ARTÍCULOS

La Formación Cuesta del Viento (nov. nom.): una nueva unidad litoestratIgráfica en la evolución del orógeno precordillerano

 

Julieta Suriano^1,2, M. Susana Alonso^1,2, C. Oscar Limarino^1,2 y Ana M. Tedesco¹

¹ Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires, Buenos Aires. E-mail:  jsuriano@gl.fcen.uba.ar
² Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas.

 

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RESUMEN

Se define en este trabajo a la Formación Cuesta del Viento, una nueva unidad litoestratigráfica vinculada a la orogenia andina en  la Precordillera occidental. La unidad descansa  en discordancia  angular  sobre  sedimentitas de  la Formación Puesto La Flecha (Oligoceno?) o sobre metasedimentitas de la Formación Yerba Loca (Ordovícico), alcanzando un espesor de 520 m. Está mayormente formada por parabrechas monomícticas gris verdosas y en menor proporción por fangolitas castañas, areniscas y ortoconglomerados polimícticos. De acuerdo a dataciones radimétricas disponibles los términos cuspidales de la unidad alcanzaron el Mioceno inferior. El análisis sedimentológico del estratotipo, aflorante en el valle de La Tranca, permitió reconocer cinco asociaciones de facies. La asociación de facies 1 formada por brechas monomícticas masivas interpretadas como de abanicos coluviales dominados por flujos de gravedad. La asociación de facies 2 corresponde a brechas estratificadas en bancos lentiformes amalgamados, originadas en  sistemas multicanalizados gravo-arenosos, de baja sinuosidad. La asociación de  facies 3 está  formada por areniscas y conglomerados polimícticos con clastos graníticos y volcánicos. Es posible que  la composición de los clastos de esta última asociación de facies señale la transferencia de sedimentos, por sistemas fluviales entrelazados, desde la vecina cuenca ubicada al oeste de Rodeo-Iglesia. Las fangolitas y escasos conglomerados que forman la asociación de facies 4, han sido interpretados como originados en sistemas lacustres de baja profundidad con desarrollo de barras de desembocadura. Finalmente, la asociación de facies 5 esta compuesta por pelitas blanquecinas laminadas o macizas, exhibiendo en ocasiones grietas de desecación y, en menor proporción brechas monomícticas; interpretado como depositado en ambientes de lagos de bolsón (playa lake).   

Palabras clave: Formación Cuesta del Viento; Terciario; Precordillera; Procedencia.

ABSTRACT
Cuesta del Viento Formation (nov. nom.): A new lithostratigraphic unit in the evolution of  the Precordillera orogen.           
In this paper is defined the Cuesta del Viento Formation, a new lithostratigraphic unit related to the Andean Orogeny in western  Precordillera.  This  unit  unconformably  covers  sandstones  and  mudstones  of   the  Puesto  La  Flecha  Formation (Oligocene?) and  low-grade metamorphic  rocks of   the Yerba Loca Formation  (Ordovician). Cuesta del Viento Formation (520 m thick) is mainly composed of  gray monomictic breccias and, to a lesser extent, of  mudstones, sandstones and polymictic conglomerates. According to previously ages the upper levels of  the Cuesta del Viento Formation were deposited during the Early Miocene. The sedimentological analysis of  the stratotype, that outcrops in the La Tranca valley, allowed to recognize five facies associations. Facies association 1 is almost entirely composed of  massive breccias which sometimes show chaotic stratification  interpreted as colluvial  fans dominated by gravity  flows. Facies association 2 corresponds  to stratified breccias that show lensoidal amalgamated beds and were deposited in multichannalized alluvial plains dominated by low-sinuosity channels. Facies association 3 is made up of  sandstones and polymictic conglomerates bearing granitic and volcanic clasts. It is very likely that the composition of  the clasts of  this last facies association represents the by pass of  sediments, by means of  braided rivers,  from  the neighboring Rodeo-Iglesia Basin  (from  the west). Mudstones and scarce conglomerates, which form facies association 4, would represent sedimentation in a shallow lake system that included fluvial mouth bar deposits. Finally, facies association 5 is mainly composed of  massive and laminated mudstones that sometimes show mudcracks, and a minor participation of  monomictic breccias. This stratigraphic interval was probably deposited in playa lake environments.

Keywords: Cuesta del Viento Formation; Tertiary; Precordillera; Provenance.

