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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión On-line ISSN 1851-8249

Rev. Asoc. Geol. Argent. v.65 n.4 Buenos Aires dic. 2009

 

Evidencias paleoclimáticas en duricostras, paleosuelos y sedimentitas silicoclásticas del Cenozoico de Uruguay

Ofelia Rita Tófalo1 y Héctor J. M. Morrás1,2

1 Departamento de Ciencias Geológicas, FCEN, Universidad de Buenos Aires, E-mail: rtofalo@gl.fcen.uba.ar
2 INTA-CIRN, Instituto de Suelos, Hurlingham.

RESUMEN

Las sedimentitas continentales del oeste y sur de Uruguay permiten inferir importantes cambios climáticos ocurridos durante el Cenozoico, que se inicia con calizas palustres paleocenas denominadas Formación Queguay y relacionadas con calcretes freáticos que afectan principalmente a sedimentitas fluviales de la Formación Mercedes (Cretácico Tardío). La presencia de estas rocas carbonáticas indica clima semiárido, marcadamente estacional. La Formación Asencio (Eoceno temprano) está separada de la Formación Mercedes por una discontinuidad, la paleosuperficie Yapeyú, que limita dos ciclos sedimentarios. Sobre ella se disponen depósitos fluviales que en clima cálido, húmedo y estacional generaron Ultisoles; estos durante lapsos de desecamiento prolongado habrían originado ferricretes, cuyos niveles superiores fueron desmantelados por rehidratación debido a incremento de las precipitaciones. Suprayace en discordancia la Formación Fray Bentos (Oligoceno-Mioceno temprano), integrada por loess depositados bajo clima semiárido, a partir de los cuales se desarrollan paleosuelos y calcretes pedogénicos, entre los que se describe una nueva variedad: calcretes tubulares. Su morfología en planta correspondería a la de un microrrelieve gilgai típico de Vertisoles, igual que la estructura prismática derivada de procesos de expansión-contracción de arcillas esmectíticas en climas estacionales. La presencia de calcretes pedogénicos sugiere condiciones de clima semiárido estacional. La Formación Raigón (Plioceno tardío-Pleistoceno medio) de origen fluvial, se formó en un período húmedo y presenta en el techo un paleosuelo generado bajo clima estacional. La Formación Libertad (Pleistoceno temprano a medio), apoya en discordancia y está integrada por loess depositados durante intervalos glaciales y modificados por pedogénesis durante períodos interglaciales o interestadiales.

Palabras clave: Duricostras; Paleosuelos; Sedimentitas silicoclásticas; Paleoclimas.

ABSTRACT: Paleoclimatic evidence in duricrust, paleosoils and siliciclastic deposit of the Cenozonic of Uruguay. The continental deposits found in southern and western Uruguay show important climatic changes along the Cenozoic. The sequence begins with Paleocene palustrine carbonates known as the Queguay Formation, associated with calcretes of phreatic origin which developed mainly on fluvial sediments of Mercedes Formation (Late Cretaceous), and indicates a semiarid climate, seasonally contrasted. The Asencio Formation (Early Eocene) is separated from Mercedes Formation by the Yapeyu paleosurface, limiting two sedimentary cycles. Fluvial deposits lies above this surface, on which Ultisols developed under a warm and humid climate; periods of intense dryness would provoked their induration and formation of ferricretes, which under subsequent increased precipitation were dismantled. Above, Fray Bentos Formation (Oligocene-Early Miocene) lies unconformably. It is composed by loessic sediments deposited in a semiarid climate, paleosols and diverse pedogenic calcretes developed on these sediments, among which a new type named tubular calcrete, are here described; in the latter the tubular units are related to a coarse prismatic structure derived from shrink-swell processes and the surface morphology of this calcrete refers to a gilgai microrelief, typical for Vertisols. The pedogenic calcretes point to a seasonal semiarid climate. The Raigón Formation (Late Pliocene- Middle Pleistocene) of fluvial origin was formed in a humid period, and shows a paleosol at the top developed in a seasonally contrasted climate. Lying unconformably, the Libertad Formation (Early to Middle Pleistocene) is composed by loesses deposited during glacial periods that were subsequently modified by pedogenesis during interglacial periods.

Keywords: Duricrusts; Paleosols; Siliciclastic sedimentites; Paleoclimates.

