Se deduce que la tasa de ascenso relativo del nivel del mar fue mayor que la tasa de aporte clástico debido a la instalacióon de facies relativamente profundas sin erosión ni depósitos de retrabajo transgresivo de los depósitos infrayacentes (Fisher 1961; Curray 1964). Un origen, al menos parcialmente, relacionado con un ascenso glacieustático posterior a la maxima expansión glacial no puede descartarse debido al contexto facial y posición estratigráfica de estos depósitos (López Gamundí 1990). Variaciones glacieustáticas del nivel del mar mayores de 100 m han sido registrados en el Pleistoceno (Imbrie et al. 1984; Bard et al. 1990). Estas fluctuaciones son extremadamente rápidas (120-130 m en 120 ka) y ejercen un control importante en la arquitectura estratigráfica y estilo de sedimentación.

2) El desacople del glaciar con el substrato produjo un rápido retroceso del frente glaciar y una abundante contribución de material sub e intraglacial, probablemente retrabajado a posteriori por corrientes de gravedad. Si bien el desmembramiento y retroceso catastrófico del frente glaciar fue rápido produciendo un drástico desplazamiento lateral de facies profundas hacia el margen de la cuenca (landward facies shift), es probable que condiciones de baja tasa de sedimentación (clastic starvation) no tuvieran lugar inicialmente durante la transgresión debido al abundante material derivado de la desintegración del frente glaciar. Las condiciones de esta rápida transgresión fueron depositacionales con pocas probabilidades de retrabajo (cf. Curray 1964).

Si bien no se ha identificado una superficie transgresiva de erosión, el contacto entre el Miembro Basal y el Miembro Diamictítico (Fig. 6) puede considerarse como la superficie inicial transgresiva o superficie de inundación que separa la parte cuspidal del cortejo de mar bajo (areniscas con ondulitas tridimensionales, López Gamundí 2001) de la parte basal del cortejo transgresivo dominado por diamictitas lentiformes y pelitas. En forma análoga, la superficie que separa el pavimento de bloques (parte cuspidal del cortejo de mar bajo) de las diamictitas finamente estratificadas suprayacentes en la sección de Hoyada Verde es interpretada como la superfice inicial de transgresión o inundación (Fig. 5). Este intervalo transgresivo basal es seguido por un tramo superior dominado por pelitas que corresponde a un intervalo de condensación (condensed section) en el cual se ubica la superficie o intervalo de máxima inundación (Figs 4, 5 y 6). La escasez de material arenoso y ausencia de material derivado del retroceso glaciar sugiere que este tramo correponde al período de máxima expansión de los ambientes marinos profundos con el que culmina el cortejo transgresivo.

El cortejo de mar alto de la secuencia I está mejor representado en los afloramientos cercanos a Barreal. La parte cuspidal de la Formación Hoyada Verde está caracterizada por la incorporación gradual de areniscas finas con ondulitas levemente asimétricas (flagstones, Mésigos 1953) y escasos niveles lentiformes delgados (de hasta 1 m) de conglomerados finos bien seleccionados (López Gamundí y Rossello 1993) que, lateralmente, engranan con areniscas portadoras de gastrópodos (nivel 7, Mésigos 1953). Esta sección, que se apoya sobre las pelitas negras fosilíferas del complejo transgresivo, constituye el cortejo de mar alto. Esta transición es claramente visible en el campo, como también la incisión producida por la discordancia que limita la secuencia II (Fig.7).

En la Formación Majaditas la discontinuidad basal de la secuencia II ha erodado parcial o totalmente al cortejo de mar alto de la secuencia I, poniendo en algunos sectores en contacto directo a los depósitos del cortejo transgresivo de la secuencia I con los depósitos basales de la secuencia II.

Secuencia N+1 II

Esta secuencia se apoya sobre la superficie anterior e incluye en la zona de Barreal a los depósitos de la Formación Tres Saltos y unidades suprayacentes (Formaciones Retamo, Esquina Gris y Mono Verde) y en la zona de Majaditas, a los Miembros Rojo I, Miembro de Pelitas y Areniscas Moteadas, Miembro Rojo II y Miembro Superior.