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INTRODUCCIÓN

El reconocimiento, descripción y ordenamiento de las unidades litoestratigráficas cenozoicas de  la Precordillera cobra  importancia debido a su relación con la evolución del orógeno andino. Los estudios paleoambientales y de procedencia sumados  a  la  identificación  de  superficies  de discontinuidad son claves para la reconstrucción de la evolución de la cuenca de antepaís  del Bermejo  y  las  de  piggy-back asociadas.
El objetivo de esta contribución es el análisis  litoestratigráfico de  la  secuencia  terciaria que conforma  la base de  las cuencas de La Tranca y Rodeo  (Precordillera Occidental de  la provincia de San Juan). Para ello fueron caracterizadas las superficies de discontinuidad en el registro terciario,  identificados  sus  paleoambientes depositacionales y las principales áreas de procedencia. En este contexto es definida  y  analizada  la  Formación Cuesta  del Viento (nov. nom.), una nueva unidad miocena que atestigua el inicio de la orogenia andina a la latitud de 30º S.
Se propone la denominación Formación Cuesta del Viento para  incluir a un conjunto de brechas  gris  verdosas  acompañadas, en menor proporción, por pelitas y conglomerados polimícticos, que afloran en  los valles de La Tranca y Rodeo-Iglesia,  en  la Precordillera occidental de San Juan. Anteriormente esta sucesión había sido incluida por Furque (1979, Cuadro 1) dentro de la Formación Rodeo, en su hoja Geológica 19c Jáchal. En el valle de La Tranca, donde la Formación Cuesta del Viento desarrolla su máximo espesor (más de 500 m), esta unidad ha sido individualizada  por  Jordan  et  al. (1993) quien  la  nombró  informalmente  como "conglomerado gris" y dató una toba del techo de esta  sucesión  (Cuadro 1). Este esquema fue seguido luego por varios autores  (Suriano  y Limarino 2005, Alonso et al. 2011 y Suriano y Limarino 2009). Es importante señalar que un delgado afloramiento de esta unidad en sector oriental del valle de Rodeo-Iglesia fue identificado  por  Gagliardo  et  al. (2000)  y  por Alonso  et  al. (2009)  como  la  base  de  la Formación Rodeo.

CUADRO 1: Estratigrafía de la zona de estudio propuesta por autores anteriores y en este trabajo.

UBICACIÓN Y SINOPSIS ESTRATIGRÁFICA

La zona de estudio se encuentra ubicada en la Precordillera Occidental sanjuanina, en el límite oeste con la Cordillera Frontal  (Fig. 1). La unidad más  antigua  aflorante en el área de estudio corresponde a la  Formación  Yerba  Loca  (Ordovícico; Furque 1963). Esta formación se encuentra  integrada por  lutitas, wackes,  filitas y areniscas muy finas de color gris verdoso, con  intercalaciones de  cuerpos de  composición básica, constituidos por lavas almohadilladas, diques y filones. Las metasedimentitas  paleozoicas  conforman  el núcleo de la sierra de La Tranca que corresponde al cordón más occidental de la Precordillera a estas latitudes (Fig. 2).

Figura 1: Mapa de ubicación: a) Unidades morfoestructurales presentes a la latitud estudiada y ubicación de la figura b; b) mapa de ubicación del área de estudio.

