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Revista de la Asociación Geológica Argentina

Print version ISSN 0004-4822

Rev. Asoc. Geol. Argent. vol.68 no.1 Buenos Aires Jan./Mar. 2011

 

ARTÍCULOS

Evolución litofacial y edad de La Formación Cañón del Colorado (Jurásico Inferior), Precordillera oriental, San Juan.

 

Ricardo N. Martínez1 y Carina E. Colombi1,2.

1 Instituto y Museo de Ciencias Naturales, Universidad Nacional de San Juan, San Juan. E-mail: martinez@unsj.edu.ar
2 CONICET. E-mail: ccolombi@unsj.edu.ar

 


Resumen

La Formación Cañón del Colorado aflora en el extremo sur de la sierra de Mogna, al noreste de la provincia de San Juan. Esta formación ha sido objeto de debate en cuanto a su estratigrafía y edad. En el presente trabajo, se caracterizó la Formación Cañón del Colorado en base a cinco perfiles estratigráficos (P1, P2, P3, P4, y P5) distribuidos uniformemente a lo largo de los afloramientos. El perfil estratigráfico P3, ubicado en la zona central del afloramiento, se definió como el perfil tipo de la unidad por presentar la sucesión más completa y atravesar la localidad fosilífera más rica. Se definieron tres miembros denominados de la base al techo: miembros inferior, medio y superior. Además, se identificaron las facies presentes y se definieron cuatro asociaciones de facies, denominadas: asociación de facies pelítica (AFP), psamopelítica (AFPP), conglomerádico-areniscosa (AFCA) y conglomerádica (AFC). La sucesión observada se caracterizó como un sistema de bajada aluvial integrado por facies finas de playa -lake (asociación de facies pelítica y psamopelítica con intercalaciones de la asociación de facies conglomerádica sin matriz) y facies de abanico aluvial distal a medio (asociación de facies conglomerádica con matriz y conglomerádico-areniscosa). Estas facies se distribuyen en dos secuencias depositacionales progradantes, la primera formada por la asociación de facies pelítica y la conglomerádica y la segunda, por la asociación de facies psamo-pelítica y la conglomerádico-areniscosa, posiblemente vinculadas al relleno del borde pasivo de una cuenca de rift desarrollada a lo largo del lineamiento de Pie de Palo Norte. Finalmente, mediante la correlación bioestratigráfica de los paleovertebrados presentes en el miembro medio, se le asignó edad Jurásico Inferior (Hettangiano-Toarciano) a la Formación Cañón del Colorado.

Palabras clave: Jurásico Inferior; Abanicos aluviales; Paleovertebrados; Rift; Facies.

Abstract

Lithofacial evolution and age of Cañon del Colorado Formation (Lower Jurassic), Eastern Precordillera, .San Juan.

The Cañón del Colorado Formation crops out in the south of Sierra de Mogna, northeast of San Juan province. The stratigraphy and age of this formation has been controversial. In this paper, the Cañón del Colorado Formation is characterized using five stratigraphic sections (P1, P2, P3, P4, P5) uniformly distributed along the outcrops. The P3 section, located in the middle of the outcrops, is defined as the type section because its integrity, and because it goes across the fossiliferous area as well. Three members were defined from the base to the top: lower, middle and upper members. Moreover, facies and facies association were defined, called: mudstone facies association (AFP), sandy-mudstone (AFPP), conglomerate-sandstone (AFCA) and conglomerate. The sequence is characterized as an alluvial piedmont system integrated by fine grain sediments of playa -lake deposits (mudstone and sandy-mudstone facies association, rarely interlayered with the conglomerate without matrix facies association) and distal to middle alluvial fan facies (Conglomerate-sandstone and conglomerate facies association). These facies form two progradant depositional sequences, the first one is integrated by the mudstone and the conglomerate facies association, while the second is integrated by the sandy-mudstone and the and the conglomerate-sandstone facies association, possibly linked to a passive border filling of a rift basin evolved along the "north Pie de Palo fault-alignment". Finally, using biostratigraphic correlation of the paleovertebrates located in middle member, a Lower Jurassic (Hettangian-Toarcian) age is suggested for the Cañón del Colorado Formation.

Keywords: Lower Jurassic; Alluvial fans; Paleovertebrates; Rift; Facies.


