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Revista de la Asociación Geológica Argentina

Print version ISSN 0004-4822On-line version ISSN 1851-8249

Rev. Asoc. Geol. Argent. vol.61 no.2 Buenos Aires Apr./June 2006

 

Estratigrafía y paleoambientes de la Formación Los Llanos (La Rioja): una secuencia condensada Miocena en el antepaís fragmentado andino central

Ezpeleta, M., Dávila, F.M. y Astini, R.A.

CONICET y Cátedra de Estratigrafía y Geología Histórica, Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de Córdoba, Avenida Vélez Sársfield 1611, Córdoba (X5016GCA), Pabellón Geología, Ciudad Universitaria. Email: mezpeleta@efn.uncor.edu; fmdavila@efn.uncor.edu, raastini@efn.uncor.edu

RESUMEN
En la región central de las Sierras Pampeanas, un conjunto de afloramientos saltuarios conocidos como Formación Los Llanos, se disponen irregularmente a través de las sierras Brava, Los Llanos y Ulapes-Las Minas, formando parte de la cubierta cenozoica. Esta sucesión sedimentaria está dominantemente compuesta por niveles de calcretes y depósitos fluvio-eólicos, y su espesor raramente supera los ~40 m. Desde su definición, existen escasos trabajos de detalle sobre su estratigrafía desde una óptica moderna. El mapeo y análisis detallado de facies permitieron dividir a la unidad en miembros inferior y superior, y caracterizar sus paleoambientes sedimentarios. Para el conjunto se definieron ocho facies: 1) conglomerados clastos soportados, 2) brechas y microbrechas, 3) areniscas con megaestratificación cruzada, 4) conglomerados arenosos calcáreos fuertemente cementados, 5) areniscas y arcilitas con estructura columnar, 6) areniscas conglomerádicas con cemento silícico, 7) limo-arcilitas pardo-rojizas, y 8) brechas fangosas. Estas facies fueron agrupadas en las asociaciones de facies (I) fluvio-eólica y (II) aluviales con paleosuelos, que parcialmente coinciden con los miembros reconocidos. El conjunto permite deducir un paleoambiente de abanicos aluviales medios a distales periódicamente afectados por formación de paleosuelos. Estos últimos reflejan sectores distales con escasa influencia de relieve indicativos de episodios de condensación. Debido a los escasos registros paleontológicos con procedencia documentada, y hasta tanto se tengan edades geocronológicas precisas, nuestras interpretaciones paleoclimáticas permitirían realizar una correlación con los eventos climáticos del Mioceno Medio- Plioceno ampliamente difundidos en el antepaís andino, que habrían afectado a los depósitos sinorogénicos desarrollados en una zona de domamiento periférico.
Palabras claves: Andes Centrales. Antepaís fragmentado. Sierras Pampeanas. Mioceno. Formación Los Llanos. Paleosuelos. Depozona. Abultamiento periférico.

ABSTRACT
Stratigraphy and paleoenvironments of Los Lanos Formation (La Rioja): A condensed sequence in the broken foreland of the Central Andes. In the central region of the Sierras Pampeanas, within the Cenozoic cover, sparse outcrops of a composite fluvio-eolian unit with abundant calcretes have been included within the Los Llanos Formation. This succession of ~40 m is well exposed in the Sierra Brava, Sierra de Los Llanos and Sierra de Ulapes-Las Minas. Since the Los Llanos Formation was defined (also known as Estratos de Los Llanos) little detailed stratigraphic-sedimentologic work has been carried out as to properly understand its depositional environments and stratigraphic context. Mapping and facies analysis led to separate two members within this unit and defined their paleoenvironments. Eight main facies were defined: 1) clast supported conglomerates, 2) microbreccias, 3) megacross-bedded sandstones, 4) strongly cemented calcareous sandstones, 5) sandstones and shales with columnar structure, 6) conglomeratic sandstones with siliceous cement, 7) red clayey-silt, 8) pebbly mudstones. This facies are grouped into (I) fluvio-eolian and (II) paleosoil-rich alluvial plain facies associations, partly coincident with the two recognized members, characterizing an alluvial setting with frequent intervals of condensation. Frequent condensation in synorogenic alluvial settings allows prediction of relatively distal positions within the foreland, probably next to the forebulge depozone. Because of the scarcity of well-constrained paleontological data and lack of isotopic dating, our process- response paleoclimatic interpretation allows a better correlation of the Los Llanos Formation with the Middle Miocene- Pliocene climatic events, widely recognized within the Andean foreland.
Key words: Central Andes. Sierras Pampeanas. Broken foreland. Miocene. Los Llanos Formation. Paleosoils. Forebulge. Depozone.

INTRODUCCIÓN

En la región oriental del segmento con subducción horizontal de los Andes Centrales (cf. Barazangi e Isacks 1976) se desarrolla la provincia geológica Sierras Pampeanas (Fig. 1a), que se caracteriza por el desarrollo de altos de basamento exhumados durante el estadio mio-plioceno del orógeno andino (e.g., Jordan y Allmendiger 1986, Jordan 1995, Ramos et al. 2002). La deformación andina en la región pampeana constituye uno de los ejemplos más destacados de evolución de cuencas de antepaís fragmentado (broken foreland basin, sensu Jordan 1995). Esta característica ha permitido entender la interacción entre la tectónica y sedimentación cuando corrimientos de zócalo de basamento cristalino son involucrados en la evolución de una cuenca.

Figura 1. a) Imagen de topografía satelital de los Andes Centrales y del sur. El recuadro indica la región donde se desarrolla el antepaís fragmentado de las Sierras Pampeanas. b) Ubicación de la sierra de Los Llanos en el contexto de las Sierras Pampeanas. c) Mapa geológico de la sierra de Los Llanos. Los recuadros A) y B), son ampliaciones de los afloramientos principales de la Formación Los Llanos expuestos en: A1) Tama, A2) Guasamayo, B1) Km 200 de la ruta nacional 79, B2) Dique El Cisco y c) Alcázar.
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En el extremo oriental de las Sierras Pampeanas Noroccidentales (cf. Caminos 1979) yacen sobre el basamento paleozoico de las sierras Brava, Los Llanos y Ulapes- Las Minas una sucesión sedimentaria de una centena de metros de espesor y edad controvertida. En esta región, poco se conoce sobre la historia de los depósitos sinorogénicos andinos asociados con el alzamiento de dichas sierras. Estas sucesiones, supuestamente cenozoicas, son conocidas en sentido amplio como "Estratos de Los Llanos" (Bodenbender 1911) y más recientemente se incluyeron en la Formación Los Llanos (Bordas 1941, Zuzek 1978). A pesar de la importancia del estudio de esta unidad en el entendimiento del antepaís fragmentado (cf. Jordan et al. 2001) su estudio es hasta el momento incompleto. Al igual que numerosas secciones del antepaís andino, la Formación Los Llanos carece de una cartografía apropiada y de descripciones e interpretaciones sobre la base de estudios sedimentológicos de detalle. Asimismo, su edad y posición estratigráfica son motivos de controversia dado que los escasos registros paleontológicos no poseen adecuada referencia al sitio y ubicación estratigráfica del hallazgo. Así la unidad ha sido ubicada en un intervalo que abarca entre el Cretácico (Bodenbender 1911, Hünicken et al. 2001) y el Plioceno (Pascual 1954).