Figura 2: Mapa geológico del área de trabajo

Luego de un importante hiato continúan dentro de la estratigrafía del área las sedimentitas  cenozoicas  correspondientes  a las Formaciones Puesto La Flecha (Caselli et al. 2002), Cuesta del Viento (nov. nom.) y Rodeo  (Furque 1979; Fig. 2  y Cuadro 1).  Los  afloramientos  de  la  Formación Puesto la Flecha corresponden a un delgado cordón en el sector sur del valle de La Tranca. Su base se encuentra cubierta y su tope se halla en relación de falla con la Formación Rodeo o Yerba Loca  (Fig. 2). La Formación Puesto La Flecha se encuentra integrada por pelitas laminadas y masivas de característico color  rojo, con intercalaciones de yeso y niveles de conglomerados clasto-soportados. Estos depósitos han sido interpretados como correspondientes a un ambiente de barreal, con ciclos grano y estratocrecientes que indicarían pulsos de expansión y contracción del sistema de barreal. Esta sucesión ha  sido  correlacionada  por Caselli  et  al. (2002)  con  los depósitos descriptos por Jordan et al. (1993) como "unidad de capas  rojas" cuyos niveles  tobáceos en  los afloramientos del  río Blanco y El Fiscal (fuera del área de trabajo) arrojaron edades de 32 ± 2,6 Ma y 21,5 ± 2,5 Ma (Oligoceno- Mioceno  inferior). Según De  la Fuente et al. (2003) el contenido fosilífero  de  esta  Formación  en  el  área  de  La Troya  (Provincia  de  la  Rioja)  indicaría una edad más antigua (pre-oligocena), al igual  que  dataciones  realizadas  por  Tedesco(2006)  en  las  unidades  infra  y  sobreyacentes en la misma zona.
La Formación Cuesta del Viento corresponde  a  una  potente  sucesión  formada principalmente por brechas gris verdosas monomícticas y dos  impotantes  intercalaciones pelíticas. En menor proporción participan conglomerados polimícticos y areniscas desde gruesas a finas. Jordan et al. (1993) efectuaron dataciones ⁴⁰Ar/³⁹Ar en cristales  individuales de biotita y plagioclasa por fusión láser. Las biotitas otorgaron edades de 19,5 ± 1,1 Ma, mientras que las plagioclasas se presentaron en dos poblaciones,  la más abundante con edades  consistentes  con  la  anterior  (19,1± 1,3 Ma) y otro grupo de edades más antiguas (28,9 ± 0,6 Ma) que fueron descartadas.
Por último, Furque (1979) utilizó el nombre  de  Formación Rodeo  para  incluir  a toda  la  sucesión  terciaria  aflorante en  la región. En este trabajo, y como se fundamentará más adelante, la Formación Rodeo es redefinida, excluyéndose de la misma a la sección basal dominada por brechas monomícticas las que son asignadas a  la  Formación Cuesta  del Viento  (Fig. 2). De esta forma, los afloramientos de la Formación Rodeo en el valle de La Tranca  se  limitan  a  los  conglomerados  polimícticos que Jordan et al. (1993) denominara informalmente "Conglomerado Castaño". La Formación Rodeo, siguiendo la redefinición propuesta en este trabajo, se encuentra compuesta por ignimbritas, areniscas volcaniclásticas, pelitas blanquecinas, naranjas y conglomerados polimícticos en la cuenca homónima.
En el valle de la Tranca la Formación Rodeo  se  apoya, mediante  una  relación  de solapamiento, sobre las metasedimentitas de  la Formación Yerba Loca de  la sierra de Caracol, y es separada por un contacto de  falla de  las  formaciones Puesto  la Flecha y Cuesta del Viento. En la cuenca de Rodeo-Iglesia, esta unidad se apoya a través  de  una  superficie  de  discontinuidad  erosiva  sobre  un  delgado  depósito correspondiente  a  la  Formación  Cuesta del Viento  o  sobre  la Formación Yerba Loca. Numerosas  dataciones  efectuadas en  la  Formación  Rodeo  indicarían  una edad miocena media hasta pliocena (Beer et  al. 1990,  Jordan  et  al. 1993,  Re  et  al. 2003, Ruskin  y  Jordan 2007  y Alonso  et al. 2011).

METODOLOGÍA

El  estudio paleoambiental  de  la Formación  Cuesta  del Viento  se  llevó  a  cabo mediante el levantamiento de un perfil de detalle del estratotipo propuesto para esta nueva unidad. Allí fueron reconocidas diferentes litofacies (Cuadro 2) siguiendo un código similar al propuesto por Miall (1996),  las  que  luego  fueron  agrupadas en  5  asociaciones  de  facies. En  algunos intervalos  fue  posible  obtener  datos  de paleocorrientes,  aunque  no  los  suficientes  como para presentar  un  tratamiento estadístico,  que  fueron  utilizados  como complemento de la interpretación.

CUADRO 2: Código de litofacies utilizado en este trabajo (modificado de Miall 1996).

Paralelamente, con el objetivo de analizar las áreas de procedencia de la Formación, y como complemento para la generación de  un  esquema  de  evolución  paleoambiental de la unidad, se realizaron análisis de las modas detríticas de los bancos psefíticos. Fueron medidos no menos de 300 clastos por punto de muestreo, utilizando la  intersección de ejes de una malla con un reticulado de 4 cm de lado. Finalmente combinando toda la información antes obtenida se propone una evolución paleoambiental para la Formación.