 

INTRODUCCIÓN

La sierra de Mogna se localiza 70 km al norte de la ciudad de San Juan (Fig. 1) y forma parte de la Precordillera Oriental. La sierra constituye un braquianticlinal de rumbo N cuyo núcleo es el cerro Morado, el cual deja expuestas rocas de edades comprendidas entre el Ordovícico y el Neógeno. En el flanco occidental y sur aflora la Formación Cañón del Colorado (Cuerda et al. 1984), suprayacente a depósitos pérmicos de la Formación Patquía (Frenguelli 1944) y con estratos neógenos de la Formación Río Salado en su techo. La existencia de la Formación Cañón del Colorado ha sido discutida, confundiéndola o considerándola parte de las unidades suprayacentes (Kelly 1962). En este trabajo, mediante la realización de cinco perfiles de detalle, se confirma la validez de la Formación Cañón del Colorado como unidad litoestratigráfica y se definen tres miembros estratigráficos en la sucesión sedimentaria, de la base al techo: miembros inferior, medio y superior (Figs. 1 y 2). Con el objeto de esclarecer no sólo la estratigrafía de esta formación, sino también hacer la primera interpretación paleoambiental de la misma y determinar su evolución tectosedimentaria en el contexto regional de desarrollo de cuencas extensionales mesozoicas en el suroeste de Pangea se realizó el análisis de facies y de las asociaciones de facies presentes y se propone un modelo de evolución paleoambiental para la Formación Cañón del Colorado. Finalmente, la edad de esta formación también ha sido objeto de discusión (Cuadro 1), ubicándola entre el Pérmico y el Mioceno (Zambrano 1975, Cuerda y Cingolani 1981, Cuerda et al. 1984, Casamiquela y Miolano 1983, Tabbutt et al. 1987, 1989, Milana 1990, 1991 y Milana et al. 1995). El reciente descubrimiento en la Formación Cañón del Colorado de restos de paleovertebrados correspondientes a un dinosaurio sauropodomorfo basal emparentado a una especie de amplia distribución en Pangea, con biocrón acotado al Jurásico Inferior, permite determinar la edad de la formación, y así mismo la posiciona como el primer yacimiento de dinosaurios del Jurásico Inferior de América de Sur (Martínez 1999a, 1999b).


Figura 1: Mapa de ubicación y geológico de la zona de afloramiento de la Formación Cañón del Colorado, con la ubicación de los perfiles estratigráficos realizados en el área.


Figura 2: Síntesis de la nomenclatura estratigráfica aplicada a la sucesión incluida actualmente en la Formación Cañón del Colorado.

Cuadro 1: Facies presentes en la Formación Cañón del Colorado. *

ANTECEDENTES ESTRATIGRÁFICOS

El primero en referirse a la unidad aquí estudiada fue Kelly (1962), quien la incluyó dentro del Conglomerado del Cerro Morado, asignándole edad terciaria e incluyendo en la misma al miembro inferior de la Formación Río Salado (Kelly 1962). Siguiendo la propuesta de Kelly (1962), Zambrano (1975) identificó a estas rocas como Formación Cerro Morado y las asignó al Triásico. Posteriormente Cuerda y Cingolani (1981) y Cuerda et al. (1984) fueron los primeros en denominarla Formación Cañón del Colorado e incluyeron en la misma los Miembros Cerro Morado y Río Salado, este último definido como formación por Kelly (1962) y le asignaron una edad miocena. La edad de 90 ± 5 Ma del basalto que intruye a la Formación Cañón del Colorado, obtenida por el método K-Ar, (Cingolani et al. 1984) permitió a Cuerda et al. (1984) estimar su edad como precretácica. En base al hallazgo de restos de vértebras asignados a un dinosaurio prosaurópodo, Casamiquela y Miolano (1983) le asignaron una edad triásica superior, conservando la denominación de Formación Cerro Morado. Tabbut et al. (1987, 1990), dataron las bentonitas de la Formación Río Salado, unidad que suprayace a la Formación Cañón del Colorado, obteniendo una edad de 17,0 ± 1,9 Ma, estos autores consideraron que las bentonitas pertenecían al mismo evento magmático que originó el basalto, consideraron errónea la datación cretácica de Cingolani et al. (1984) y asignaron al Mioceno a las sedimentitas de la Formación Cañón del Colorado. Milana (1990, 1991), reconoció la discordancia de bajo ángulo que separa la Formación Cañón del Colorado de la Formación Río Salado, de edad neógena. Este autor reinterpretó los límites de esta unidad y reconsideró la edad triásica propuesta por Casamiquela y Miolano (1983). Sobre la base de los mencionados y otros nuevos hallazgos de fósiles de prosaurópodos y considerando los numerosos afloramientos triásicos de la región cuyana, Milana et al. (1995) asignaron esta formación al Triásico Superior.
Posteriormente, en base a la estrecha relación filogenética entre el dinosaurio hallado en esta formación con Massospondylus del Jurásico Inferior de Africa, Martínez (1999b, 2002, 2009) propuso una edad jurásica inferior para la Formación Cañón del Colorado. En la figura 2 se incluye una correlación de las unidades litoestratigráficas según los distintos autores que trabajaron en el área.