INTRODUCCIÓN

Los depósitos continentales cenozoicos de los sectores occidental y sur de Uruguay, tienen indicadores paleoclimáticos significativos ya que además de sedimentos loéssicos y fluviales presentan abundantes duricostras y paleosuelos. En la presente contribución se realiza el análisis integral de los mismos a partir de observaciones de campo y del estudio petrológico y micromorfológico, lo que permite deducir las variaciones climáticas de ese sector de las cuencas de Paraná y de Santa Lucía. Si bien la mayoría de estos depósitos pueden observarse en Argentina (Fig. 2) los afloramientos son mucho más pequenos y se encuentran dispersos.
Las duricostras (calcretes, silcretes, ferricretes) son comunes en el registro estratigráfico, pero particularmente abundantes en cuencas continentales del Mesozoico y Cenozoico. En las últimas décadas se han llevado a cabo diversos trabajos sobre las mismas y su asociación con niveles de paleosuelos y calizas palustres (Tandon y Narayan 1981, Arakel 1982, Wright 1982, Goudie 1983, Wright, 1990, Wright y Tucker 1991, Thiry y Milnes 1991, Wright et al. 1992, Mack y James 1994, Wright y Platt 1995, Banerjee 1998, Bourman y Conacher 1998, Thiry 1999, Mack et al. 2000, Khadkikar et al. 2000, Tandon y Andrews 2001, Alonso Zarza 2003, Bellosi et al. 2004, Huerta y Armenteros 2005, Ullyott y Nash 2006, entre otros).
Los calcretes constituyen importantes depósitos característicos de regiones semiáridas, con precipitación media anual de alrededor de 500 mm (Wright y Tucker 1991). Los calcretes pedogénicos son comunes en suelos bien drenados y los de aguas subterráneas se originan en el área de influencia de la capa freática. Frecuentemente se asocian con carbonatos palustres formados en zonas bajas, donde la capa freática aflora para constituir pantanos carbonáticos muy pandos (Wright y Platt 1995), sujetos a desecación intermitente.
La formación de calcretes y carbonatos palustres y su significado paleoambiental depende de varios factores como clima, tectónica e hidrología (Alonso Zarza 2003), por lo que resulta muy importante conocer cómo esos factores afectan a la acumulación de los carbonatos y qué representan los calcretes y las facies palustres en la estratigrafía secuencial continental (Huerta y Armenteros 2005).
Los silcretes se forman en la superficie o cerca de ella y pueden ser utilizados para identificar paleosuperficies, para realizar reconstrucciones paleoambientales y análisis de cuencas (Thiry 1999). Los silcretes pedogénicos son los más comunes, tienen un perfil complejo e indican períodos de estabilidad. Los silcretes de aguas subterráneas tienen un perfil más simple y preservan las estructuras del material original (Ullyott y Nash 2006). La micromorfología proporciona importantes pautas para determinar su origen e identificar los procesos de silicificación. Los ferricretes son duricostras cementadas por óxidos de hierro. El término laterita, usado para describir materiales endurecidos por óxidos de hierro y comunes en regiones tropicales, ha sido usado poco estrictamente, lo que ha ocasionado considerable confusión (Segalen 1994, Widdowson y Gunnell 1999). Los ferricretes más comunes, son de origen pedogénico, ya que presentan abundantes rasgos edáficos, en contraposición con los ferricretes freáticos (Wright et al. 1992), formados en el límite superior de la capa freática, donde prevalecen condiciones más oxidantes (Coelho et al. 2001). Los ferricretes son un atractivo marcador estratigráfico, ya que indican clima tropical y están relacionados con intensa meteorización en planicies de muy bajo relieve (Achyuthan 2004).
Por su parte los paleosuelos son indicadores paleoclimáticos relevantes, pues su existencia y tipo depende de la combinación de los factores (clima, material parental, relieve, biota y tiempo) y de los procesos formadores (adiciones, transferencias, translocaciones y pérdidas). La presencia de paleosuelos bien desarrollados indica escaso aporte sedimentario terrígeno y condiciones de estabilidad tectónica.
Finalmente, los loess son sedimentos eólicos principalmente limosos depositados en planicies con clima semiárido, por lo que también resultan indicadores de paleoclimas, en tanto su intercalación con paleosuelos indica que la sedimentación no fue continua.

MARCO GEOLÓGICO

El escudo uruguayo está formado por bloques de corteza de diferente petrología e historia geológica, asociados a rocas magmáticas y supracorticales que alcanzaron una estabilidad tectónica relativa al final del Cámbrico y principio del Ordovícico (Masquelín 2006). Se lo divide en tres dominios: oriental, central y occidental, separados por discontinuidades corticales (Rossello et al. 2007). El dominio oriental recibe el nombre de Punta del Este, el central el de Nico Pérez y el occidental el de Piedra Alta. El registro sedimentario durante el resto del Fanerozoico involucra tres cuencas: Paraná, Santa Lucía y Merín (Fig. 1)

Fig1
Figura 1:
Mapa de ubicación indicando las principales localidades mencionadas en el texto: 1 Paysandú, 2 Algorta, 3 Piedras Coloradas, 4 arroyo Vera, 5 Gruta del Palacio, 6 cuenca del arroyo Coquimbo, 7 Pedro Chico, 8 Nueva Palmira, 9 Sauce Solo, 10 Migues.

Las calizas y silcretes afloran principalmente en el oeste de Uruguay, en la cuenca de Paraná y ocupan también áreas más reducidas en la cuenca de Santa Lucía (Fig. 1). Se desarrollan generalmente en la parte superior de la Formación Mercedes, sucesión fluvial constituida por una alternancia de bancos lentiformes psefíticos y psamíticos y atribuida al Cretácico Tardío (Fig. 2).

Figura 2: Cuadro estratigráfico.