FORMACIÓN CUESTA DEL VIENTO

Se propone la designación de Formación Cuesta del Viento para  la  sucesión  sedimentaria aflorante en el Valle de la Tranca (área tipo). El estratotipo (Comité Argentino  de  Estratigrafía  1992)  de  esta unidad  se  encuentra  en  el  valle  de  La Tranca,  sobre  la margen derecha del  río Jáchal,  su  base  se  encentra  a  los  30°13' 03'' de  latitud S y 69°00'03'' de  longitud O y alcanza un espesor de 516 m. Si bien aquí es donde la unidad está más expuesta  en  su  totalidad  su  base  se  encuentra cubierta, mientras que hacia el sur se apoya  en  contacto  de  discordancia  erosiva sobre  las metasedimentitas de  la Formación Yerba Loca o sobre las sedimentitas de la Formación Puesto La Flecha. El estratotipo  de  límite  inferior  consiste  en bancos de brechas macizas dispuestas en discordancia sobre las Formaciones Puesto La Flecha y Yerba Loca. El estratotipo de límite superior corresponde a un banco  de  pelitas macizas  gris  rosadas,  parcialmente  cercenado por  la discordancia que marca  la base de  la Formación Rodeo en la cuenca homónima.
Sus  afloramientos  se  extienden  formando dos fajas de sentido meridiano que bordean los flancos de la sierra de La Tranca. La de mayor  espesor  (aproximadamente 520 m) se encuentra en  la margen oeste del valle de La Tranca, inclinando sus estratos  30º  al  oeste,  hasta  disponerse  en forma  subvertical  en  las  inmediaciones de la sierra de La Tranca por efecto de la falla que ha producido su ascenso.
El  segundo  afloramiento  aquí  analizado corresponde a una estrecha faja formada mayoritariamente por brechas, con delgadas  intercalaciones de areniscas castañas que  se  disponen  sobre  el margen  occidental de la sierra de La Tranca. Aquí los bancos de la Formación Cuesta del Viento  también  inclinan hacia  el oeste  (20º), se  apoyan en discordancia erosiva  sobre la Formación Yerba Loca y son cubiertos en discordancia erosiva por la Formación Rodeo.
El  inicio de  la  sedimentación de  la Formación Cuesta del Viento es posterior al Mioceno temprano (Aquitaniano) teniendo en cuenta la edad más joven reportada por  Jordan  et al. (1993) en  la  infrayacente Formación Puesto La Flecha. Hay que destacar que, debido a la fuerte variación de edades dentro de esta unidad (hasta pre-oligocenas) que indicarían un fuerte dicaronismo, no deben descartarse edades más antiguas para el comienzo de  la depositación de la Formación Cuesta del Viento. Por otro lado la finalización de la sedimentación es anterior  los 11,1 ± 0,3 Ma  (límite  Serravalliano  Tortoniano),  la edad más antigua presentada por Alonsoet  al. (2011)  para  la  Formación  Rodeo. Por  lo  tanto  la unidad  tendría una  edad miocena  temprana  a media,  coincidente con la edad de 19,1 ± 1,3 Ma, reportada por Jordan et al. (1993).

DESCRIPCIÓN E INTERPRETACIÓN DEL ESTRATOTIPO DE LA FORMACIÓN CUESTA DEL VIENTO

La Formación Cuesta del Viento está integrada en su perfil tipo (Fig. 3) por un 74 % de brechas, 17 % de fangolitas y un 9 % de areniscas y conglomerados polimícticos (Cuadro 2). A éstos debe agregarse la presencia de al menos dos niveles de limolitas  tobáceas  dispuestas  en  el  tercio superior de la unidad.

Figura 3: Perfil sedimentario de la Formación Cuesta del Viento en la margen sur del Río Jáchal, valle de La Tranca.

Para una más clara descripción de la Formación Cuesta del Viento su estratotipo fue dividido  en  5  asociaciones de  facies (Cuadro 3) que se describen a continuación.

CUADRO 3: Asociaciones de facies, litofacies e interpretación paleambiental de la Formación Cuesta del Viento.

Asociación de facies 1 (brechas desorganizadas)
El  aspecto general de esta  asociación es mayormente desorganizado, en todas  las litofacies dominan los clastos angulosos a muy angulosos de metasedimentitas y volcanitas de  la Formación Yerba Loca. La litofacies  de  mayor  abundancia  corresponde a brechas masivas matriz-soportadas que se presentan en bancos de entre 30 y 60 cm de espesor (litofacies Bmm). Esta  litofacies  presenta  clastos  de  hasta 20 cm de diámetro máximo (Fig. 4a), aunque su moda es de 5 cm (Fig. 4b), inmersos en una abundante matriz pelítica (entre 30 y 50 %).

Figura 4: a) Litofacies Bmm (brechas matriz soportadas masivas) gruesa; b)vista general de la asociación de facies 1; c) detalle de los conglomerados polimícticos de la asociación de facies 3; d) canales conglomerádicos sobre las litofacies arenosas de la asociación de facies 4 (arreglo grano y estratocreciente, cada segmento de la barra mide 50 cm); e) superficie erosiva entre la asociación de facies 4 y la 2; f) asociación de facies 5, fangolitas en bancos tabulares y brechas monomícticas (observar los ciclos grano y estratocreciente, cada segmento de la barra mide 50 cm).