MARCO GEOLÓGICO

La cuenca de Mogna forma parte de una serie de cuencas continentales mesozoicas aflorantes en la Precordillera de La Rioja, San Juan y Mendoza, en el borde occidental de las Sierras Pampeanas. Entre estas cuencas cabe destacar la cuenca Cuyana (Precordillera Occidental de San Juan y Mendoza), las cuencas de Santo Domingo y Cienaga del Río Huaco (Precordillera Septentrional de La Rioja), la cuenca de Ischigualasto-Villa Unión (Sierras Pampeanas de San Juan), la cuenca Marayes-El Carrizal (Sierras Pampeanas de San Juan y San Luis), y la cuenca de San Luis (Sierras Pampeanas) (e.g. Milana y Alcober 1994, Spalletti 2001, Rivarola y Spalletti 2006, Ciccioli et al. 2005). De estas cuencas, las de Ischigualasto-Villa Unión y Marayes-El Carrizal, resultan ser por su emplazamiento geográfico, las más cercanamente relacionadas a la cuenca de Mogna. La cuenca de Ischigualasto-Villa Unión incluye las Formaciones Talampaya y Tarjados, asignadas al Triásico Inferior por criterios estratigráficos; las Formaciones Chañares, Ischichuca y Los Rastros, asignadas al Triásico Medio por criterios bioestratigráficos. Por encima, la Formación Ischigualasto asignada al Triásico Superior Carniano (231,4 Ma) por criterios bioestratigráficos y dataciones radimétricas (Rogers et al. 1993, Renne et al. 2010) y la Formación Los Colorados, asignada al Triásico Superior Noriano sobre la base de evidencias bioestratigráficas (Bonaparte 1973), aunque nuevos análisis de la paleofauna hallada ponen en duda esta asignación (Martínez 2002). Por otra parte, la cuenca de Marayes-El Carrizal presenta una sucesión continua conformada por las Formaciones Esquina Colorada (Borello 1946), El Carrizal (Borello 1946) y Quebrada del Barro (Bossi 1976). La Formación Esquina Colorada fue originalmente asignada al Triásico Medio por correlación con las Formaciones Chañares, Ischichuca y Los Rastros de la cuenca de Ischigualasto-Villa Unión (Yrigoyen y Stover 1970). La Formación Carrizal ha brindado flora y polen correspondientes a la Flora de Dicroidium, que permitió asignar a esta unidad una edad triásica y correlacionarla con la Formación Ischigualasto. Finalmente, la Formación Quebrada del Barro fue correlacionada originalmente con la Formación Los Colorados usando como criterio su posición estratigráfica, color y contenido paleofaunístico (Bossi 1976, Bossi y Bonaparte 1978). Sin embargo, recientes hallazgos de restos fósiles han puesto en duda esta correlación, atribuyéndole posible edad Jurásico Inferior (Martínez et al. 2004, Apaldetti et al. 2010).

METODOLOGÍA DE TRABAJO

Se relevaron cinco perfiles estratigráficos en la Formación Cañón del Colorado denominados P1 a P5 (Fig. 3). Cada uno de ellos incluyó el espesor completo aflorante de la formación y se emplazó en puntos que permitieron obtener información estratigráfica y apreciar la geometría de los depósitos de la unidad. El perfil P1 (138 m) se ubicó en el extremo noroeste del área de estudio; el perfil P2 (183 m) en el flanco oeste; el perfil P3 (241 m) al sudoeste; el perfil P4 (325 m) al sudeste; y el perfil P5 (134 m) en el extremo noreste.


Figura 3: Columnas estratigráficas de la Formación Cañón del Colorado, niveladas en la transición entre el miembro inferior y el miembro medio, por considerarse esta transición una superficie sincrónica entre las diferentes columnas.

En base a las características litológicas de la sucesión sedimentaria de la Formación Cañón del Colorado se definieron tres miembros y se analizó su distribución en los perfiles relevados. El relevamiento de los perfiles se hizo a escala detallada, determinando las facies sedimentarias propuestas por Miall (1977, 1985) con ligeras modificaciones para la sucesión observada. Las facies sedimentarias se utilizaron para determinar asociaciones de facies y en base a ellas se determinaron los paleoambientes presentes en la Formación Cañón del Colorado y su evolución en el relleno de la cuenca.

ARREGLO ESTRATIGRÁFICO DE LA FORMACIÓN CAÑÓN DEL COLORADO

La presente es una designación formal de los tres miembros litoestratigráficos definidos para la Formación Cañón del Colorado, del depocentro Mogna, en la provincia de San Juan, Argentina. La descripción de los miembros se realizó en los afloramientos occidentales de la sierra, a lo largo del perfil P3. Este perfil estratigráfico ha sido definido como el perfil tipo de la Formación Cañón del Colorado por ser el más representativo y el que mejor caracteriza a la formación incluyendo a la localidad más fosilífera (Fig. 4). La base de la Formación Cañón del Colorado se caracteriza por una discordancia de alto ángulo (Figs. 5 y 6) sobre un abrupto paleorelieve desarrollado sobre niveles eólicos de la Formación Patquía (Pérmico). En el techo, las sedimentitas de la Formación Cañón del Colorado aparecen truncadas por el conglomerado basal de la Formación Río Salado (Neógeno) (Fig. 6). Este último, por su relación erosiva, ocasiona no solo la variación de los espesores de estos depósitos, sino también la completa erosión de la Formación Cañón del Colorado en la zona centro-septentrional de la sierra. Los miembros definidos son en orden ascendente de edad: miembro inferior, miembro medio y miembro superior (Figs. 3, 4 y 7). A continuación se presenta una detallada descripción de cada miembro.