En la Formación Majaditas, la parte basal de la secuencia II está representada por sucesiones de facies granodecrecientes interpretadas como canales distributarios en un sistema deltaico (López Gamundí 2001), equivalente al Miembro Rojo I. Este intervalo es sucedido drásticamente por pelitas grises oscuras a negras que indican la máxima profundización, constituyendo un delgado cortejo transgresivo. Este tramo pelítico incorpora gradualmente areniscas finas y secuencias granocrecientes (parasecuencias sensu van Wagoner et al. 1990) con arreglo progradacional (progradational parasequence set, van Wagoner et al. 1990) característico de cortejos de mar alto (Fig. 8).

En los afloramientos al este de Barreal, la Formación Tres Saltos incluye abundantes areniscas gruesas y medianas con ondulitas de interferencia. Por encima de la Formación Tres Saltos se superponen tres unidades con diferentes nombres (Formaciones El Retamo, Esquina Gris y Mono Verde) pero que, a nuestro entender, corresponderían a una única unidad ubicada estratigráficamente por encima de la Formación Tres Saltos.

El estudio detallado de la parte superior de la Formación Majaditas (López Gamundí 2001) por encima de la discontinuidad erosiva que separa ambas secuencias ha permitido la identificación de una parte inferior caracterizada por sucesiones granodrececientes (Miembro Rojo I ) en un patrón de apilamiento general granodecreciente, un intervalo predominantemente pelítico depositado en ambientes de plataforma externa mayormente por debajo del tren de olas al que le sigue una sucesión predominantemente arenosa con sucesiones granocrecientes, interpretadas como depósitos de barra de desembocadura agrupadas en un patrón de apilamiento granocreciente (progradational parasequnce set) [Fig. 8] . Consideramos al intervalo pelítico como el intervalo de maxima inundación, punto de inflexión (turn around point) entre un patrón de apilamiento granodecreciente infrayacente y un patrón de apilamiento granocreciente suprayacente. Así quedan definidos los cortejos dentro de la secuencia (Fig. 8). Los niveles 2, 3, 4 y 5 en la Formación Esquina Gris y nivel 8 en la Formación El Retamo (Mésigos 1953) en los afloramientos del anticlinal de Hoyada Verde podrían ser interpretados como intervalos que posiblemente contendrian al nivel de máxima inundación (parte superior del cortejo transgresivo).

Consideraciones litoestratigráficas

La homologación de las Formaciónes El Retamo y Mono Gris, aflorantes en el flanco occidental del anticlinal de Hoyada Verde (Fig. 2), ya ha sido propuesta por Milana y Banching (1997). Como indican los mismos autores, la falla transversal (ver 1 en Figura 2) que pone en contacto ambas unidades produce un dislocamiento estructural menor; las litologías a ambos lados de la falla son equiparables. Interpretamos tal falla como una falla de desgarre (tear fault) asociada al plegamiento. Más aún, las fallas submeridionales que ponen en contacto la Formación Tres Saltos con su cobertura exterior en el anticlinal (Formaciones Retamo y Mono Verde en el flanco occidental, y las Formaciones Esquina Gris y Mono Verde en el flanco oriental) son considerados cabalgamientos de menor envergadura relacionados al mecanismo de flexodeslizamiento predominante durante el plegamiento (ver López Gamundí y Rossello 1993). Estas fallas son las causantes de la falta de exposición de las bases de las unidades mencionadas (Retamo, Mono Verde y Esquina Gris) como lo indica Mésigos (1953); sin embargo, creemos que la sección omitida por las fallas es estratigraficamente poco significativa. Por las razones estructurales antes mencionadas, sumada a la similitud litológica de ambas unidades, nuestra propuesta incluye además la homologación de la Formación Esquina Gris con la Formación Mono Verde.

El esquema estratigráfico secuencial de este trabajo tiene algunas implicancias en los esquemas litoestratigráficos propuestos para el Carbonífero de este sector del flanco occidental de