En  menor  proporción  se  identificaron cuatro litofacies de brechas clasto-soportadas, las que difieren básicamente en su ordenamiento  interno  y  la  geometría de sus bancos (Bcm, Bci, Bsm y Bsl, Cuadro 1). Las parabrechas clasto-soportadas (Scasso y Limarino 1996) masivas (Bcm) e imbricadas (Bci, Fig. 4b) siguen en abundancia a las brechas matriz soportadas masivas (Bmm). Portan clastos de hasta 25 cm y se estratifican en bancos lenticulares de hasta medio metro de espesor. Es interesante la presencia de brechas masivas con escaso o nulo porcentaje de matriz (Bsm) que forman litosomas lobulados de escasa continuidad  lateral (hasta 50 cm). Por último,  se encuentra  la  litofacies de brechas  clasto-soportadas  sin  o  con  escasa proporción  de  matriz  y  fábrica  planar (Bsl), que se presentan en bancos de pocos clastos de espesor y que, en ocasiones, grada lateralmente a la litofacies Bsm. Al  conjunto descripto debe  agregarse  la esporádica  presencia  de  areniscas  gravillosas masivas (SGm) en bancos tabulares de hasta 4 cm de espesor, esta unidad conforma menos del 2 % de la asociación.
La asociación de facies 1 (Brechas desorganizadas) es  interpretada como depositada en un ambiente de abanicos coluviales (Bilkra y Nemec 1998) dominados por flujos  de  gravedad  (Suriano  y  Limarino 2009), debido  a  la  importante participación de flujos hiperconcentrados cohesivos,  la presencia de  canales  alimentadores y de depósitos de  tamiz. No  se descarta la interacción con taludes representados por las brechas más finas con escaso  o  nulo  contenido  de  matriz.  En  su conjunto esta asociación de facies representa  la  sedimentación  en  un  ambiente pedemontano proximal.
Dentro de este esquema la litofacies Bmm es interpretada como depositada a partir de flujos de detritos cohesivos (Nemec y Postma 1993), debido a su matriz pelítica y su carácter matriz-soportado. Las intercalaciones lenticulares de brechas clastosoportadas son  interpretadas como producto de la acción de flujos fluidos canalizados (litofaces Bcm y Bci, Collinson y Thompson 1989). Por último los depósitos clasto-soportados con escaso o nulo contenido de matriz  (Bsm y Bsl) probablemente  sean  el  producto  de  depositación en masa por pérdida de competencia (depósito de tamiz). Las litofacies brechosas  sin matriz  pueden  también  pueden resultar de deslizamientos de detritos secos (dry debris slides; Pérez 1998).