La potencia de las calizas raramente supera los 15 m y su edad ha sido discutida por diversos autores, entre los que cabe mencionar a Lambert (1940), que postuló varios episodios de precipitación carbonática desde el Cretácico hasta el Terciario Temprano. Bossi (1966) las atribuyó al Terciario y posteriormente al Cretácico Tardío (Bossi et al. 1975) y recientemente Goso Aguilar y Perea (2004) propusieron denominarlas Formación Queguay y las ubicaron en el Terciario Temprano.
Tradicionalmente a todas las calizas se les atribuyó un origen lacustre (Bossi 1966, Sprechmann et al. 1981, entre otros), pero esto ha sido discutido a partir de nuevos estudios. Tófalo (1986) indica que son calcretes de aguas subterráneas. Chebli et al. (1989) interpretan que se habrían originado por procesos de iluviación, de ascenso capilar desde la capa freática y por precipitación en cuerpos de agua. Veroslavsky y Martínez (1996) infieren que son calcretes de aguas subterráneas e indican controles estructurales que actuaban elevando el nivel freático, posteriormente a la sedimentación de la Formación Mercedes. Los niveles superiores de calizas con fósiles cenozoicos son interpretados como paleosuelos y el chert, que comúnmente se observa en las rocas carbonáticas, se habría generado por procesos de silcretización (Veroslavsky et al. 1997).
La Formación Asencio está circunscripta al sector SO de Uruguay e integrada por una sucesión silicoclástica roja con trazas fósiles de insectos (Fig. 2), atribuida al Eoceno temprano (Bellosi et al. 2004). Según Bossi (1966) el contacto inferior con la Formación Mercedes es concordante y transicional y la divide en los Miembros Yapeyú (inferior) y del Palacio (superior). El primero está constituido por areniscas finas de color rosado a blanco, con cemento arcilloso o carbonático (Bossi y Navarro 1988) y tiene nidadas de huevos de dinosaurios. El miembro del Palacio se halla integrado por las mismas areniscas afectadas por importantes y generalizados procesos de ferrificación y esporádicos fenómenos de silicificación (Bossi y Navarro 1988). Ford y Gancio (1989) definieron provisoriamente la Formación Palmitas, constituida por conglomerados de supuesto origen fluvial, que contienen nidos fósiles de insectos y la asignaron tentativamente al Cenozoico temprano.
Pazos et al. (1998) limitan la Formación Asencio al Miembro del Palacio, ya que determinan una discontinuidad regional con abundantes indicadores edáficos que limita dos ciclos sedimentarios, la paleosuperficie Yapeyú, localizada en el tope del Miembro Yapeyú. Los procesos de ferrificación serían posteriores a la sedimentación y habrían afectado en profundidad hasta la Paleosuperficie Yapeyú. Desestiman la existencia de la Formación Palmitas, ya que no observan características compatibles con flujos generados por acción fluvial.
La Formación Fray Bentos (Bossi 1966) aflora en el oeste de Uruguay en la cuenca de Paraná y hacia el este en las cuencas de Santa Lucía y Merín (Fig. 1). Apoya discordantemente sobre la Formación Asencio (Fig. 2) o sobre el basamento cristalino y se relaciona también en discordancia con las sobrepuestas Formaciones Camacho (Mioceno) y Salto (Plio-Pleistoceno). En afloramientos su potencia no es mayor de 15 m y en subsuelo los espesores máximos parecen no ser superiores a los 100 metros (Bossi y Navarro 1988). Según Romano y Tófalo (2000) el perfil tipo de 14 m de potencia, que aflora en las barrancas próximas a la ciudad de Fray Bentos, está integrado por mantos de loess ricos en vitroclastos a partir de los cuales se generan niveles de paleosuelos con rizolitos y revestimientos de arcilla, de hierro y de carbonato de calcio. Las sedimentitas sufrieron varios procesos vinculados con la diagénesis vadosa, que dieron origen a distintos tipos de calcretes. Escasos depósitos de geometría lenticular con base erosiva, se interpretaron como pequeños paleocanales.
Según Ubilla (2004) incluye depósitos fluviales de relleno de canal y barras integrados por areniscas y areniscas conglomerádicas con base erosiva; depósitos fluviales de planicie de inundación; paleosuelos; niveles de calcretes y silcretes; depósitos de flujos gravitatorios compuestos por diamictitas y fangolitas y depósitos loéssicos. Este autor propone el perfil de Picada de Berget (Canelones) como hipoestratotipo de la unidad por contener a la mayoría de los litotipos mencionados; cabe destacar que la mayoría de las sedimentitas de este perfil (85%) son limo arenosas y la participación de depósitos canalizados en la columna es escasa.
La Formación Raigón (Goso 1965) aflora en las barrancas costeras del Río de La Plata. Su potencia máxima es de 30 m y se la asigna al Plioceno tardío-Pleistoceno medio (Perea y Martínez 2004) (Fig. 2). En afloramientos apoya sobre la Formación Camacho, pero en perforaciones lo hace también sobre la Formación Fray Bentos y sobre el basamento cristalino (Spoturno y Oyhantçabal 2004). Según Bossi y Navarro (1988), está constituida por arcillas verdes, arenas finas verdes algo arcillosas, arenas finas blancas, arenas medias feldespáticas blancas, arenas feldespáticas gruesas y niveles de conglomerados. Andreis y Mazzoni ( 1967), siguiendo el criterio de Francis y Mones (1966) la denominan Formación San José y la dividen en dos secciones, una inferior formada por arcillas, limos, limos arenosos y arenas subordinadas gris verdosas y otra superior compuesta por psamitas medianas a muy gruesas de coloraciones rosadas a amarillentas. Tófalo et al. (2006b) indican que estas sedimentitas fluviales pueden dividirse en dos secciones predominantemente arenosas separadas por una discontinuidad de carácter regional, que marca un episodio de reactivación en la sedimentación.
Atribuida al (Plioceno tardío-Pleistoceno) la Formación Salto también de origen fluvial, se observa en reducidos afloramientos cercanos al río Uruguay y fue correlacionada con la Formación Raigón por Goso (1965). Se correlaciona también con las Formaciones Salto Chico e Ituzaingó en la Mesopotamia argentina (Fig. 2). Según Veroslavsky y Montaño (2004), son depósitos de ríos entrelazados, pueden distinguirse dos ciclos depositacionales y tienen geometría lenticular, son multiepisódicos y grano de crecientes. Estos autores realizan un pormenorizado análisis de la Formación Salto, por lo que dado lo reducido de sus afloramientos en el área estudiada y su semejanza y correlación con la Formación Raigón, no se trata en particular en la presente contribución.
La Formación Libertad (Pleistoceno temprano a medio) fue definida por Goso (1965) y aflora en los departamentos del suroeste del Uruguay. Tiene espesor de alrededor de 20 m y es discordante sobre la Formación Raigón y sobre formaciones cretácicas y rocas paleozoicas y su tope es también discordante con formaciones del Cuaternario medio y superior (Spoturno y Oyhantçabal 2004). Según Bossi et al. (1998) incluye lodolitas macizas friables con arena gruesa dispersa y abundante carbonato de calcio. De acuerdo a Tófalo et al. (2006b) corresponde a depósitos loéssicos, acumulados por el viento en regiones semiáridas de escasa pendiente y que han sufrido importantes procesos de pedogénesis (Fig. 2).

MATERIALES Y MÉTODOS

Se levantaron perfiles y se realizaron observaciones geológicas, para determinar estructuras, geometrías y tipo de contacto entre bancos. También se utilizaron testigos de perforación suministrados por la compañía minera ANCAP (Asociación Nacional de Combustibles, Alcohol y Portland). El color se fijó por comparación con los patrones cromáticos del Rock Color Chart Commitee (1951). Las muestras fueron estudiadas microscópicamente, teniendo en cuenta sus características texturales y composicionales. Para las descripciones micromorfológicas se siguieron los criterios de Stoops (2003) y para evaluar la micromorfología de los calcretes se usó terminología de Wright (1990), quien propone dos miembros finales: los calcretes alfa consisten en una matriz densa micrítica o microesparítica, en la que se observan granos flotantes, corroídos y desplazados y comunes cristalarias (rellenos cristalinos, en el sentido de Stoops 2003); en los calcretes beta, en cambio, dominan las características biogénicas, como rizoconcreciones, calcita fibrosa, textura alveolar-septal, etc. Para describir la fábrica de los silcretes se utilizó la terminología propuesta por Summerfield (1983), quien denomina grano-soportada a la fábrica caracterizada por granos esqueletales mayores de 30 µm que se tocan entre sí y constituyen el esqueleto estable de la roca, la cementación se produce por relleno del espacio intergranular. En cambio, flotante es la fábrica en la que los clastos mayores de 30 µ no tienen contactos entre sí y la silicificación se ha producido por reemplazo de material arcilloso o carbonático.