Figura 4: Perfil estratigráfico tipo de la Formación Cañón del Colorado (P3). En el perfil se observan los tres miembros definidos para esta formación y las facies presentes en la misma.


Figura 5: Discordancia basal y paleorelieve entre la Formación Patquía (Pérmico) y la Formación Cañón del Colorado (Jurásico).


Figura 6: Sucesión completa de la Formación Cañón del Colorado en el área noroeste (P1) y discordancia de la base con la Formación Patquía (Pérmico) y del techo con la Formación Río Salado (Neógeno).


Figura 7: Sucesión completa de la Formación Cañón del Colorado en el área de la localidad tipo (P3): Miembro Inferior, Miembro Medio y Miembro Superior.

Miembro inferior

Este miembro sólo aparece en la porción basal de todos los perfiles estratigráficos (P1-P5). El espesor total disminuye de norte a sur de la sierra, desde 130 m en el norte, a de 65 m en los afloramientos australes. Este miembro se apoya en discordancia angular sobre la Formación Patquía (Fig. 5). El contacto basal es muy irregular debido al abrupto paleorelieve desarrollado, el que proporciona grandes variaciones laterales, con diferencias de hasta 30 m de espesor en unas pocas decenas de metros de separación lateral. Este miembro está caracterizado en la base por una sucesión de poco espesor de facies de pelitas rojas con desarrollo de suelos cálcicos que se encuentran intercaladas frecuentemente por lentes de conglomerados. Las pelitas pasan en forma neta a una espesa sucesión gravosa rojiza- grisácea poco consolidada en general masiva con escasas intercalaciones de areniscas. En algunos sectores se observa en el techo de este miembro una intercalación de facies gravosas y facies areniscosas y limolíticas en espesores equivalentes. En este miembro se han realizado más de 20 mediciones de paleocorrientes que indican una dirección promedio de norte a sur (174°).

Miembro medio

Está presente en todos los perfiles estratigráficos (P1-P5). El espesor de este miembro crece de norte a sur, llegando a 140 m en el área del perfil P4. En el área de los perfiles P1, P2 y P5 no puede observarse el espesor real de este miembro debido a la disconformidad erosiva existente en su techo, mediante la cual se pone en contacto con la Formación Río Salado. El contacto inferior de este miembro es transicional con el miembro inferior.
El mismo está constituido por facies finas de areniscas y limolitas rojas con escasas intercalaciones gravosas. En las facies finas se observa el desarrollo de suelos de tipo arcillosos. Las facies pelíticas de este miembro albergan una importante paleofauna monoespecífica del dinosaurio sauropodo-morfo Adeopapposaurus mognai (Martínez 2009), cuya importancia bioestratigráfica se trata más adelante.

Miembro superior

Este miembro está presente solamente en los afloramientos australes de la formación, en el área de los perfiles estratigráficos P3 y P4, ya que en los restantes perfiles se encuentra completamente erosionado por la discordancia de la Formación Río Salado. El espesor de este miembro es de 55 m en el perfil P3, y 115 m en el perfil P4. Este miembro está formado por facies gravosas intercaladas con facies areniscosas rojas en proporciones más o menos equivalentes y son características las superficies de migración lateral.

ANÁLISIS DE FACIES SEDIMENTARIAS

La sucesión sedimentaria de la Formación Cañón del Colorado se caracteriza por depósitos clásticos de origen aluvial, en los que se destacan tres grandes grupos texturales de facies sedimentarias: las facies psefíticas, las psamíticas y las pelíticas (Fig. 8).


Figura 8: Fotografías de las principales facies presentes en la sucesión de la Formación Cañón del Colorado. a) litofacies Gmm; b) litofacies Gmg; c) litofacies Gcm con clastos imbricados indicados por las flechas; d) litofacies Gch; e) litofacies Gct; f) litofacies S(G)m; g) litofacies Sh; h) litofacies Sr; i) litofacies Fm.