Asociación de facies 2 (brechas estratificadas)
Esta asociación esta compuesta por parabrechas con clastos angulosos de filitas y volcanitas  y,  en menor  proporción,  por pelitas y areniscas. Dominan  las brechas clasto-soportadas,  que  se  encuentran  en bancos  lentiformes,  a  veces  amalgamados, y con clastos de hasta 15 cm de diámetro máximo,  aunque  predominan  los de  7  cm.  Internamente  los  bancos  pueden mostrar imbricación de clastos (Bci), estratificación  entrecruzada  tabular  planar  (Bcp) o  ser macizos  (Bcm). En menor proporción  se presentan bancos  tabulares de brechas matriz-soportadas masivas (Bmm) o con fábrica plana de clastos (Bml), caracterizada por la disposición del plano de máxima proyección de  los clastos paralelos  a  la base  del banco  (Bml). Las  brechas matriz  soportadas muestran clastos de hasta 25 cm de diámetro máximo.  En  ocasiones  se  intercalan  escasos niveles  de  areniscas  gravillosas  y  areniscas gruesas los que se hacen más importantes hacia el tope del perfil (Fig. 3). Las primeras poseen clastos angulosos y subangulosos, y se presentan con estratificación entrecruzada tabular planar o masivas  (SGp y SGm), mientras que  las areniscas masivas o con laminación horizontal (litofacies Sm y Sh).
Se intercalan entre las litofacies arriba descriptas niveles de fangolitas, en ocasiones como cortinas de pocos cm de espesor y otras  veces  en bancos potentes  y  continuos lateralmente (litofacies Fm y Fl).
Esta asociación es interpretada en su conjunto como depositada en un sistema multicanalizado gravo-arenoso, de baja sinuosidad y con participación de flujos hiperconcentrados. Podría  asimilarse  a un  intermedio entre los tipos entrelazados gravosos con flujos gravitatorios y poco profundo de Miall (1996, gravel-bed braided with sediment-gravity-flow deposits y shallow gravelbed braided). El principal aporte es de tipo local, ya que  las metasedimentitas y volcanitas  básicas  provienen  de  la  Formación Yerba Loca,  aflorante  en  la  Sierras de la Tranca y de Caracol.
El contexto geomórfico en que este sistema  fluvial  se  desarrolló  varía  según  su ubicación  en  el perfil  y  relación  con  las otras asociaciones de facies. Así esta asociación  podría  corresponder  al  sector proximal  de  un  sistema  río  colector-conoide  (Suriano y Limarino 2009) o a un sistema de redes entrelazadas asociadas al piedemonte. Cuando esta unidad aparece en  el  sector  basal  y  superior  del  perfil (Fig. 3), en estrecha  relación con  la asociación de  facies 1,  es probable que  corresponda a una red entrelazada gravosa con participación de flujos hiperconcentrados asociada a sistemas de piedemonte. Esto es debido a que no se observa la asociación con depósitos de conoide (Suriano y Limarino 2009) o de endicamiento. En cambio, en los afloramientos de la asociación de facies 2, que se encuentran en  el  sector medio  del  perfil  (Fig.  3),  la frecuente  intercalación con depósitos de endicamiento, barreal y sistemas fluviales de  transferencia  (aquellos que atraviesan y conectan los valles intermontanos, véase asociación de facies 3) sugieren que se habrían  depositado  en  un  ambiente  de río colector, asociado a un sistema río colector-conoide (Suriano y Limarino 2009). Esto es reforzado con las paleocorrientes medidas  en  este  sector  que  indican  una dirección  de  transporte  hacia  el  norte-noreste (14º y 37º).
Dentro de este sistema de redes entrelazadas  dominan  las  litofacies  clasto-soportadas,  que  son  interpretadas  como producidas por flujos fluidos, debido a su fábrica  y  estructuras  sedimentarias  (Collinson y Thompson 1989). En particular aquellas  donde  se  observa  entrecruzamiento evidencia  la migración de barras gravosas transversales (Hein y Walker 1977; litofacies Bcp). Por  su parte  las brechas matriz-soportadas  (Bmm y Bml) son  interpretadas como depositadas por  flujos hiperconcentrados cohesivos (Bilkra y Nemec, 1998), debido a su fábrica y matriz pelítica. El material pelítico (litofacies Fm y Fl)  representa  la  etapa de decantación por desaceleración del flujo. Las intercalaciones  arenosas  corresponden  a  flujos fluidos,  depositadas  debido  a  la  migración de megaóndulas de  crestas  rectas o lecho plano (litofacies SGp y Sh, respectivamente) o por depositación en masa por pérdida de la competencia (Sm). Cuando las  pelitas  constituyen  espesos  paquetes tabulares son interpretadas como producto de decantación, en ambientes de baja energía,  representando  un  subambiente de planicie de inundación.

Asociación de facies 3 (Lentes de areniscas y conglomerados polimícticos)
La asociación de facies 3 (Lentes de areniscas  y  conglomerados polimícticos)  se encuentra  representada  por  ortoconglomerados  clasto-soportados  polimícticos (Scasso y Limarino 1996), areniscas y en menor proporción pelitas. Los clastos de los conglomerados alcanzan los 25 cm y son de volcanitas básicas y metasedimentitas verdes, que se presentan angulosos y subredondeados; y de granitos y volcanitas  ácidas  e  intermedias,  que  muestran mayor grado de redondeamiento (Fig. 4c). Los conglomerados presentan estructura masiva  o  imbricación  (litofacies Gcm  y Gci) y en algunos casos desarrollan estratificación horizontal  (Gch). Se disponen en lentes de entre 30 y 50 cm de espesor, que se amalgaman lateral y verticalmente formando niveles  tabulares. Asociados a los  conglomerados  se  encuentran  lentes de areniscas y areniscas gravillosas masivas  (litofacies  Sm,  SGm). Fueron medidas en los afloramientos coglomerádicos con  clastos  imbricados  paleocorrientes que  indican direcciones de  transferencia hacia el este noreste.
En ocasiones se intercalan, entre las lentes conglomerádicas y de areniscas gravillosas, bancos  tabulares de menos de un metro  de  espesor  de  areniscas-limosas masivas o finamente laminadas (litofacies Sm  y  Sh)  y  bancos  de  pelitas,  también masivas o laminadas (litofacies Fm y Fl). La asociación de facies descripta correspondería a sistemas fluviales multicanalizados de baja sinuosidad, con canales de distinta jerarquía. Los canales más importantes  se  encuentran  representados  por las  lentes conglomerádicas, mientras que lateralmente se encuentran  lentes arenosos de menor porte que caracterizan  los canales de menor jerarquía dentro del sistema fluvial. Podría ser intepretado como un sistema entrelazado gravoso con niveles topográficos definidos, tipo donjek (Williams y Rust 1969) o entrelazado gravoso  profundo  (Miall  1996,  deep,  gravel-bed braided river).
Las  lentes de conglomerados y areniscas fueron depositadas por  flujos  fluidos en una  red de  canales  fluviales multicanalizados, mientras que  los bancos areno-limosos  representan  etapas  de  crecientes que llegaban a áreas de planicie de inundación llevando arena a través de crecidas en manto (Hampton y Horton 2007). Las litofacies de granulometría más fina (Fl y Fm) representan la decantación en el tope de los canales abandonados o en áreas de planicie.