El objetivo de este trabajo es realizar una cartografía de la Formación Los Llanos en la región donde fuera definida (sierra de Los Llanos), y definir los paleoambientes sedimentarios a partir de un detallado análisis de facies que, extendido a las regiones adyacentes, permiten deducir el marco tectónico y condiciones paleoclimáticas que habrían dominado durante la sedimentación de la unidad.

MARCO GEOLÓGICO

La sierra de Los Llanos (Fig. 1b y c) constituye un cordón montañoso con alturas <1.500 m s.n.m., limitado al este y oeste por fallas inversas de alto ángulo, conformando un sistema doble vergente de bloques de basamento (e.g., Ramos et al. 2002). La sierra de Los Llanos se compone de un basamento metamórfico (Formación Olta) del Ordovícico Inferior (Dahlquist 1999), intruido por granitoides y diques básicos tardío-ordovícicos (Pankhurst et al. 1998) que componen la Formación Chepes, expuestos principalmente en la porción septentrional y centro de la región de estudio (Fig. 1c). Esta sierra, se caracteriza por la ausencia de paquetes sedimentarios del Paleozoico inferior y medio (Caminos 1979). Este basamento cristalino es cubierto por el Grupo Paganzo (Azcuy y Morelli 1970), compuesto por las formaciones Malanzán, Loma Larga y Solca (Carbonífero), y La Colina (Pérmico) (Azcuy et al. 1987) (Fig. 1c). La estratigrafía de la región culmina con los depósitos sinorogénicos cenozoicos (Fig. 1c), compuestos por la Formación Los Llanos, objeto de esta contribución, y depósitos modernos, que en discordancia erosiva yacen sobre la anterior, representando la sedimentación intermontana cuaternaria.

FORMACIÓN LOS LLANOS
(Bodenbender 1911, nom. subst. Bordas 1941, Zuzek 1978)

Antecedentes

Bodenbender (1911) realizó la primera cartografía de detalle en la región. Este autor definió los "Estratos de Los Llanos", en la sierra homónima y le asignó una edad cretácica al correlacionarla con la Formación del Crestón expuesta en la sierra de Famatina (Turner 1962), recientemente datada en ~18 Ma (Mioceno Inferior, Dávila et al. en prensa). Más tarde, Bordas (1941) sustituyó su denominación por Formación de Los Llanos a la que finalmente Zuzek (1978) llamó Formación Los Llanos. Pascual (1954) ubicó a la Formación Los Llanos en el Plioceno, basado en el registro paleontológico de una sucesión de areniscas arcillosas calcáreas expuestas en la localidad de El Retamo, en el extremo sur de la sierra de Las Minas (San Luis). Este autor definió la especie Chasicotherium rothi, ubicándola dentro del grupo mamífero del Chasicoense. Posteriormente, Guiñazú (1962) reubicó a la Formación Los Llanos en el Mioceno sobre la base de una revisión paleontológica del mismo material estudiado por Pascual (1954). Hacia el sur de la región de estudio, en la cuenca de San Luis, los Estratos de Los Llanos fueron divididos en dos unidades, de más antigua a más joven, las Formaciones San Roque y Las Mulitas (Pastore y Ruiz Huidobro 1952, Flores y Criado Roque 1969). Estas unidades están separadas por una extensa superficie erosiva y la inferior carece de registros fósiles y niveles tobáceos (Pascual y Bondesio 1981). Estos autores afirmaron que las unidades expuestas en San Luis, además de ser equivalentes en forma lateral a la Formación Los Llanos, serían asimismo correlacionables con las Formaciones Paso de las Carretas y Río Quinto (Tapia y Rigal 1933), respectivamente. En esta última unidad se hallaron nuevos restos de megamamíferos fósiles (Scalabrinitherium sp, Ojeda y Chiesa 2004), a los que se les otorgó una edad miocena superior. Pascual y Bondesio (1981) interpretaron la discordancia que separa a estas unidades como una consecuencia de la fase de deformación quechua (~ 12 Ma), basándose en las edades de mamíferos sudamericanos de Marshall et al. (1979). Asimismo, diversos autores (e.g., Zuzek 1978, Caminos 1979, Ramos 1982), le adjudicaron a la Formación Los Llanos una edad pliocena inferior, en base a los registros fósiles anteriormente citados. Recientemente, Hünicken et al. (2001) correlacionaron un delgado nivel estratigráfico que yace sobre niveles asignados al Pérmico en la sierra de Velasco, próximo a la localidad de Sanagasta con la Formación Los Llanos siguiendo a Bodenbender (1911). En esta región la unidad se compone de areniscas conglomerádicas calcáreas con sectores silicificados y donde Hünicken et al. (2001) habrían reconocido un nivel con fragmentos de cáscaras de huevos de dinosaurios saurópodos (titanosáurios), que permitieron su asignación al Cretácico. Este tipo de restos paleontológicos es comúnmente encontrado en facies más finas que las que tipifican a esta unidad en la mencionada localidad (Cravero et al. 1998). Por esta razón, no se descarta que dichos restos puedan ser producto de retrabajo local e incorporación en unidades más jóvenes (ej., Terciario). Este fenómeno ha sido documentado en otros casos (ej., Buck et al. 2004, Courtillot et al. 2000) donde originalmente restos de huevos cretácicos se consideraban "dinosaurios terciarios" al encontrarse contenidos en unidades demostrablemente terciarias.

Aspectos generales y subdivisión

La Formación Los Llanos constituye un conjunto de afloramientos de reducido espesor que a manera de asomos aislados yacen sobre ambas vertientes y en el pie de monte de la sierra de Los Llanos (Fig. 1c). Se diferencia del resto de las unidades por sus colores blanco-amarillentos y tonalidades claras, que contrastan con las sucesiones rojizas de los depósitos del Grupo Paganzo. El espesor aflorante de la Formación Los Llanos varía entre 2 y 40 m, según la región, aunque estudios de subsuelo en bolsones adyacentes a estos afloramientos interpretaron espesores de hasta 300 m (Álvarez et al. 1989). Por su resistencia a la erosión, la unidad adquiere formas de "mesetas" subhorizontales, a ambos lados de la sierra. La Formación Los Llanos se dispone en discordancia sobre el Pérmico (Formación La Colina) y localmente en no-concordancia sobre el basamento cristalino ígneo-metamórfico (Fur-que 1968, Caminos 1972). Es cubierta en discordancia erosiva por los depósitos cuaternarios inconsolidados de la región pedemontana actual.

El estudio se concentró en cinco afloramientos considerados los más representativos de la región de estudio (Fig. 1c). Sobre la ladera occidental de la sierra de Los Llanos se encuentran los correspondientes a las localidades de Alcázar, Tama y Guasamayo (Fig. 1c). En éste último la calidad de las exposiciones permite diferenciar dos miembros informales mediante una superficie erosiva que separa dos asociaciones de facies distintivas (ver más adelante). El perfil expuesto en esta localidad constituiría la sección de referencia de la unidad (Fig. 2). En la ladera oriental se destacan distintos afloramientos aislados en la región del dique El Cisco y entre los km 198 y 201 de la Ruta Nacional 79 (Fig. 1c). En la última también se reconocieron los dos miembros antes aludidos.