Las facies psefíticas (Cuadro 1) se presentan en cuerpos lenticulares y lentiformes de extensión lateral variable desde 1 hasta más de 100 m y en general no superan los 2 m de espesor. Las facies conglomerádicas son en general ortoconglomerados clastosoportados, aunque existen algunas facies de ortoconglomerados matriz-soportados. La facies reconocidas como se indica en el cuadro 1 son: Gmm, Gmg, Gch Gct y Gcm (Fig. 8a-e). Los clastos son mayormente de metamorfitas de grado medio y alto, sílice, cuarzo y calizas; son subangulosos a subredondeados y mal seleccionados. En algunos casos los clastos alcanzan el tamaño bloque (más de 50 cm.), sin embargo el tamaño medio de los clastos es guijón o guija (< 1 cm.). En escasos depósitos de poca extensión areal se ha reconocido una facies de conglomerado masivo carente de matriz, fuertemente cementado con carbonato de calcio (Gcm), con bloques de hasta 70 cm de diámetro, interpretado como un depósito de criba. Las facies psamíticas (Cuadro 1) generalmente se presentan en bancos lenticulares a tabulares que no superan los 60 cm de espesor. Las facies reconocidas son:

S(G)m, Sm, Sr y Sh, (Fig. 8f-h).

Las facies pelíticas (Cuadro 1) se presentan en cuerpos tabulares de espesor variable, desde pocos centímetros hasta conformar niveles sin solución de continuidad de hasta 5 metros. La facies pelíticas dominantes son: Fm y F(S)m (Fig. 8i).

DESCRIPCIÓN DE LAS ASOCIACIONES DE FACIES

Asociación de facies conglomerádica (AFO)

Esta asociación de facies consiste en una sucesión de capas rojizas-grisáceas de ortoconglomerados generalmente masivos (Gcm), con estratificación entrecruzada en artesa (Gct) o con estratificación horizontal de gran escala (Gch), entre los que se intercalan, en forma subordinada, escasos bancos de areniscas rojizas con estratificación horizontal y/o masivas (Sh y Sm) (Fig. 9a). Los cuerpos de los orto-conglomerados son lenticulares con abundantes superficie de reactivación. En esta asociación de facies también se intercalan en forma esporádica cuerpos de conglomerados matriz (fangosa) soportados masivos o con gradación normal (Gmm y Gmg).


Figura 9: Fotografías de las cuatro asociaciones de facies definidas para la Formación Cañón del Colorado y columna esquemática de las facies involucradas. a) Asociación de facies conglomerádica; b) asociación de facies conglomerádico-areniscosa; c) asociación de facies psamo-pelítica; d) asociación de facies pelítica. En la parte superior de esta última fotografía se observa una porción de la sucesión caracterizada por la asociación de facies conglomerádica.

Asociación de facies conglomerádico-areniscosa (AFCA)

Se caracteriza por una alternancia en proporciones equivalentes de capas de orto-conglomerados clasto-soportados y areniscas o limolitas arenosas. Los primeros se presentan estratificados en bancos desde lenticulares hasta tabulares que no superan 1m de espesor (Gct, Gcm, y Gch). Por su parte, las areniscas son en ocasiones guijarrosas y comúnmente muestran estructuras de corriente (Sr, S(G)m), mientras que las limolitas arenosas son generalmente masivas (F(S)m) (Fig. 9b). Una característica propia de los conglomerados y areniscas de esta asociación es la presencia de esporádicas superficies de migración lateral.

Asociación de facies psamo-pelítica (AFPP)

Esta asociación está compuesta por areniscas friables, mal seleccionadas, con abundante matriz, masivas o con estructuras de corriente (Sm, Sh y Sr) y en proporción ligeramente menor limolitas arenosas masivas (F(S)m) (Fig. 9c). Los niveles areniscosos tienen escasas intercalaciones de cuerpos de conglomerados y areniscas gravillosas. Los cuerpos conglomerádicos son mayormente lobulados, con bases planas y techos convexos, frecuentemente formados por conglomerados finos clastosoportados macizos (Gcm), aunque también están presentes en cuerpos tabulares de tipo matriz soportados gradados (Gmg). Lateralmente, los lóbulos terminan en depósitos de fango o gradan a bancos tabulares centimétricos de areniscas gravillosas (S(G)m). Un segundo tipo de acumulaciones gravo-arenosas corresponde a canales con base erosiva que en general no superan el metro de espesor (Gcm, S(G)m). En las facies finas se observa un débil desarrollo de suelos caracterizados por la presencia de películas arcillosas alrededor de los ped (horizonte Bt), algunas superficies de deslizamiento, motas, halos de raíces y diques clásticos.

Asociación de facies pelítica (AFP)

Esta asociación de facies se caracteriza por limolitas y arcilitas arenosas masivas (F(S)m y Fm) de coloraciones rojizas, interestratificadas con delgados bancos lenticulares hasta laminados de areniscas gruesas y areniscas gravillosas masivas o con estructuras de corriente (estratificación horizontal) de escaso espesor (S(G)m y Sh) (Fig. 9d). Es importante destacar que existen dos geometrías contrastantes en los niveles areniscosos (Sh) y gravillosos (S(G)m), por un lado cuerpos lobulados de base plana y techo convexo y por el otro litosomas canalizados de bases ligeramente erosivas. En las facies pelíticas se observa el desarrollo de suelos del tipo Calcisoles (Mack et al. 1993), caracterizados por la presencia de motas y nódulos carbonáticos de hasta 5 cm. Es importante destacar que a diferencia de la asociación de facies psamopelítica, esta asociación muestra un mayor número de intercalaciones de areniscas gravillosas y conglomerados, aunque las mismas muestran menor espesor y desarrollo lateral.