FORMACIÓN QUEGUAY

Calizas

Descripción: En las proximidades de la localidad de Paysandú (Fig. 3a), se observan calcretes brechosos y masivos (Tofalo et al. 2001). En los primeros el carbonato de calcio se introduce en el paleosuelo hospedador, lo brecha y desplaza sus partes, lo que genera una serie de cristalarias que suelen estar cortadas sucesivamente por otras, lo que pone de manifiesto que existen varias etapas de fracturación y relleno.

Fig3
Figura 3:
a) afloramiento de calcretes freáticos de la Formación Queguay, Cantera El Vichadero, Paysandú; b) corte delgado de calcrete freático con fábrica; c) afloramiento caliza palustre, Migues; d) corte delgado de caliza palustre con textura peloidal-intraclástica y restos de microfósiles fragmentados (flecha blanca); e) paleosuperficie Yapeyú, por debajo Formación Mercedes, sobre el contacto coraza ferruginosa de la Formación Asencio, arroyo Vera; f) estrato nodular de la Formación Asencio con icnofósiles (flecha blanca), cantera Palmitas; g) aspecto general de la Formación Fray Bentos, Nueva Palmira; h) corte delgado de loess de la Formación Fray Bentos con numerosas trizas vítreas (flecha negra).

En los calcretes masivos, de color blanco (N9), el carbonato autigénico envuelve, separa y cementa en forma continua, fragmentos de paleosuelos (pedorelictos), y muy escasa proporción de clastos tamaño arena que comúnmente presentan los bordes corroídos. Se genera así un típico calcrete masivo, denso, con fábrica alfa (Fig. 3b). Hacia el tope de la sucesión, se han observado restos de valvas fragmentadas y totalmente reemplazadas por esparita. Son muy frecuentes tanto en los calcretes brechosos como masivos los rellenos silíceos complejos de macro y microporos. En las proximidades de la localidad de Algorta (Fig. 1), se han observado calizas arenosas silicificadas con abundantes gastrópodos dulceacuícolas (Ford y Gancio 1990) y cerca de Piedras Coloradas (Fig. 1), calizas con gastrópodos terrestres y de agua dulce, ostrácodos, oogonios de charáceas, rizoconcreciones e icnofósiles terrestres (Veroslavsky y Martínez 1996, Martínez et al. 2001).
Cabe destacar que en la región de Sauce Solo (cuenca de Santa Lucía) Veroslavsky et al. (1997) definen 4 litofacies: areniscas calcáreas, calizas arenosas, calizas macizas y calizas fosilíferas. Las calizas arenosas y macizas fueron interpretadas como calcretes de aguas subterráneas y las calizas fosilíferas como un calcrete pedogénico. Aproximadamente a 10 km de la localidad de Migues (cuenca de Santa Lucía), afloran 8 m de calizas color blanco (N9). En los 3 m basales el carbonato de calcio autigénico envuelve, separa y cementa clastos tamaño arena que comúnmente presentan los bordes corroídos, generando un calcrete masivo, denso, con fábrica alfa (Tófalo et al. 2006a). Las características microscópicas de las rocas son equiparables a las observadas en calcretes del departamento Paysandú (Tofalo et al. 2001) y de la provincia de Entre Ríos (Tofalo y Pazos 2002). Los carbonatos suprayacentes (Fig. 3c) tienen textura peloidal-intraclástica (Fig. 3d). Son comunes en algunos niveles las bioturbaciones horizontales y principalmente en el tope de la sucesión los bioclastos de gastrópodos generalmente fragmentados. Es común el reemplazo parcial del carbonato por sílice.
Interpretación: A las calizas arenosas silicificadas con gastrópodos dulceacuícolas ubicadas cerca de Algorta se asignó un probable origen lagunar (Ford y Gancio 1990) y a las calizas próximas a Piedras Coloradas se las interpretó como paleosuelos calcáreos (Veroslavsky y Martínez 1996, Martínez et al. 2001), en tanto que las de la región de Sauce Solo fueron interpretadas como calcretes de aguas subterráneas y las calizas fosilíferas como un calcrete pedogénico (Veroslavsky et al. 1997).
La mayoría de las calizas, con excepción de los niveles con restos fósiles son masivas (Fig. 3 b), tienen las características micromorfológicas determinantes de calcretes con fábrica alfa (fisuras complejas y cristalarias, granos esqueletales flotantes y con bordes corroídos, cristales esparíticos rómbicos, fábrica densa), la cual se origina por crecimiento desplazante de calcita en el material clástico hospedador, debido principalmente a fenómenos de evaporación y evapotranspiración. La micromorfología de los calcretes indica que se han originado en los ambientes diagenéticos freático y vadoso. Las brechas intraformacionales son comunes en ambiente diagenético vadoso, donde existe alternancia entre condiciones de cementación y fracturación no tectónica, lo que origina varios episodios de fragmentación, brechamiento y cementación. Estas características indican que se trata de calcretes originados por migración vertical y lateral de la capa freática. La falta de claras evidencias de fábrica beta, caracterizada por el dominio de estructuras biogénicas (calcita fibrosa, pellets, canales, fábrica alveolar septal, etc.), indicaría que se formaron en zonas con escasa actividad biológica, hecho que resulta contradictorio, con la abundancia de paleosuelos particularmente en la zona de Paysandú. Sin embargo, debe tenerse en cuenta que los procesos vinculados a la freática pueden haber actuado mucho después que se originaron los suelos y que los intensos procesos de recristalización que caracterizan a toda la sucesión estudiada, podrían haber borrado los rastros de actividad biológica.
En las calizas fosilíferas la ausencia de laminación y la presencia de bioclastos, junto con texturas brechosa y peloidal-intraclásica (Fig. 3d), son evidencias de depósitos palustres de muy baja energía en zonas de muy bajo gradiente (Huerta y Armenteros 2005). Las facies palustres probablemente representen depósitos en charcos efímeros, locales y poco profundos, desarrollados en depresiones topográficas de una planicie subaérea de bajo relieve y por lo tanto están menos extendidas que los calcretes.
La presencia de calcretes y carbonatos palustres indica períodos o áreas con reducido aporte clástico, donde el clima ejerce un importante control; ambos se desarrollan bien en clima semiárido, pero condiciones más áridas favorecen la formación de calcretes y las subhúmedas la generación de carbonatos palustres (Alonso Zarza 2003).
Los fenómenos de calcretización y el discreto desarrollo de encharcamientos semipermanentes se hallaría relacionado con el ascenso freático en sectores con un marcado control estructural (Veroslavsky y Martínez 1996). La posición estratigráfica de las "Calizas del Queguay", tradicionalmente asignadas al neocretácico, ha sido motivo de controversias. Sin embargo, las calizas aflorantes en la cuenca de Santa Lucia son portadoras de restos de invertebrados y nidos fósiles, que las ubican en el Paleoceno (Martínez et al. 1997), lo mismo que a las aflorantes en la zona de Piedras Coloradas (Martínez et al. 2001).