Figura 2: Columna estratigráfica sintética de la Formación Los Llanos. MI= Miembro Inferior, MS= Miembro Superior.

ANÁLISIS DE FACIES SEDIMENTARIAS

A partir de las observaciones y mediciones realizadas en el campo, conjuntamente con las descripciones realizadas en el trabajo de laboratorio se definieron ocho facies principales. Estas se encuentran resumidas en lel Cuadro 1 y se describen e interpretan a continuación.

Cuadro 1: Síntesis de las nueve facies principales de la. Formación Los Llanos, reconocidas en el área tipo.
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1) Facies de conglomerados clasto soportados

Descripción: Se trata de conglomerados finos clasto soportados con matriz arenosa, dispuestos en bancos finos (0,1 - 0,2 m), con bases y techos planos, y espesores totales de entre 0,50 y 2,50 m. Tiene mejor expresión en los perfiles ubicados a lo largo de la Ruta Nacional 79 y principalmente los que se encuentran entre los km 198 y 201. Estos conglomerados internamente presentan estructuras de estratificación paralela algo difusa, con pobre desarrollo de imbricación y ocasionalmente cruzada con bajo ángulo. Localmente aparecen formas lenticulares con direcciones promedio de ejes NE y paleocorrientes dirigidas al NE. Los clastos son subredondeados a subangulares y el tamaño promedio corresponde a guijarros (0,01-0,02 m), con un tamaño máximo de ~0,05 m. La textura es polimodal, lo que implica una pobre selección. En su composición dominan los clastos de cuarzo (~60%), fragmentos líticos graníticos (~30%) y de rocas metamórficas (~10%). La matriz se compone de areniscas mal seleccionadas que localmente alcanzan un 25% del total de la roca.

Interpretación: Las características descriptas permiten interpretar a estos paquetes como depósitos formados a partir de flujos hiperconcentrados con una baja capacidad de selección (Todd 1989) comparables a mantos de crecida (Olsen 1989). El desarrollo de estratificación cruda indica turbulencia, como ocurre en los altos regímenes de flujo de corrientes hiperconcentradas. Estos depósitos son comúnmente encontrados en posiciones medias a distales de abanicos aluviales (McGowen y Groat 1971), alejados de los distributarios principales, desarrollados a partir del punto de intersección lo que explica su geometría dominantemente tabular. Pueden asimismo estar asociados a escurrimiento rápido luego de eventos de tormenta excepcionales y acumularse en sistemas de canales someros en abanicos terminales (Ballance 1984).

2) Brechas y microbrechas

Descripción: Son brechas finas a medias de color gris, clasto soportadas, pobremente seleccionadas y con abundante matriz limosa. Conforman bancos tabulares de hasta 0,6 m de espesor, internamente macizos y localmente se observa plana estratificación poco desarrollada. Los contactos entre cuerpos son en general irregulares y no erosivos. Los clastos son predominantemente guijarros angulares a subangulares, con tamaños que varían entre 0,01 y 0,05 m. Su composición relativamente homogénea y similar a la del basamento cristalino (metamorfitas y granitoides) que aflora en la región.

Interpretación: La pobre selección y angulosidad de clastos, pobre estructuración, contactos no erosivos, abundante matriz limosa y escasa variabilidad composicional indican depósitos posiblemente generados por flujos densos, con baja capacidad de selección y alta competencia (Nemec y Steel 1984). La composición indica cuencas de drenaje desarrolladas en basamento y la angulosidad de los clastos una relativa proximidad al área de aporte o que la población de clastos viajó por suspensión. Una alternativa es que se trate de depósitos de flujos hiperconcentrados posteriormente sujetos a procesos de infiltración secundaria (Friedmann 1998). Esto último permitiría explicar la fábrica clasto soportado y la escasa madurez textural (angulosidad de clastos, pobre selección y matriz limosa).

3) Facies de areniscas con megaestratificación cruzada

Descripción: Se trata de areniscas medias regularmente seleccionadas que desarrollan estratificación cruzada de gran escala (sets de entre 1 y 5 m de espesor; Fig. 3a y 3b). Forman cuerpos de hasta 10 m de espesor con geometría tabular. Los contactos basales son netos y planos. Son comunes en la base de los sets de estratificación cruzada terminaciones asintóticas alternando con terminaciones cuneiformes. Localmente se presentan en capas medianas y constituyendo bancos de hasta 5 m de espesor, con geometría tabular y laminación paralela fina a gruesa (sensu Ingram 1954) con sutiles gradaciones granulométricas. Se destaca la presencia de nódulos calcáreos (Fig. 3b) alineados paralelos a caras frontales o al S0 y la sobreimposición de tubos verticales de hasta 0,20 m de largo y 0,04 m de diámetro, con rellenos calcificados. Las areniscas carecen de matriz intersticial, presentan una porosidad que puede alcanzar hasta el 30% y se encuentran cementadas con carbonato. La granulometría promedio corresponde a areniscas finas a medias y varía entre 2,5 y 1,5 f (0,177 – 0,35 mm), aunque láminas individuales incluyen granos de arena gruesa que alcanzan 0,710 mm. Las areniscas están formadas principalmente por cuarzo redondeado (~60% y 90% en los afloramientos occidentales y orientales, respectivamente), feldespato (~30% - 5%), y fragmentos líticos (~ 5%). Se destaca la ausencia de mica y presencia de accesorios pesados subredondeados. Estas rocas pueden clasificarse como areniscas arcósicas y subarcósicas (cf. Pettijohn et al. 1987), siendo las primeras más importantes del lado occidental y las segundas (más maduras) del lado oriental. En los afloramientos más occidentales, los granos de arena desarrollan pátinas ferruginosas, imprimiéndole a las rocas tonalidades rosadas.

Figura 3. a) Areniscas con laminación paralela (facies 4) sobrepuestas a areniscas con megaestratificación cruzada (facies 3). El contacto es marcado por la flecha. Al tope de la sección se observa el calcrete tabular (facies 5) que caracteriza al Miembro Superior. Localidad de Guasamayo. b) Paquete con megaestratificación cruzada y nódulos carbonáticos, a los que se sobrepone el calcrete (facies 5) del Miembro Superior, próximos a la localidad de Olta. c) Diagrama de rosa para el análisis de paleovientos a partir de las caras de avalancha de los niveles de eolianitas desarrollados en el Miembro Inferior de la Formación Los Llanos.