PALEOAMBIENTE SEDIMENTARIO DE LA FORMACIÓN CAÑÓN DEL COLORADO

La Formación Cañón del Colorado es aquí interpretada como generada por la reiterada progradación de sistemas de bajada aluvial. En este contexto las asociaciones de facies pelítica y psamo-pelítica representarían los depósitos más distales, probablemente correspondientes a facies marginales de sistemas de playa -lake. En contraposición las asociaciones de facies conglomerádica y conglomerádico-areniscosa resultarían de la progradación de facies de abanicos aluviales de emplazamiento medio a distal o frentes pedemontanos dominados por flujos canalizados (Smith 2000). La interpretación arriba señalada se basa en el pasaje relativamente abrupto entre facies de grano fino, incluyendo lóbulos terminales arenogravosos, de playa-lake a conglomerados gruesos, canalizados y con limitado desarrollo de áreas de intercanal (abanico aluvial). A continuación se propone una evolución paleoambiental de la sucesión estudiada. En el sector inferior de la columna (10 m basales del perfil P3) prevalecen los depósitos finos de la asociación de facies pelítica correspondientes a ambientes de planicies fangosas (mud-flat, Fm, F(S)m), con delgadas intercalaciones de canales simples, de geometría lentiforme y lóbulos terminales (S(G)m), ambos de escaso espesor. Los mantos areniscosos intercalados entre los depósitos pelíticos, dominados por migración de formas de lecho arenosas y estructuras de alto régimen de flujo (Sh y Sr), indicarían crecidas mantiformes características del playa-lake. Los canales aislados corresponderían a los cursos alimentadores de los lóbulos terminales, en ocasiones mostrando depósitos de criba generados por infiltración o brusca pérdida de competencia de las corrientes (Gcm). Es importante destacar, que de acuerdo a la profundidad de los canales, las diferencias topográficas con las planicies fangosas no parecen superar los dos metros. El desarrollo de suelos cálcicos en los depósitos finos, tal como fue descrito en el apartado anterior, es una evidencia de exposición subaérea prolongada, baja tasa de sedimentación en la planicie fangosa y condiciones climáticas áridas o semiáridas con marcada estacionalidad (Allen 1974, Gile et al. 1981, Tabor et al. 2006). Por encima (próximos 74 m en el perfil P3) hay un predominio de la asociación de facies conglomerádica, que señalaría la progradación del sistema aluvial que cubrió en forma transicional, pero rápida, las acumulaciones fangosas del playa-lake. Este sector de la sucesión se caracteriza por el dominio de facies canalizadas con buen desarrollo de barras gravosas, tanto longitudinales como transversales (Gct y Gh). Subordinadamente, pueden observarse formas de lecho arenosas (Sh, Sm) y flujos de detritos fangosos (Gmm y Gmg). Este sistema podría corresponder a facies de abanico distal, que en nuestro caso aparecerían caracterizadas como cursos entrelazados gravosos y someros (e.g. Ramos y Sopeña 198.3, Miall 1996), con escasa participación de sedimentitas finas de intercanal. En síntesis, se interpreta un sistema de abanico aluvial distal de moderada pendiente, tal como lo indica el dominio de facies gruesas e incluso la presencia de flujos de detritos intercalados (Miall 1996).
El siguiente tramo de la sucesión estratigráfica (100 m en el perfil P3) presenta un predominio de la asociación de facies psamo-pelítica, la cual representa el retorno a facies de playa-lake, similares, aunque de carácter ligeramente más marginal (sand-flat), a las que predominaron durante la depositación de la primera porción de la sucesión (mud-flat). Los extensos depósitos de areniscas mal seleccionadas y pelitas son interpretados como generados por crecientes laminares en planicies de sand-flat (Sm, F(S)m, Sh, Sr). Al mismo tiempo los depósitos canalizados, de relleno simple y bases erosivas, representan cursos alimentadores que alcanzaron el área de sand-flat (Gcm), perdiendo paulatinamente su confinamiento y generando lóbulos terminales conglomerádicos y areno-gravillosos (Gcm, S(G)m). Durante crecientes extraordinarias estos canales alimentadores, además de abastecer los lóbulos terminales, se derramaron generando flujos laminares que cubrieron gran parte del playa-lake e incluso generaron depósitos de flujos de detritos no cohesivos (Gmg).
El desarrollo en estas llanuras de suelos débiles con desarrollo del horizonte Bt indica que las mismas habrían sufrido periodos de no depositación prolongados (Birkeland 1984) bajo climas estacionales en condiciones semiáridas (Soil Survey Staff 1975).
Una nueva progradación de facies aluviales gruesas es observada luego en la sucesión (últimos 37 m en el perfil P3) donde se observa un predominio de la asociación de facies conglomerádico-areniscosa. La geometría de los cuerpos depositacionales, la existencia de algunas superficies de migración lateral y la presente aunque limitada presencia de facies finas de planicie de inundación, sugieren que el sistema fue multicanalizado con baja a moderada migración lateral de canales. Paralelamente, el tamaño grueso de los depósitos sugiere que estas rocas se habrían depositado en facies distales (¿hasta medias?) de abanicos aluviales dominados por cursos divagantes (Gct, Gch) con desarrollo de escasa planicie de inundación (Sr, F(S)m), similares a los descriptos en los sistemas fluviales divagantes gravoso (e.g. Church 1983, Desloges y Church 1987, Brierley y Hickin 1991). En conclusión, las características litofaciales observadas en la sucesión muestran una típica sucesión de facies de sistema de bajada aluvial, integrado tanto por depósitos de abanicos aluviales como así también facies de playa-lake. Los depósito de abanicos corresponderían por sus características litofaciales a abanicos dominados por acción fluvial (Collison 1986), mientras que el sistema de playa-lake esta claramente dominado por sedimentos silicoclásticos, sin que se hayan identificado acumulaciones evaporíticas.