Silcretes

Descripción: Los silcretes están bien desarrollados y preservados sobre epiclastitas correspondientes a la Fm. Mercedes. En un mismo perfil pueden observarse varios horizontes de silcretes, que se intercalan entre sedimentitas clásticas y en ocasiones rellenan poros de rocas carbonáticas y/o las reemplazan parcialmente. No presentan gran extensión lateral y las estructuras sedimentarias primarias están parcialmente conservadas. Utilizando la terminología de Summerfield (1983), pueden observarse fábricas grano-soportadas (GS), típicas de silcretes formados a partir de areniscas sin matriz y flotantes (F), comunes en aquellos generados por reemplazo de materiales arcillosos o carbonáticos. En muchas muestras estas fábricas coexisten, debido a que el proceso de silicificación ha tenido lugar en areniscas con abundante matriz.
Cuando el material hospedador de los silcretes son areniscas, la forma de sílice más común es el ópalo castaño que rellena la mayor parte del espacio intergranular y forma lentes masivos. Los rellenos porales complejos son muy frecuentes y tienen estructura botroidal o mamelonar. En las calizas la sílice se presenta como reemplazo del carbonato o como rellenos milimétricos a centimétricos. En el primer caso el carbonato ha sido reemplazado por sílice, pero conservando las estructuras.
Interpretación:
La superposición de varios horizontes de silcretes, la preservación de las estructuras de las rocas hospedadoras, la escasa extensión areal, la formación de lentes masivos y rellenos porales complejos y la carencia de un sector superior columnar, indican que los silcretes se han generado por silicificación a partir de aguas subterráneas (Thiry 1999). Cada horizonte silcretizado indica distintas posiciones de la capa de agua y se relaciona con la disección de la paleosuperficie.

FORMACIÓN ASENCIO

La paleosuperficie Yapeyú (Fig. 3e) marca un cambio en las condiciones climáticas, ya que sobre ella se disponen sedimentitas fluviales representadas por canales de baja jerarquía y niveles de paleosuelos apilados. Los procesos de ferrificación son posteriores a la sedimentación de toda la sucesión y afectaron en profundidad hasta dicha paleosuperficie, la que habría actuado como barrera geológica para la migración en profundidad de las soluciones (Pazos et al. 1998). Según estos mismos autores la paleosuperficie se presenta neta y subhorizontal en Pedro Chico y la Gruta del Palacio (Fig. 1) y en cambio es neta y suavemente irregular en la cuenca del arroyo Coquimbo (Fig. 1) donde se observan fracturas por las cuale han penetrado las soluciones.
En la cantera Espiga cercana a Nueva Palmira (Fig. 1) y en una cantera abandonada en las proximidades de Paysandú, se ha observado también una topografía marcadamente irregular de dicho límite, con lenguas de unos 2 m de profundidad del material ferruginoso de color rojizo de la Formación Asencio penetrando en el tope de la Formación Mercedes.
Bellosi et al. (2004), determinan dos facies en la Formación Asencio (en el sentido de Pazos et al. 1998, 2002): duricostras ferruginosas y estratos nodulares macizos, interdigitados y repetidos hasta 3 y 4 veces en el espesor total de la formación.

Duricostras ferruginosas

Descripción: De acuerdo con los estudios de Bellosi et al. (2004), están formadas por areniscas rojas arcillosas, muy endurecidas y macizas, tabulares, onduladas o lenticulares de 0,5 a 2,5 m de espesor (Fig. 3 e). Las más compactas son rojo oscuras (5R 3/4), con abundantes marcas de raíces, mientras que las de menor consolidación tienen estructura edáfica prismática o en bloque e incluyen abundantes nidos de abejas y coleópteros (Icnofacies de Coprinisphaera). Ambas tienen microestructura compleja, predominantemente esponjosa, fábrica-b grano y poroestriada y fuerte enriquecimiento en arcilla iluviada, lo que permite caracterizarlas como horizontes Bt. La fracción gruesa está formada principalmente por cuarzo monocristalino (85-90%), acompañado por otras variedades de sílice y muy escasa proporción de fragmentos de rocas graníticas y feldespatos.
Interpretación: Las citadas características indican un proceso de ferruginación en clima cálido, húmedo y estacional y según González (1999) los paleosuelos se clasifican como Ultisoles.
Durante lapsos de desecamiento prolongado se habría producido la deshidratación de los suelos, endurecidos por una densa red de cristales de hematita, formándose las duricostras o ferricretes, las que por sus abundantes rasgos edáficos e icnofauna se consideran de origen edáfico (Bellosi et al. 2004).

Estratos nodulares

Descripción: Forman niveles irregulares y discontínuos que no presentan geometrías canalizadas y son macizos y clasto-soportados (González et al. 1998, Pazos et al. 1998), aunque hay niveles matriz-soportados, están formados por nódulos de color rojo oscuro (5R 3/4) a rojo grisáceo (5R 3/6), inmersos en material arcilloso más claro con tonalidades que varían entre amarillo grisáceo (5Y 8/4), rosado grisáceo (5R 8/2) y gris amarillento (5Y 8/1), (Fig. 3 f). Son frecuentes los pasajes laterales y verticales transicionales de costras a estratos nodulares, por aumento en el porcentaje de material arcilloso (Bellosi et al. 2004).
Interpretación: De acuerdo con estos últimos autores es común la preservación de parches de duricostras rodeados por estratos nodulares, lo que sugiere que estos últimos se originaron por meteorización química de las primeras. Este proceso se denomina desmantelamiento y se debe a la desintegración superficial de los ferricretes debido a un importante incremento en las precipitaciones, que produce la corrosión de la hematita y la formación de estratos nodulares residuales. Posteriormente un nuevo período de sedimentación seguido por las condiciones aptas para la formación de Ultisoles, con precipitaciones entre 1.300 y 1.700 mm/año, iniciaría un nuevo ciclo.