Interpretación: Las estructuras sedimentarias, fábricas, y características texturales, permiten interpretar a esta facies como depósitos de origen eólico (Hunter 1977, Nickling 1994). La alternancia de láminas con terminación asintótica y en cuña en la base de los sets de estratificación cruzada constituye un atributo común en dunas eólicas. Esta obedece a que el fenómeno de permanente caída de granos en el frente de la duna, responsable de las terminaciones asintóticas, se interrumpe periódicamente por la generación de avalanchas de flujos granulares cuando se supera el ángulo crítico de reposo (Ahlbrandt y Fryberger 1982). Los bancos con laminación paralela se interpretan como producto de traslación de trenes de óndulas eólicas (Hunter 1977, Kocurek y Dott 1981). A partir del diseño del diagrama de rosa de paleocorrientes (Fig. 3c) se deducen flujos unimodales con moderada dispersión (cf. Fryberger y Dean 1979) con sentidos hacia el SE que sugieren que dunas barjanoides dominaban el campo eólico (cf. Fryberger y Dean 1979). Los tubos verticales calcificados se interpretan como rizolitos (cf. Klappa 1980), y los nódulos carbonáticos son clasificados como de tipo disórticos (cf. Wieder y Yaalon 1974). Estas macromorfologías sugieren que los depósitos eólicos primarios habrían estado sujetos a calcretización y pedogénesis posteriormente a su depositación (Retallack 2001).

4) Facies de conglomerados arenosos calcáreos fuertemente cementados

Descripción: Esta facies se encuentra en los afloramientos en ambas vertientes de la sierra de Los Llanos constituyendo una cubierta resistente que protege de la erosión a la unidad dada su intensa cementación. Se trata de conglomerados finos blanquecinos (2,5Y8/1, cf. Munsell Soil Colour Charts, 1973), que afloran formando bancos de entre 1 y 5 m de espesor. Presentan un profuso moteado rojizo. Aparecen en cuerpos tabulares, de aspecto macizo y pueden desarrollar una estratificación planar con bordes difusos. Sus contactos basales son netos, suavemente ondulados y erosivos. Localmente se observan geometrías lenticulares, con incisiones de hasta 0,2 m con ejes dispuestos NNE-SSO. Presenta mala selección, con guijarros de tamaño promedio entre 0,02 y 0,03 m, y bloques con tamaños máximos de 0,3 m. La disposición de los clastos en la matriz arenosa es caótica y la cementación carbonática es muy profusa, pudiendo clasificarse como conglomerados arenosos fuertemente cementados (Fig. 4a). El cemento carbonático que rodea a los granos detríticos constituye localmente el sostén principal de la roca. Localmente hay desarrollo de cemento silíceo en forma de parches de cuarzo fibroso y radial (Fig. 4b). La matriz corresponde a arenas gruesas a finas y varía entre -1 y 3,5 f (2,00 – 0,088 mm), con un tamaño promedio entre 1 y 1,5 f (0,50 – 0,710 mm) correspondiente con areniscas gruesas. Esto indica una muy mal selección en la matriz, que alcanza un 30% aproximadamente del total de la roca. Se compone principalmente de cuarzo (~50 %), feldespatos (~20%), y fragmentos líticos (~30 %) y puede clasificarse como una arenita lítico-feldespática (cf. Pettijohn et al. 1987). Se destacan la presencia de tubos subverticales de hasta 0,01 m de diámetro y 0,10 m de largo, rellenos con material arenoso y cementado con carbonato y subordinadamente con sílice. Particularmente abundantes son los tubos de menor diámetro (<2 mm) en algunos niveles. También pueden observarse tubos carbonáticos subhorizontales con diámetro máximo de hasta 0,04 m y longitud promedio de 0,25 m, que constituyen una densa red que localmente pueden alcanzar 10 m de extensión lateral (Fig. 4c). Asimismo se distinguen niveles con nódulos carbonáticos con diámetros variables entre 0,01 y 0,1 m. También, son características las estructuras columnares, más resistentes a la erosión, que pueden alcanzar hasta 0,9 m de longitud y afectan el espesor completo de algunos niveles (Fig. 4c). Al microscopio se reconocieron granos detríticos de cuarzo rodeados por sílice de hábito fibroso, radial y abanicada, y sílice microcristalina. También se reconocen grietas circumgranulares rellenas de carbonato cálcico y arcilla (Fig. 4b), y grietas lineales rellenas con carbonato o sílice de hasta 0,01 m de largo.

Figura 4. a) Detalle de los calcretes (facies 5). Nótese la disposición caótica de los clastos en la matriz arenosa y cementación carbonática profusa. b) Microfotografía de un calcrete a nicoles cruzados mostrando una fábrica "cemento sostén" (cemento esparítico) y desarrollo de una grieta circumgranular (circumgranular crack) rellena de carbonato micrítico y en menor medida por arcilla. Asimismo, la flecha indica una cementación silícea (cuarzo calcedonítico) secundaria. c) Calcretes con desarrollo de estructuras columnares en contacto neto sobre la Fm. La Colina (Pérmico). Afloramiento sobre la ruta provincial 28, km 13.

Interpretación: La pobre selección y textura polimodal de los conglomerados indicarían que esta facies ha sido formada a partir de un material parental aluvial. Los fragmentos líticos de origen metamórfico y granítico muestran que estos materiales habrían procedido de altos de basamento expuestos en la sierra de Los Llanos y serranías adyacentes. La disposición tabular de los bancos favorece la interpretación de depósitos a partir de flujo mantiformes o tratarse de fajas fluviales entrelazadas, aunque la profusa obliteración de la fábrica primaria y cementación sobreimpuesta impiden establecer una interpretación más precisa. En ambas alternativas los depósitos primarios habrían estado sujetos a intensos procesos de calcretización y pedogénesis (Retallack 2001). Esto queda evidenciado por la presencia de micro y macromorfologías (cf. Wright y Tucker 1991). Entre las macromorfologías se destacan los tubos verticales calcificados que se interpretan como rizolitos (cf. Klappa 1980) mientras que los tubos subhorizontales podrían interpretarse como madrigueras o bioturbaciones (Melchor et al. 2002). Los de menor diámetro se interpretarían como rizolitos alveolares y fenestrales que indican una génesis vinculada con pastizales (e.g., Melchor et al. 2002). Es posible asimismo que las estructuras columnares de mayor envergadura sean madrigueras diferencialmente calcificadas aunque no se descarta que alguno de los tubos sean tocones (tree stumps) (e.g., Melchor et al. 2002). Entre las micromorfologías se destacan las grietas circumgranulares (circumgranulars cracks, cf. Platt 1989) y las longitudinales interpretadas como crystallaria (Wright y Tucker 1991). A su vez, los bordes abruptos con respecto a la matriz que presentan los nódulos permiten interpretarlos como de tipo disórticos (cf. Wieder y Yaalon 1974), mientras que por su estructura interna serían de tipo uniformes (cf. Brewer 1964). La cementación silícea se interpreta como representada por cuarzo calcedónico y microcuarzo (chert) (cf. Adams et al. 1984) y sería posterior a la cementación carbonática.

Las evidencias descriptas, permitirían clasificar a esta facies como un calcrete (Wright y Tucker 1991). Las micro y macro estructuras descriptas permiten identificar procesos de cementación asociados a pedogénesis mientras que el intenso moteado constituye un rasgo característico de fluctuaciones de la freática (Pimentel et al. 1996). La presencia de fracturas circulares y crystallaria indican periodos de intensa desecación en el suelo, posiblemente asociado a fenómenos climáticos (Wright y Tucker 1991).