EVOLUCIÓN LITOFACIAL DE LA FORMACIÓN CAÑÓN DEL COLORADO

La Formación Cañón del Colorado está conformada por dos secuencias progradacionales, la inferior de 140 m de espesor aproximado y la superior, más potente, que alcanza los 240 metros. La secuencia inferior comienza con facies fangosas de playa-lake que rellenan el paleorelieve labrado sobre la Formación Patquía. Estas facies afloran en los perfiles más septentrionales y también aparecen, aunque caracterizadas como depósitos de tamiz, cerca del área central. Es importante destacar que la depositación de las facies finas del inicio de la sucesión de la Formación Cañón del Colorado estuvo fuertemente controlada por la paleogeografía del área y que las facies gruesas que se depositan inmediatamente por encima, traslapan sobre el basamento Pérmico, apoyando en algunos casos directamente sobre los estratos rojos de la Formación Patquía (como en los perfiles P2 y P4).
El origen de la progradación de facies de abanico aluvial distal a medio sobre las secuencias mayormente fangosas puede deberse tanto a factores auto como alocíclicos. El pasaje relativamente rápido entre ambas asociaciones de facies, tanto como la omisión de facies de transición abanico aluvial distal (playa-lake), parecen favorecer la existencia de factores alocíclicos como control de la progradación de los abanicos. Si esta suposición es correcta, una multitud de factores, tales como control tectónico, cambios en la sub-sidencia, factor climático, podrían ser los responsables de la mencionada progradación. El estudio del origen del control alocíclico escapa a los fines de la presente contribución, sin embargo la falta de superficies de incisión en la base de las primeras facies de abanico parece indicar que no hubo cambios drásticos en el nivel de base local y consecuentemente no hubo modificaciones notables en los perfiles de equilibrio durante la progradación de la cuña asimétrica (Paola et al. 1992).
La segunda secuencia se inicia nuevamente con facies de playa-lake, aunque ahora de naturaleza ligeramente más marginal (dominan facies de sand-flat). El contacto entre la secuencia inferior y superior se resuelve mediante un delgado intervalo en el que se intercalan conglomerados con fangolitas y areniscas finas de playa-lake. Sin embargo, rápidamente dominan las facies finas de barreal, seguidas por una nueva progradación de depósitos de abanicos aluviales. El pasaje entre las facies de playa y las de abanico en esta segunda secuencia es transicional, a diferencia de lo que ocurre en la secuencia inferior, sugiriendo que la progradación del sistema bien pudo haber estado controlada autocíclicamente (Miall 1996).
En un contexto regional el área aquí estudiada se relaciona a una serie de cuencas rift desarrolladas durante el Mesozoico temprano (ej. cuenca de Ischigualasto-Villa Unión, cuenca de Marayes-El Carrizal y cuenca Cuyana). De este modo, no debería descartarse que el desarrollo de los sistemas de bajada aluvial que conforman la Formación Cañón del Colorado, se encontraran vinculados a eventos de rifting. El borde activo de la cuenca podría vincularse al lineamiento regional de Pie de Palo Norte, el cual actualmente limita abruptamente por el sur al anticlinal de la sierra de Mogna y por el norte a la sierra de Pie de Palo (Zambrano 1975, Baldis et al. 1982, Milana, 1991) (Fig. 1). La secuencia depositacional de la Formación Cañón del Colorado representaría las facies de bajada aluvial del borde pasivo del hemigraben con direcciones de paleocorrientes medidas en las asociaciones de facies conglomerádicas que indican un flujo del NNO al SSE (Fig. 2).