FORMACIÓN FRAY BENTOS

En la Formación Fray Bentos (Fig. 3g), se han reconocido siete facies, una silicoclástica, una pedogénica y cinco correspondientes a distintos tipos de calcretes. La coloración general de la formación es gris rosado (5YR 8/1) a castaño claro (5YR 6/4).

Facies silicoclástica

Descripción: Está constituida por depósitos limosos con base neta y techo transicional. Son mantiformes, con paredes verticales, generalmente masivos, aunque en ocasiones se puede observar cierta laminación borrosa causada por la precipitación de carbonato en bandas difusas y a veces discontinuas de 0,5 a 1,5 cm de espesor. Ocasionalmente pueden observarse depósitos lentiformes con base cóncava y erosiva, correspondientes a canales.
Microscópicamente las rocas que constituyen esta facies están formadas por 40% de material arcilloso impregnado por óxido de hierro, en el que "flotan" 35% de clastos tamaño arena muy fina y limo grueso (Fig. 3 h), subangulosos constituidos por cuarzo (50% de los clastos) equidimensional a prolado, entre los que se distinguen granos con crecimiento secundario fracturado, con extinción ondulante, policristalinos y fragmentos de calcedonia. Entre los feldespatos tabulares (35%) predominan las plagioclasas sobre la ortosa. Los vitroclastos, en ocasiones devitrificados son porcentualmente importantes (10-20%) y no muestran indicios de haber sido retransportados (Fig. 3h). Las pastas de rocas volcánicas básicas pueden alcanzar el 10% y su grado de alteración puede ser muy intenso. Los minerales accesorios más comunes (2% a 3%) son los opacos, micas, epidoto, hornblenda y augita.
Interpretación: Las características de la facies clástica de la Formación Fray Bentos revelan que son sedimentos loéssicos depositados en zonas de clima semiárido y su composición muestra una procedencia mixta, con importante aporte de arco magmático. La abundancia de paleosuelos indica que los procesos de sedimentación fueron discontinuos.

Paleosuelos

Descripción: Los paleosuelos (Fig. 4a), tienen estructura prismática gruesa y ocasionalmente en bloques subangulares muy finos (Fig. 4b) y pueden reconocerse distintas variedades de rizolitos. Microscópicamente son muy comunes los revestimientos arcillosos y carbonáticos de grano y de poros y se ha observado fábricab moteada, estriada paralela y poroestriada y en algunos niveles son comunes los nódulos disórticos.

Fig4
Figura 4:
a) Paleosuelo de la Formación Fray Bentos, Fray Bentos; b) corte delgado de paleosuelo de la Formación Fray Bentos con microestructura en bloques; c) calcrete nodular; d) calcrete brechoso; e) calcrete masivo; f) calcrete laminar; g) calcrete tubular; h) calcrete tubular (vista en planta); i) calcrete tubular microrelieve tipo gilgai (las flechas negras indican las depresiones).