5) Facies de areniscas conglomerádicas con cemento silícico

Descripción: Se trata de areniscas sabulíticas y conglomerádicas de color rosa a blanco (5YR8/2, cf. Munsell Soil Colour Charts, 1973), con un profuso moteado rojizo (10R6/4, cf. Munsell Soil Colour Charts, 1973). Se caracterizan por su cementación silícea, que le imprime una alta resistencia a la erosión. Se presentan en bancos tabulares macizos con espesores entre 0,8-1,5 m (Fig. 5a). Los contactos basales son netos, suavemente ondulosos y no erosivos. La granulometría promedio corresponde a areniscas gruesas (1 y 0,5 f (0,5–0,71 mm) y sus granos son subredondeados. La selección de las areniscas es pobre y se componen de cuarzo (~50%), feldespatos (~30%), y fragmentos líticos (~20%). Se intercalan algunos niveles delgados de microconglomerados lenticulares de hasta 5 m de extensión lateral.

Figura 5: a) Silcrete tabular y macizo interpuesto entre dos niveles de calcretes. Nótese su base y techo neto. El calcrete inferior muestra evidencias de una f uerte bioturbación. La flecha indica una estructura interpretada como madriguera. Localidad de Tama. b) Microfotografía a nicoles cruzados del silcrete (facies 5). Se destaca el desplazamiento que genera el crecimiento del cuarzo calcedonítico y microcuarzo (chert). Nótese el buen redondeamiento de los granos.

Al microscopio se observa que la cementación está conformada por sílice microcristalina, localmente con hábito acicular (Fig. 5b), desarrollando fábricas "cemento sostén" (floating grains). Entre las macromorfologías desarrolladas se reconocen tubos subverticales de hasta 0,1 m de longitud, reemplazados por calcita y sílice. Estas formas pueden estar asociadas a niveles nodulares. Los nódulos pueden alcanzar los 0,07 m de diámetro y están mejor representados en la parte inferior de los niveles.

Interpretación: Al igual que la facies de conglomerados arenosos calcáreos fuertemente cementados (facies 5), esta facies sugiere la presencia de depósitos aluviales afectados por diagénesis pedogenética. Los depósitos parentales pueden interpretarse como producto de mantos de crecida. La profusa silicificación, presencia de tubos verticales interpretados como rizolitos, junto al desarrollo de nódulos carbonáticos permitirían interpretar fenómenos de pedogénesis que afectaron los materiales parentales arenosos de origen aluvial. La marcada silicificación que condujo a fábricas cemento soportadas con chert y cuarzo calcedónico permitiría clasificar a este nivel como un silcrete (e.g., Twidale y Bourne 1998). Para cementar estos niveles habría sido necesario tener un suministro de sílice por disolución de silicatos preexistentes, a partir de materiales parentales detríticos o bien de depósitos piroclásticos (tobas e ignimbritas) como los mencionados por Guiñazú (1962) en la Sierra de San Luis. Por su inestabilidad, el vidrio volcánico tiende a disolverse rápidamente permitiendo la liberación de silicatos solubles a una tasa muy rápida (Spotl y Wright 1992). La ausencia de drusas y cementación con ópalo permiten tentativamente descartar una génesis hidrotermal (e.g., Lynne y Campbell 2004). Asimismo, la gran extensión areal y la restricción a ciertos horizontes conspiran contra una hipótesis hidrotermal y favorecen un origen vinculado con cambios paleoclimáticos. Silcretes y duripanes han sido interpretados a partir de meteorización de materiales ricos en silicatos ferromagnesianos y feldespatos durante climas estacionales con alternancia de períodos secos y húmedos bajo condiciones de alcalinidad (Summerfield 1983). Según Thiry y Millot (1987) un factor que favorecería la concentración en solución de SiO2 puede ser la evaporación.

6) Facies de areniscas y arcilitas con estructura columnar

Descripción: Se trata de un banco compuesto por dos niveles areno-arcillosos de coloración contrastada separados por un contacto fuertemente irregular. En su conjunto poseen geometría tabular, con espesor entre 0,7- 1 m y se apoyan sobre un calcrete con base neta, plana. El horizonte inferior tiene un color rojo intenso (7,5R5/3, cf. Munsell Soil Colour Charts, 1973), mientras que el superior presenta color blanco (2,5Y8/1, cf. Munsell Soil Colour Charts, 1973) y un moteado rojizo difuso. El contacto entre ambos términos es neto y desarrolla una geometría en forma de columnas o interdigitaciones linguoides verticales, con separación promedio 0,3 m (Fig. 6). El horizonte superior corresponde a areniscas medias y tiene granulometría promedio entre 2,0 y 1,5 f (0,25 y 0,35 mm) mientras que el inferior conformado por areniscas finas a limos, muestra una granulometría promedio entre 3,0 y 2,5 f (0,125 y 0,177 mm) y una cementación argiloferruginosa que le imprime su tonalidad rojiza característica. La selección en ambos casos es regular a pobre. Composicionalmente contienen cuarzo (~40%), feldespato (~30%) y fragmentos líticos (~30%) y pueden ser clasificadas como arenitas lítico-feldespáticas (cf. Pettijohn et al. (1987). Entre las estructuras observadas se destaca la presencia de nódulos carbonáticos aislados de hasta 5 cm. También se reconocen tubos verticales y subhorizontales de hasta 0,2 m de largo reemplazados por sílice. Entre las areniscas claras se reconocieron parches con intensa bioturbación. Todo el horizonte presenta una silicificación muy intensa y extendida, en forma de cuarzo amorfo y fibroso radial y abanicado. En el caso del horizonte arcilloso inferior la sílice reemplaza parcialmente a la matriz.

Figura 6: Estructura columnar interdigitada que define a horizontes de tipo glósicos (G), sobrepuesto a un calcrete nodular (Cn). La piqueta de la escala mide 33 cm. Localidad de Dique El Cisco.

Interpretación: Se trataría de un horizonte glósico (cf. Soil Survey Staff 1999), desarrollado sobre materiales parentales de origen aluvial seguido por una etapa diagenética dominada por silicificación intensa.

La matriz argiloferruginosa del horizonte inferior rojizo representaría acumulación de arcillas iluviales mientras que el horizonte claro superior, con desarrollo de moteado difuso, puede interpretarse como un nivel eluviado. En su conjunto, se trataría de un producto eluviación/iluviación, evidenciando un estado avanzado de pedogénesis. En este contexto, el desarrollo de las estructuras columnares o interdigitadas evidencian suelos maduros, característicos de llanuras de inundación estables y con condiciones de drenaje generalmente pobres. Estas características son propias de un horizonte glósico (cf. Soil Survey Staff 1999). Los tubos verticales y subhorizontales son interpretados como rizolitos producto de actividad de raíces (cf. Klappa 1980).

El cemento silíceo interpretado como ópalo y cuarzo calcedónico (cf. Thiry y Milnes 1991) se habría formado como parte de una etapa de progresiva silicificación. En este proceso la recristalización parcial de ópalo conduce a la generación de cuarzo calcedónico (e.g., Thiry y Millot 1987). La intensidad de la silicificación permite en parte interpretar un reemplazo de material parental (e.g., Summerfield 1983).