EDAD DE LA FORMACIÓN CAÑÓN DEL COLORADO

La relación de contemporaneidad entre la Formación Cañón del Colorado y Formación Los Colorados ha sido sostenida por varios autores, por un lado, debido a la similitud de sus ambientes depositacionales de sedimentación aluvial bajo condiciones de aridez, estacional y de freática profunda (Milana et al. 1995) y por el otro, al tipo de preservación de fósiles aparentemente similar (Casamiquela y Miolano 1983).
En la Formación Cañón del Colorado se han encontrado restos fósiles del dinosaurio sauropodomorfo basal Adeopappo-saurus (Martínez 2009), taxón cercanamente emparentado filogenéticamente al género Massospondylus (Martínez 1999a, 2002, 2009). Este género fue definido previamente para ejemplares provenientes de las "Red Beds" de Sudáfrica (Owen 1854, Seeley 1895). En Sudáfrica, los estratos portadores de Massospondylus corresponden al miembro superior de la Formación Elliot y a la Formación Clarens, ambas de edad jurásica inferior (Olsen et al. 1987). En Zimbabwe los hallazgos de este género corresponden al Grupo Forest Sandstone, el cual fue asignado originalmente al Jurásico Inferior por correlaciones con los afloramientos antedichos de Sudáfrica. En Norteamérica, Massospondylus sp. (Attridge et al. 1985) proviene de la Formación Kayenta de edad Hettangiano-Pliensbaquiano (Olsen y Galton 1977, Olsen 1989, Luttrell 1993, Sues 1985, 1986), aunque la validez nomenclatural del género ha sido puesta en duda (Sues et al. 2004). La edad de esta formación fue confirmada por estudios de palinoflora recuperada de la infrayacente Formación Moenave, cuya asociación faunística se correlaciona con la parte inferior y medio-inferior de la Formación Portland del supergrupo Newark en el Valle de Conneticut, el cual es de edad sinemuriana tardía a pliensbaquiana temprana (Peterson y Pipiringos 1979). En conclusión, la ocurrencia del sauropodomorfo Massospondylus está asociada a estratos de edad comprendida entre el Hettangiano y el Toarciano (Jurásico Inferior), y como ninguna de las unidades estratigráficas portadoras de este género ofrecen dudas sobre su edad, puede acotarse para el género Massospondylus un biocrón correspondiente a dicho intervalo. Por lo tanto, se asigna esta edad a la Formación Cañón del Colorado, portadora de paleovertebrados estrechamente relacionados a Massospondylus.

CONCLUSIONES

Mediante el análisis sedimentológico y estratigráfico de los depósitos de la Formación Cañón del Colorado se validó su designación como formación estratigráfica, y se definieron tres miembros, de la base al techo: miembros inferior, medio y superior. Se consideró como perfil tipo el observado en el perfil P3, ubicado en las coordenadas UTM 19J546955/6579782. La sucesión paleoambiental observada responde a un sistema de bajada aluvial integrado por depósitos finos de playa-lake (asociaciones de facies pelítica y psamo-pelítica) y facies de abanico aluvial distal a medio (asociaciones de facies conglomerádica y conglomerádico-areniscosa). En este conjunto se reconocen dos secuencias depositacionales progradantes, la inferior de 85m de espesor, está integrada principalmente por las asociaciones de facies pelítica y conglomerádicas, mientras que la superior, de 135 m, por las asociaciones de facies psamopelítica y conglomerádico-areniscosa. Sobre la base del hallazgo de restos del dinosaurio sauropodomorfo Adeopappo-saurus se asigna a la Formación Cañón del Colorado edad jurásica inferior (Hettangiano-Toarciano) por ser ese el biocrón de Massospondylus, filogenéticamente taxón hermano de Adeopapposaurus. Finalmente, y teniendo en cuenta el contexto geológico regional y mediciones de paleocorrientes se vincula el sistema de bajada aluvial al relleno del borde pasivo de una cuenca de rift desarrollada durante el Mesozoico temprano utilizando el fallamiento denominado alineamiento de Pie de Palo Norte como borde de cuenca.

AGRADECIMIENTOS

Agradecemos especialmente al Dr. Oscar Limarino por la crítica revisión de este trabajo y por sus invalorables sugerencias y comentarios. Al Dr. Oscar Alcober por su revisión y apoyo en los trabajos de campo. A los técnicos Raúl Gordillo y Jorge Castagna por la preparación de los fósiles. A Leandro Martínez por las fotografías. A los alumnos voluntarios en el Gabinete de Paleontología del Museo de Ciencias Naturales de la Universidad Nacional de San Juan por su apoyo en las tareas de campo. A Jurassic Foundation, Schlumberger Foundation y CICITCA por la financiación de los trabajos de campo.

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Recibido: 15 de abril, 2010.
Aceptado: 29 de diciembre, 2010.

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