Calcretes

Pueden observarse variedades nodulares, brechosas, masivas y laminares y se describe aquí brevemente un nuevo tipo de calcrete, aparentemente no citado en la literatura, que denominamos tubular.
Descripción:
En los primeros (Fig. 4c) el porcentaje de nódulos en el material hospedador (loess o paleosuelos) oscila de 10% a 70%. Son aproximadamente equidimensionales, subredondeados y contienen un porcentaje aleatorio del material hospedador.
En los calcretes brechosos (Fig. 4d) el carbonato forma cubiertas continuas alrededor de fragmentos angulosos tamaño guija y guijarro, correspondientes a calcretes masivos, a paleosuelos y a clastos terrígenos, a los que ha desplazado determinando fábrica flotante secundaria.
Los calcretes masivos (Fig. 4e) tienen fábrica alfa, en la que los elementos constituyentes del material hospedador han sido separados, corroídos, reemplazados y cementados por calcita. La micrita primaria ha recristalizado a microesparita con textura microgranular. Son comunes las cristalarias tanto circumgranulares como irregulares y entrecortadas.
Los calcretes laminares (Fig. 4f) presentan bandas de 3 mm a 1,5 cm de espesor, lateralmente discontínuas, debidas a la alternancia de láminas de calcita, con otras formadas por fragmentos angulosos de paleosuelos, calcretes y pellets, cementados por carbonato de calcio.
Los calcretes tubulares (Fig. 4g) están constituidos por unidades estructurales carbonáticas de morfología tubular, de desarrollo vertical variable, de sección circular o pseudohexagonal y que encierran en su interior el material limoso y de color rosado típico de la formación.
En corte vertical (Fig. 4g) los tubos se presentan yuxtapuestos formando niveles continuos, con una potencia que oscila entre 100 y 350 cm. Estos niveles presentan límites superior e inferior ondulados, siendo en general este último el de mayor amplitud de onda.
En planta (Fig. 4h) el límite superior de estos niveles carbonáticos presenta un microrrelieve con un patrón circular o pseudohexagonal. El diámetro de las depresiones circulares oscila alrededor de los 300 cm y la variación de altura del microrrelieve oscila generalmente entre los 20 y 30 cm.
Interpretación: Los nódulos (Fig. 4c) se originan por concentración de carbonato en el material hospedador, del cual conservan relictos. Los órticos se forman por la difusión de carbonato en determinados puntos seguido por precipitación, desplazamiento, y reemplazo de los granos detríticos. Los nódulos disórticos también son formados in situ pero desplazados por pedoturbación, posiblemente por la actividad biológica.
El origen de los calcretes brechosos (Fig. 4d) se explica por expansión del material arcilloso, fracturación por crecimiento de raíces, humedecimiento y desecamiento alternante (expansión y contracción) y expansión térmica, que causan la rotura y rotación del material hospedador o de calcretes ya formados.
Los calcretes masivos (Fig. 4e) se forman por desplazamiento y reemplazo del material hospedador por calcita, debido a procesos de evaporación, evapotranspiración y pérdida de gases. La micrita original refleja precipitación rápida en la zona vadosa, a partir de soluciones supersaturadas, produciendo la destrucción de la fábrica primaria. La abundancia de microesparita secundaria se debe a procesos de disolución y reprecipitación (Tandon y Narayan 1981).
Los calcretes laminares (Fig. 4f) tienen dos orígenes posibles, uno es inorgánico y está relacionado con la dificultad para que el agua llegue hasta la capa freática debido a la presencia del calcrete masivo impermeable. Por esta causa las soluciones tienden a fluir lateralmente como una película sobre el techo de dicho calcrete y, al producirse evaporación, se forma una lámina carbonática. La superposición de estas bandas genera los calcretes laminares (Braithwaite 1979, Semeniuk y Meagher 1981). La segunda está relacionada con la tendencia de las raíces a ocupar posiciones horizontales o subhorizontales, debido a que no pueden introducirse en el calcrete masivo (Semeniuk y Meagher 1981, Wright et al. 1988, Alonso Zarza 1999)
La presencia de perfiles maduros y complejos de calcretes con varias facies, desde calcretes nodulares a laminares, caracterizan a los calcretes pedogénicos, que son propios de suelos bien drenados. Se forman por agua meteórica que produce la lixiviación del loess, a medida que desciende. Si la estación seca coincide con veranos calientes, las soluciones alcalinas saturadas, tienden a ascender por acción capilar y al evaporarse se produce la precipitación de carbonato.
Un elemento interpretativo fundamental de la génesis del calcrete tubular (Figs. 4g-h), es el microrrelieve de estos niveles, que se deduce en los cortes verticales y se puede observar en las exposiciones en planta. Este microrrelieve de crestas y valles con un patrón aproximadamente circular ha sido observado en distintos tipos de suelos (Blokhuis 1983). Dadas las condiciones paleoambientales del área y que la composición de la fracción fina de la formación presenta una proporción importante de minerales expansibles (Ferrando y Daza 1974, citado por Puentes y Altamirano, 1975, Bossi y Navarro, 1988), se considera que la morfología de la paleosuperficie corresponde a la de un microrrelieve ¨gilgai¨ de tipo normal de suelos Vertisoles (Fig. 4i).
Estos suelos se caracterizan asimismo por una estructura prismática muy gruesa derivada de procesos de expansión-contracción, posibilitada por la existencia de arcillas esmectíticas y condiciones climáticas alternantes secas y húmedas de duración variable (Ahmad 1983, Blokhuis 1983, Wilding 2004). Dado asimismo que el límite mínimo de precipitación necesario para la formación de un microrrelieve gilgai es de unos 500 mm anuales (Jewitt et al. 1979, citado por Blokhuis 1983), ambos elementos sugieren para esta paleosuperficie condiciones climáticas subhúmedas con déficits hídricos estacionales. Las estructuras carbonáticas tubulares, en consecuencia, pueden ser interpretadas como rellenos posteriores, fosilizando un patrón de fisuración de origen edáfico, a partir de la solubilización de carbonatos de depósitos más recientes.
En términos generales, la presencia de estos diversos tipos de calcretes muestra reducido aporte clástico y pueden indicar límites de secuencias (Alonso Zarza 2003). La acumulación de carbonato de calcio en el horizonte B de suelos es el principal proceso pedogénico que ocurre en zonas subtropicales secas (Mack y James 1994) y la formación de calcretes se ve favorecida por lluvias que oscilan entre 500 y 600 mm/año (Goudie 1973). Sin embargo el límite superior de precipitación media anual podría superar los 600 mm (Mack y James 1994) y el inferior ser de solo 50 mm (Alonso Zarza 2003).

FORMACIÓN RAIGÓN

Descripción: En las barrancas costeras del Río de La Plata la Formación Raigón tiene un espesor de aproximadamente 5 m y pueden identificarse claramente los dos sectores diferenciados por Tófalo et al. (2006b).
El inferior de color gris rosado (5YR 8/1) a naranja grisáceo (5Y 7/4), tiene una potencia de 2 a 2,4 m y el superior de color naranja grisáceo (5Y 7/4) a naranja rojizo moderado (10R 6/6), tiene un desarrollo vertical de 3 m. Ambos sectores están formados por una sucesión granodecreciente de bancos tabulares y lenticulares, con estratificación fina a gruesa. Los bancos tienen base erosiva y son granodecrecientes desde grava fina o sábulo (litofacies Ss), areniscas gruesas a medianas con estratificación entrecruzada tabular (litofacies Sp), culminando con arenas medianas a finas con óndulas (litofacies Sr) y esporádicamente bancos pelíticos macizos (litofacies Fm). Composicionalmente las psefitas tienen clastos de rocas plutónicas y metamórficas y las psamitas son cuarzo-feldespáticas. El tope de la formación está edafizado (litofacies Fr), y se observan estructuras poliédricas, revestimientos de arcilla y de manganeso y abundantes acumulaciones de carbonato de calcio de morfologías variadas siendo notorias las rizoconcreciones.
Interpretación: la discontinuidad de carácter regional que separa los dos sectores de la Formación Raigón marca un episodio de reactivación en la sedimentación. Ambas secciones se caracterizan por una asociación de litofacies Ss (rápida depositación de carga de lecho gruesa), Sp (depósitos generados por migración de dunas bidimensionales) y Sr (trenes de pequeñas óndulas) que yacen sobre base cóncava y erosiva, lo que indica que corresponden a depósitos de relleno de canal. La litofacies Fm (depósitos generados a partir de suspensiones) se interpreta como depósitos de llanura de inundación (Tófalo et al. 2006b).
El paleosuelo en el tope de la unidad estaría vinculado a un período de no depositación, desarrollado probablemente bajo condiciones estacionales, con iluviación de arcillas durante los períodos húmedos y precipitación de carbonato en las estaciones secas. El material arcilloso predominante sería la esmectita (Tófalo et al. 2009).