Asociación de facies 4 (Fangolitas en bancos tabulares y conglomerados polimícticos)
Esta unidad  se encuentra dominada por espesos  bancos  tabulares  de  fangolitas blanquecinas  a  amarillentas  que  se  presentan mayormente masivas y con menor frecuencia con laminación horizontal (litofacies Fm y Fl). En menor proporción se hallan bancos tabulares de areniscas finas  a medianas, masivas  o  con  laminación horizontal (Sm o Sh)  los que  incluyen  abundantes  concreciones  carbonáticas  y  esporádicos  niveles margosos. En las litofacies anteriormente descriptas son frecuentes  los  rasgos  de  bioturbación. Aparecen  también  areniscas  gravillosas con  estructura  entrecruzada  tabular planar (litofacies SGp) en bancos tabulares a lentiformes.
Por último, se presentan bancos lentiformes, a veces de techo plano y base cóncava  y otras biconvexos, de ortoconglomerados clasto-soportados   polimícticos (Scasso y Limarino 1996). Poseen clastos redondeados  tanto de granitos como de volcanitas ácidas e intermedias y angulosos a subredondeados de metasedimentitas verdosas, con tamaños de hasta 10 cm. Se presentan macizos, con estratificación entrecruzada tabular planar y con estructuras de corte y relleno (litofacies Gcm y Gcp).
Todas  las  litofacies hasta aquí descriptas se disponen en arreglos grano y estratocrecientes muy marcados como se muestra en la figura 4d.
Dentro de un marco más amplio esta asociación corresponde a depósitos de endicamiento lagunar, similares a los descriptos por Suriano y Limarino (2005) y Colombo et al. (2009) para el cuaternario de la región, esto es avalado por el dominio de  facies  finas que se  intercalan con depósitos canalizados de de procedencia extracuencal formando pequeñas barras de desembocadura asociadas a sistemas microdeltaicos.
Las pelitas (litofacies Fm y Fl) son interpretadas como producto de  la acción de crecidas  en  manto  de  bajo  régimen  de flujo  intercalando  periodos  de  decantación en un cuerpo de agua de escasa profundidad. Este  sistema correspondería a un  lago de tipo permanente, debido a  la ausencia  de  facies  evaporíticas  y  grietas de desecación  (May  et al. 1999). Esporádicamente llegaban a esta laguna corrientes de mayor energía en forma de mantos (sheetfloods,  Davis  1938)  depositando  las areniscas masivas  y  laminadas  (litofacies Sm y Sh). Por su parte el conjunto de areniscas gravosas con estratificación entrecruzada tabular planar y las litofacies conglomerádicas en arreglos grano y estratocreciente representan sistemas microdeltaicos  relacionados  a  la  desembocadura de canales en el cuerpo de agua. Estando así representadas las barras de desembocadura (SGp, Gcm y Gcp con geometrías plano convexas o biconvexas) y en algunos  casos  los  canales  alimentadores (Gcm,  Gcp  en  bancos  lenticulares  con estructuras de corte y relleno).
El tope de esta asociación de facies se encuentra  representado por una  superficie erosiva  de  alto  relieve  que  hace  que  la unidad pase lateralmente de espesores de 40 a 5 m en menos de 100 m. Sobre esta incisión se apoyan en geometría de solapamiento (onlap) parabrechas monomícticas de la asociación de facies 2 (Fig. 4e).