7) Facies de limo-arcilitas pardo-rojizas

Descripción: Se trata de horizontes macizos de limo-arcilitas rojizas, tabulares con espesores que varían entre 0,3 y 0,4 m. Los techos son netos, planos y truncados mientras que sus contactos basales son gradacionales a calcretes. No desarrollan laminación visible, aunque es común la presencia de películas arcillosas de entre 0,5 y 1 cm envolviendo porciones de material primario. Asimismo, esta facies desarrolla crecimiento de yeso intrasedimentario y en forma aislada nódulos carbonáticos.

Interpretación: La ausencia de laminación y el marcado desarrollo de películas arcillosas conformando posibles peds permitiría interpretar a estas limo-arcilitas como un paleohorizonte limo-arcilloso generado por iluviación (Soil Survey Staff 1999). Cabe remarcar que esta facies se diferencia de los niveles argilícos de la facies 6 por carecer de las estructuras columnares interdigitadas, lo que denotaría un mejor drenaje (Soil Survey Staff 1999). Las características descriptas y espesores superiores a 0,15 m, permitirían clasificar esta facies como un paleohorizonte argílico (Soil Survey Staff 1999).

8) Facies de brechas fangosas

Descripción: Se compone de brechas y microbrechas oligomícticas limosas apoyadas sobre el basamento. Presentan bases gradacionales a partir del sustrato cristalino y contactos netos hacia el tope. Son comunes las decoloraciones y no desarrolla estructuras mecánicas distintivas. Los conglomerados son finos, con clastos inferiores a 0,05 m. Se compone de clastos metamórficos cuando el sustrato es metamorfitas y de granitos cuando suprayace a granitoides. Hay desarrollo de una matriz fangosa que localmente alcanza el 20% de la roca. Localmente se registra cemento carbonático.

Interpretación: Las fábricas y texturas descriptas, como sus relaciones de contacto con el sustrato cristalino sugieren el desarrollo de una capa de alteración superficial a partir del basamento paleozoico de la región. Por esta razón se interpreta como un regolito. La formación de un perfil de meteorización incipiente sobre basamento sugiere una estabilidad del relieve y superficies de aplanamiento que no estuvieron sujetas a remoción. Posiblemente parte de los materiales finos intersticiales sean producto de alteración in situ vinculada con pedogénesis.

ASOCIACIONES DE FACIES

De acuerdo al arreglo natural de las nueve facies descriptas se reconocieron dos asociacionec de facies (Fig. 2), que coinciden con los dos miembros definidos anteriormente, y son: I) asociación de facies fluvio-eólica y II) asociación de facies aluviales con paleosuelos.

I) Asociación de facies fluvio-eólica (Miembro Inferior)

Esta asociación se compone por una sucesión de conglomerados clasto soportados (facies 1), microbrechas (facies 2) y eolianitas (facies 3). El arreglo de esta asociación comienza con el desarrollo de conglomerados asignados a un sistema de fajas de canales entrelazados desarrollados sobre sustrato pérmico. La ausencia de facies de conglomerados gruesos y de bloques sugiere gradientes relativamente bajos y ubicaciones relativamente distales en abanicos aluviales. La composición de los conglomerados y areniscas de esta asociación indica que el área fuente ha sido una región con basamento expuesto. Un extenso campo eólico con desarrollo de dunas posiblemente barjanoides y sectores de interdunas solapa a los depósitos fluviales. Este sistema eólico, extendido a ambos lados de la sierra de Los Llanos, indica paleodirecciones de flujo hacia el ESE y permitiría interpretar que el relieve de la sierra no existía y el desarrollo de dicho campo eólico fue previo a su levantamiento.

II) Asociación de facies aluviales con paleosuelos (Miembro Superior)

Está integrada por una compleja alternancia de calcretes (facies 4), un horizonte glósico (facies 6), silcretes (facies 5) y horizontes argílicos (facies 7).

Esta asociación expuesta en las localidades de Guasamayo y en secciones sobre la Ruta Nacional Nº 79 comienza con el desarrollo de calcretes, que alternativamente suprayacen a la asociación de facies I o a la sección de areniscas rojas del Pérmico. Tiene una marcada continuidad lateral constituyendo un manto de geometría tabular y base neta erosiva que sugiere que cursos fluviales entrelazados se instalaron truncando regionalmente las unidades infrayacentes. Localmente (Alcázar) solapan a la facies 8 de brechas fangosas interpretada como un regolito afectando directamente al basamento cristalino, luego del desarrollo de la etapa eólica.

Con posterioridad a la depositación de los materiales fluviales, se habría desarrollado una intensa calcretización. La superposición de calcretes en esta asociación es interpretada como una sucesión de episodios pedogenéticos amalgamados comparables con el estadio 2 de Bown y Kraus (1987). Este estadio está asociado con la formación de suelos inmaduros próximos a fajas de canales fluviales y desarrollados sobre materiales parentales pobremente seleccionados.

En la localidad de Tama (Fig. 1b) esta asociación se caracteriza por el desarrollo de horizontes pedogénicos muy bien desarrollados, hecho que se interpreta como una variación lateral con respecto al perfil de referencia expuesto en Guasamayo (Fig. 7). Esta sucesión se interpreta como una secuencia compuesta de pedofacies, formada al menos por cuatro ciclos de pedofacies simples truncados y superpuestos (cf. Kraus 1999). Secuencias de múltiples paleosuelos amalgamados se asocian con llanuras de inundación de sistema aluviales (Mack et al. 1993). La presencia de horizontes argílicos con numerosos peds y argilanes ubicados inmediatamente por encima de estos calcretes sugiere que los calcretes son de origen pedogenético (cf. Mack et al. 2000). Repetidos pulsos de sedimentación aluvial serían responsables del truncamiento erosivo de los horizontes superiores en los distintos paleosuelos, algunos de los cuales presentan mayor grado de evolución que otros (e.g., estadio 3 de Bown y Kraus 1987). Los silcretes (Facies 5) ubicados en el tope de esta asociación, sugiere la formación de duricostras silicificadas. Estos horizontes tienen un importante significado paleoambiental y han sido ampliamente utilizados como niveles de correlación estratigráfica (e.g., Twidale y Bourne 1998). Los silcretes pueden sugerir regímenes paleoclimáticos contrastados con alternancia de períodos de meteorización intensa (e.g., Summer-field 1983, Nash et al. 1994). Esto permitiría deducir climas más húmedos que los que habrían dominado en la base de la columna durante la depositación de la asociación inferior o incluso durante la formación de los calcretes que normalmente implican condiciones semiáridas más estables.

Figura 7: Correlación lateral entre las secciones de Guasamayo (A1) y Tama (A2), en la ladera occidental; y entre el perfil de la ruta nacional 79 km 200 (B1) y dique El Cisco (B2) en la ladera oriental de la sierra de Los Llanos. C) sección de calcretes desarrollados sobre regolito próximos a la localidad de Alcázar. Véase ubicación en figura 1b. E2 y E3, son correspondientes con los estadios de madurez de Bown y Kraus (1987). E? son paleosuelos que por encontrarse parcialmente decapitados, no puede precisarse su estadio evolutivo. Véase explicación en el texto.