FORMACIÓN LIBERTAD

Descripción: Tiene geometría tabular, estratificación gruesa, forma paredes verticales y su espesor es de aproximadamente 5 m. Es friable a moderadamente consolidada. El color varía de rosado naranja grisáceo (10R 8/2) a rojo moderado (5R 5/4). No presenta estructuras sedimentarias internas y está compuesta por material limo-arcilloso que contiene cantidades variables de arena fina y muy fina. Esta formación incluye un paleosuelo y en el tope se desarrolla el suelo actual.
El paleosuelo no es uniforme a lo largo de la ribera sino que presenta variabilidad lateral en ciertas características. En algunos sectores presenta dos horizontes B profundos, estructurados en bloques, con revestimientos arcillosos oscuros y una proporción importante de carbonato de calcio, principalmente como rizoconcreciones. En este caso no tiene horizonte C y el horizonte B del paleosuelo en Libertad se encuentran soldado con el horizonte B del paleosuelo en Raigón. En otros sectores se observa la secuencia Bt-BC-C, con un nivel loéssico de poco espesor en la base de la formación (Tófalo et al. 2009).
Interpretación: La geometría de los depósitos de la Formación Libertad, el tipo de estratificación, la propiedad de mantenerse en paredes verticales, el color, el tamaño de grano con modas en las fracciones limo y arcilla, acompañadas por porcentajes variables de arena fina y muy fina, indican que esta unidad corresponde a depósitos loessicos, acumulados por el viento en regiones semiáridas de escasa pendiente. El nivel paleoedáfico que se observa en el sector medio e inferior de la formación se caracteriza por la presencia de horizontes B de iluviación.

SÍNTESIS DE LA EVOLUCIÓN GEOLÓGICA

Las cuencas de Paraná y Santa Lucía, fueron colmatadas durante el Cretácico tardío. Debido a esto la Formación Mercedes, presenta abundantes conglomerados en la base, pero solo registra areniscas medianas y finas hacia el techo y niveles de paleosuelos, que indican una interrupción en la sedimentación.
El Cenozoico temprano se caracteriza por el predominio de procesos no depositacionales, con generación de calcretes, carbonatos palustres y paleosuelos. Durante el Paleoceno, la baja tasa de sedimentación y la subsidencia causaron una gradual depresión de las cuencas. En este marco y bajo clima predominantemente semiárido y estacional, con rangos elevados de evaporación y evapotranspiración, se desarrollaron calcretes de aguas subterráneas que se expandieron lateralmente. En ocasiones, la capa freática intersectó a la superficie y se desarrollaron carbonatos palustres. Estos depósitos constituyen la Formación Queguay (Fig. 2).
En el Eoceno temprano, períodos de sedimentación representados por depósitos de canales de baja jerarquía y de llanura de inundación, fueron interrumpidos por otros de no depositación, lo que permitió la generación de varios niveles de Ultisoles, ferricretes y niveles nodulares, formados en clima subtropical húmedo a tropical seco, correspondientes a la Formación Asencio (Fig. 2).
Procesos de erosión generaron la discordancia sobre la que se depositaron los sedimentos del Oligoceno y Mioceno temprano, épocas caracterizadas por un enfriamiento global y retracción del nivel del mar. Los movimientos incaicos habrían generado nuevos espacios de acumulación en los que se depositó la Formación Fray Bentos (Ubilla et al. 2004) en clima semiárido, con intervalos más secos y fríos durante los que sedimentó loess y otros relativamente más húmedos, que permitió la formación de paleosuelos y calcretes pedogénicos (Fig. 2).
Durante el Mioceno tardío se produce una importante ingresión marina, cuyos depósitos más extensos se encuentran en Argentina, donde se conocen como Formación Paraná, mientras que en Uruguay solo se los observa en algunos sitios de la costa del Río de La Plata y se denominan Formación Camacho.
Luego de retirarse el mar mioceno, se depositan sedimentos continentales fluviales, en clima húmedo, correspondientes a las Formaciones Raigón y Salto (Plioceno tardío-Pleistoceno medio), (Fig. 2), controlados estructuralmente por una tectónica joven relacionada a la reactivación de lineamientos NO y subordinadamente NE y NS (Veroslavsky y Montaño 2004). Cabe destacar que ambas formaciones presentan una discontinuidad de carácter regional que marca un episodio de reactivación en la sedimentación, probablemente relacionado a actividad tectónica penecontemporánea y que separa dos ciclos de depositación.
Durante el Cuaternario, en ambiente continental de praderas o estepas, sedimentó la Formación Libertad (Pleistoceno temprano a medio), con depósitos loéssicos, paleosuelos y calcretes, que indican un período de calma tectónica y la existencia de un clima predominantemente semiárido estacional con fluctuaciones de las condiciones climáticas y varios ciclos de erosión, sedimentación y pedogénesis.

CONCLUSIONES

-Los calcretes freáticos y carbonatos pa-lustres del Paleoceno correspondientes a la Formación Queguay, indican períodos o áreas con reducido aporte clástico y cli-ma predominantemente semiárido, con estaciones húmedas y secas bien marcadas. El límite transicional entre ambos depósitos sugiere levantamiento progresivo de la capa freática.
-Durante el Eoceno habría predominado clima subtropical húmedo a tropical seco, lo que permitió la generación de Ultisoles, formación de ferricretes en lapsos de desecamiento prolongado, con desmantelamiento de los niveles superiores por rehidratación debido a fuerte incremento de las precipitaciones.
-Desde fines del Eoceno al Mioceno temprano habría predominado un clima semiárido, con fases más secas durante las que se depositó loess y otras relativamente más húmedas con déficit hídrico estacional, en las que se generaron paleosuelos bien drenados y calcretes pedogénicos.
- Los sedimentos fluviales del Plioceno tardío-Pleistoceno, indican períodos húmedos. El paleosuelo del tope de la Formación Raigón, se habría formado bajo condiciones climáticas estacionales.
- Los depósitos loessicos el Pleistoceno temprano a medio se habrían depositado durante intervalos glaciales y habrían sido modificados por pedogénesis durante períodos interglaciales o interestadiales.

AGRADECIMIENTOS

Loa autores desean expresar su agradecimiento a la Universidad de Buenos Aires, que posibilitó la realización del trabajo en el marco de los proyectos UBACyT X236 y X219. Asimismo agradecen a los árbitros Dres. Marcelo Zárate y Oscar Orfeo, cuyas sugerencias y comentarios permitieron mejorar el manuscrito.

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Recibido: 17 de enero, 2009
Aceptado: 29 de octubre, 2009