En la región del dique El Cisco esta asociación de facies expone al menos cuatro calcretes en la sección inferior del perfíl (Fig. 7) con distintos grados de cementación. Cada uno de estos ciclos comprendería un período de depositación en forma rápida dentro de un ambiente fluvial, continuado con una etapa de estabilidad en la llanura de inundación que habría favorecido la intensa cementación carbonática (Mack et al. 2000, Nemec y Postma 1993), seguida de decapitación. Por ende, puede afirmarse que la sección inferior del perfil se encuentra dominada por paleosuelos truncados (cf. Kraus 1999). El desarrollo de un horizonte glósico asociado con un calcrete nodular que corona la secuencia de calcretes evidencia mayor estabilidad en la llanura de inundación y condiciones de drenaje pobre, pudiendo compararse con la sección inferior de suelos natrargidisol glósicos (Soil Survey Staff 1999). La existencia del silcrete cuspidal afectando al horizonte glósico evidenciaría que en la sección superior de este perfil habrían existido bajas tasas de sedimentación (paleosuelos acumulativos cf. Kraus 1999) durante el período de pedogénesis.

EVOLUCIÓN DEL RELLENO SEDIMENTARIO

La evolución estratigráfica de la Formación Los Llanos implica una etapa inicial representada por redes fluviales entrelazadas efímeras que formaron parte de una planicie de bajo gradiente desarrollado sobre sustratos paleozoicos en la región externa del antepaís andino. La geometría tabular de estos depósitos conglomerádicos relativamente delgados y de gran extensión areal puede representar prolongados tiempos de exposición y peneplanización (cf. Heller et al. 1988, Blair y Bilodeau 1988). La sucesión continúa con el desarrollo de campos de arena que atraviesan la región e indican un período de estabilidad tectónica bajo clima árido a semiárido (Fig. 8a). La distribución de eolianitas con mejor madurez textural y mineralógica hacia el E es coincidente con la dirección de migración de las dunas hacia el SE indicado por las paleocorrientes. La etapa de mayor aridez climática se habría interrumpido bruscamente como lo señala la instalación de una nueva planicie gravosa (Fig. 8b) con actividad de sistemas entrelazados que posteriormente sufrieron procesos reiterados de pedogénesis (Fig. 8c), indicando tasas de sedimentación relativamente bajas y condiciones climáticas semiáridas con estación húmeda marcada. El desarrollo de paleosuelos indica tasas de sedimentación muy bajas en periodos con estabilidad del paisaje (Kraus 1999). Esto sugiere la presencia de diastemas o discontinuidades del orden de los miles de años comparables a secuencias condensadas de origen continental (McCarthy y Plint 1998). El reiterado proceso de eluviación/iluviación es característico de climas con alternancia de estaciones secas y húmedas (Soil Survey Staff 1999). El intenso proceso de eluviación/iluviación, la ausencia de hidromorfismo en los horizontes argílicos, y la existencia de nódulos y rizolitos en los niveles calcretizados, permite inferir una capa freática profunda (McCarthy y Plint 1998, Kleinert y Strecker 2001). La abundancia de rizolitos fenestrales distribuidos en forma dispersa, indicaría que estos depósitos se habrían encontrado recubiertos por pastizales abiertos y localmente con una cubierta arbórea poco densa, del tipo monte arbustivo (cf. Melchor et al. 2002). Particularmente diagnóstico de estas condiciones climáticas semiáridas con estación húmeda marcada resultan los silcretes preservados en el tope de la unidad.

Figura 8: Etapas de la evolución paleoambiental propuesta: a) Campos eólico. La flecha indica la dirección de traslación de las dunas. b) Sistemas fluviales entrelazados. c) Paleosuelos en llanuras aluviales.

IMPLICANCIAS CRONOESTRATIGRÁFICAS

Los registros paleontológicos de edad controvertida y ubicación estratigráfica imprecisa en la Formación Los Llanos impiden definir su edad. Sin embargo, del análisis estratigráfico efectuado en este trabajo se deduce un importante cambio paleoclimático evidenciado por el contraste entre los paleosuelos, calcretes y silcretes de la asociación superior y el intervalo eolianítico de la asociación basal. Este coincidiría con un cambio de condiciones climáticas áridas a condiciones más húmedas o al menos semiáridas con estación húmeda marcada. Considerando el intervalo de tiempo que resulta de los registros paleontológicos en las sierra de Los Llanos (e.g., Pascual 1954, Guiñazú 1962) y los registros de cambios paleoclimáticos en el oeste argentino (Jordan et al. 1997, Starck y Anzótegui 2001, Dávila y Astini 2003) el Mioceno Medio surge como la alternativa más firme, donde se registra un contraste climático de similar magnitud. Este cambio paleoclimático en los Andes Centrales ha sido tradicionalmente asociado al alzamiento de barreras climáticas, coincidente con un periodo de intensa deformación y alzamiento en la Cordillera de los Andes (Jordan et al. 1993, 1997). En la región del antepaís fragmentado este episodio fue vinculado con el alzamiento de bloques de basamento que habrían favorecido la instalación de condiciones climáticas semiáridas (e.g., Stark y Anzótegui 2001, Dávila y Astini 2003, Dávila 2003). En el Mioceno Medio, a su vez, también se registra uno de los eventos paleoclimáticos globales más importantes de la historia geológica, conocido como "óptimo climático" (Zachos et al. 2001). La alteración y enriquecimiento supergénico de los cobres porfíricos en Chile ha sido vinculado con este evento (e.g., Alpers y Brimhall 1988, Sillitoe 1989). En el Mio-Plioceno se registra otro importante cambio paleoclimático (Van Zinderen Bakker y Mercer 1986, Barrett et al. 1992, Pearson y Palmer 2000, Zachos et al. 2001). Este evento fue también reconocido en el norte de Chile por Hartley y Chong (2002) y en la región pampeana septentrional por Kleinert y Strecker (2001). Si bien los últimos autores asociaron los cambios observados en las secuencias sedimentarias ricas en paleosuelos al alzamiento de barreras topográficas, no puede descartarse que un evento global esté superpuesto en esta región. En Famatina oriental, Dávila (2003) y Martina et al. (2006) sugieren también un posible cambio climático en el Mioceno superior, evidenciado por el abrupto cambio de facies entre las formaciones Santo Domingo y El Durazno. Asimismo, en la región de la cordillera riojana (sierra de Los Colorados), recientemente se realizaron hallazgos fosilíferos que sustentan un cambio climático para este intervalo (Rodríguez Brizuela y Tauber comunicación pers. 2004). De aceptarse una edad Miocena Media, o incluso Mio-Pliocena, para la Formación Los Llanos, el cambio paleoclimático registrado entre sus dos miembros constituiría la primera evidencia a favor de un control global por sobre los fenómenos de restricción intermontana, ya que como surge del análisis paleoambiental no existirían altos de basamento importantes al este. Evidencia independiente basada en datos de trazas de fisión en apatitas de las sierras de Córdoba (Jordan et al. 1989, Costa et al. 1999), al E de la región de estudio, indica que el alzamiento de los bloques de Sierras Pampeanas Orientales se produjo a partir del Plioceno, alcanzando alturas promedio <<1.500 m s.n.m.

CONSIDERACIONES SOBRE EL MARCO TECTÓNICO

A diferencia de los depósitos sinorogénicos registrados en la región interna del antepaís andino (Ramos 1999) los depósitos de la Formación Los Llanos indican una llamativa condensación. Recientemente, DeCelles y Horton (2003) describen dentro de la estratigrafía sinorogénica de la región andina central una unidad estratigráfica (Formación Imporá) con llamativas similitudes a la Formación Los Llanos, donde se asocian paleosuelos y calcretes superpuestos a una etapa de condensación marcada. Según estos autores dicha condensación estratigráfica resultaría característica de la depozona de domamiento periférico (forebulge de DeCelles y Giles 1996) durante etapas donde el antepaís estuvo sobrealimentado y cierta proporción de depósitos clásticos habría logrado cubrir dicho domamiento. Etapas de progradación y avance del frente orogénico quedan reflejadas a partir de secuencias grano crecientes, tales como las registradas en numerosas secuencias del antepaís andino central (e.g, Jordan et al. 1993, Milana et al. 2003). Durante este proceso, si las tasas de sedimentación son superiores a la de subsidencia, los materiales gruesos que caracterizan a depósitos de abanicos medios, comienzan a progradar sobre el domamiento periférico, generando una extensa y delgada capa de sedimentos fluviales y eólicos, altamente condensados (DeCelles y Giles 1996). Dado el pobre espacio de acomodación existente sobre el domamiento periférico, es frecuente que los sedimentos depositados en esa región lo hagan sólo transitoriamente y el registro final sea el de una estratigrafía condensada. Esta última situación favorecería la frecuente formación de paleosuelos amalgamados. Además es común de esta región la existencia de discontinuidades sin angularidad visible, compatibles con etapas de antepaís subalimentado (cf. Jordan 1995), donde los depósitos no rellenan la antefosa y, por lo tanto, no solapan al domamiento periférico. Así, éste se comporta como una zona de erosión, favoreciendo sistemas de drenaje divergentes (Flemings y Jordan 1989, Crampton y Allen 1995). Una explicación similar puede inferirse para la discontinuidad que separa a los miembros inferior y superior de la Formación Los Llanos en esta región del antepaís andino que obedecería a la mecánica flexural de la corteza y consiguiente epirogénesis que caracteriza a la región afectada por domamiento (Dávila et al. 2004).

El arreglo estratigráfico de la Formación Los Llanos y los espesores preservados indicarían que la unidad se habría depositado en regiones alejadas del frente orogénico (antepaís externo). La influencia composicional de materiales cristalofílicos y graníticos indica que al menos localmente el basamento cristalino estuvo expuesto a la erosión y se comportó como la fuente de los materiales parentales sujetos a pedogénesis. En este sentido, la Formación Los Llanos constituiría un ejemplo único de sedimentación condensada asociada a deformación de zócalo en esta región de los Andes. Esto refleja un largo periodo de estabilidad del paisaje con escaso aporte de materiales de las áreas exhumadas (basamento). El hecho que los paleosuelos se desarrollen sobre diversos sustratos (Pérmico, basamento cristalino y particularmente, sobre la asociación de facies fluvio-eólica) sugiere la existencia de un paleorelieve posiblemente asociado con episodios de levantamiento epirogénico. Por su parte, las evidencias de que la asociación de facies fluvio-eólica representada a ambos lados de la sierra de Los Llanos haya sido decapitada en la región central de la sierra implica que entre su depositación y la generación de los materiales parentales de la asociación de facies aluviales con paleosuelos se habría producido un episodio de levantamiento y exhumación. Dada la magnitud del salto estratigráfico, es más posible que esta deformación se asocie con arqueamientos (tectónica vertical).

Esta interpretación, a su vez, permitiría arriesgar que la edad Mioceno Media sugerida anteriormente para la unidad, sería más consistente que una edad más joven, ya que para el Mio-Plioceno la región pampeana se habría encontrado en un estadio de antepaís fragmentado (Jordan et al. 2001), contexto incompatible con los registros sedimentarios de muy bajo gradiente descriptos en este estudio.

CONCLUSIONES

El análisis cartográfico y de facies sedimentarias de la Formación Los Llanos en la región de la sierra homónima (sierra de Los Llanos) permitió:

Definir dos miembros informales: inferior y superior.

Reconocer ocho facies principales que son: 1) facies de conglomerados clastos soportados, 2) facies de microbrechas, 3) facies de areniscas con megaestratificación cruzada, 4) conglomerados arenosos calcáreos fuertemente cementados, 5) areniscas y arcilitas con estructura columnar, 6) areniscas conglomerádicas con cemento silícico, 7) limoarcilitas pardo-rojizas, y 8) brechas fangosas. Agrupar las facies en dos asociaciones de facies, una inferior fluvio-eólica (I) y otra superior de facies aluviales con paleosuelos (II). Las asociaciones coinciden parcialmente con la definición de miembros. La asociación inferior se compone por depósitos fluviales cubiertos por campos eólicos, mientras que la asociación superior se caracteriza por depósitos fluviales entrelazados, que localmente desarrollan características propias de llanuras de inundación. Como rasgo distintivo, esta asociación de facies presenta una intensa pedogenización, en los que se destacan los calcretes. Estos horizontes tienen una marcada continuidad lateral, y sirven para realizar correlaciones a escala de cuenca. Los paleosuelos más maduros, correspondientes con el estadio de madurez 3 de Bown y Kraus (1987), fueron formados localmente en llanuras de inundación con bajas tasa de sedimentación durante prolongados períodos de tiempo.

Por primera vez, se le asigna una interpretación paleoambiental y tectónica a esta unidad poco conocida del oeste argentino. El relleno de la Formación Los Llanos está caracterizado por la alternancia de procesos sedimentarios dinámicos en ambientes de abanicos aluviales medios y distales, afectados por episodios de condensación y formación de paleosuelos, dentro de una zona de llanura aluvial.

A partir del contraste de procesos sedimentarios entre las facies y asociaciones descriptas se interpreta un cambio paleoclimático importante. La presencia de un silcrete por encima de eolianitas y calcretes, indicaría el pasaje de un clima en condiciones de semiaridez, a un régimen más húmedo.

El análisis de facies y relaciones estructurales permiten deducir su posible contexto tectónico dentro de un antepaís distal afectado por deformación de basamento cristalino. La Formación Los Llanos constituía uno de los pocos ejemplos de sedimentación condensada asociada a deformación de zócalo. Esto refleja un largo periodo de estabilidad del paisaje con escaso aporte de materiales de las áreas fuentes y ambientes relativamente alejados de los frentes orogénicos. Se propone para la Formación Los Llanos un contexto de cuenca de antepaís distal, posiblemente vinculado con flexión y alzamiento del sustrato cristalino.

AGRADECIMIENTOS

Agradecemos la colaboración durante los trabajos de campo y valiosos comentarios de Federico Martina (UNC), Brian Ruskin y Teresa Jordan (Cornell University). Este trabajo fue subsidiado por Secyt (UNC) a RAA. El SEGEMAR (Córdoba) suministró amablemente las imágenes satelitales de la región de estudio.

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Recibido: 19 de octubre, 2004
Aceptado: 1 de marzo, 2006

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