Asociación de facies 5 (Fangolitas en bancos tabulares y brechas monomícticas)
Dominan esta unidad bancos de hasta 8 m de espesor de pelitas blanquecinas, que se  presentan  principalmente  masivas, aunque  en  ocasiones  muestran  laminación horizontal u ondulítica (litofacies Fm, Fl  y  Fr). En  algunos  casos  se  observan estructuras de grietas de desecación.
Intercaladas con las pelitas aparecen areniscas finas y parabrechas monomícticas clasto-soportadas  (Scasso  y  Limarino 1996) en arreglos grano y estrato crecientes (Fig. 4f). Las areniscas se presentan en bancos tabulares a lentiformes, macizas y en menor  proporción  laminadas  (litofacies Sm y Sh), exhibiendo importante bioturbación. Las parabrechas  forman bancos lentiformes, con estructuras de corte y relleno, macizas o estratificación entrecruzada en artesa (litofacies Bcm y Bct). Los clastos tienen hasta 30 cm de diámetro máximo y están compuestos metasedimentitas  angulosas  siendo  notable  la ausencia de clastos graníticos.
Esta asociación es interpretada como un sistema de barreal  intramontano y  lóbulos  areno-gravosos;  sistema  lacustre  efímero cerrado (Einsele 2000) o playa (Tunbridge  1984).  Las  pelitas  se  interpretan como depositadas por decantación o crecidas en manto asociadas a un cuerpo de agua de escasa profundidad intermitentemente expuesto, lo que se evidencia en la presencia de grietas de desecación. A este sistema llegaban corrientes posiblemente efímeras que se explayaban en forma no confinada  (sheetfloods; Davis  1938  y  Bull 1997),  generando  los  bancos  arenosos macizos cuya progradación origina ciclos grano y estrato crecientes. Este arreglo es interpretado como un barreal en un sector transicional de la planicie fangosa a la arenosa  (mudflat  a sandflat;  Tunbridge 1984). Por encima se encuentran lóbulos gravosos  formados  por  brechas  monomícticas (Bcm y Bct) que corresponden a sectores  más  proximales  del  cuerpo  de agua e indican un aporte de tipo local de los  sistemas  montañosos  circundantes (Hanford 1982). Algunos de los ciclos culminan con depósitos que corresponden a canales alimentadores de los lóbulos gravosos, representados por brechas lenticulares con base erosiva.

MODAS DETRÍTICAS DE LAS PSEFITAS DE LA FORMACIÓN CUESTA DEL VIENTO

Como se ha mencionado anteriormente, con el fin de determinar las áreas de aporte de  la Formación Cuesta del Viento  y teniendo en cuenta que  la unidad se encuentra  básicamente  formada  por  conglomerados y brechas, se realizaron conteos de clastos en bancos psefíticos (Cuadro 4). Los litotipos mayoritarios reconocidos dentro de esta unidad (Cuadros 4 y 5) corresponden a filitas y pizarras (Lm), volcanitas básicas (Lvb) y plutonitas ácidas  (Lpa,  principalmente  granitos).  En menor  proporción  se  encuentran  volcanitas  ácidas  (Lva,  mayormente  riolitas), volcanitas  intermedias  (Lvi,  incluyendo andesitas y dacitas), areniscas pardas y verdosas (Lss) y cuarzo, junto a escasos fragmentos de caliza.

CUADRO 4: Conteos realizados sobre la fracción psefítica de la Formación Cuesta del Viento.

CUADRO 5: Conteos realizados con las áreas de aporte reconstituidas.

Desde el punto de vista composicional, y teniendo en cuenta el tipo de matriz, pueden verse dos grandes grupos de psefitas (Fig. 5a). Por un lado, dominan las parabrechas monomícticas (la mayoría de los conteos de las asociaciones de facies 1, 2 y 5). En menor proporción se encuentran ortoconglomerados polimícticos (asociaciones de facies 3 y 4). En el cuadro 5 se propone  un  diagrama  binario  que,  utilizando litotipos marcadores, evalúa la contribución relativa de la Cordillera Frontal y  la  Precordillera  como  áreas  de  aporte (según las reconstrucciones paleogeográficas  de  Jordan  et  al. 1993,  Cardozo  y Jordan 2001, Jordan et al. 2001 y Alonso et al. 2011). En el eje vertical del diagrama se  incluyen aquellos clastos  interpretados como índices del aporte de la Cordillera Frontal  que  son  agrupados  en  la asociación  volcánica  (AV).  Esta  asociación  se  caracteriza  por  una  importante participación de volcanitas ácidas (Lva) e intermedias  (Lvi)  junto  a plutonitas  ácidas  (Lpa)  las  que  derivan  de  unidades eruptivas  de  diferente  edad  que  forman gran parte de macizo andino a  la  latitud analizada.  Son  ploteados  en  el  eje  horizontal los clastos agrupados en la asociación metasedimentaria (AM), en la que se reúnen  los  clastos  de  metamorfitas  de bajo grado (Lm) y volcanitas básicas (Lvb), interpretados  como  provenientes  de  la Formación Yerba Loca  (aflorante en  los cordones  precordilleranos).  Los  clastos que  pueden  poseer  tanto  aporte  de  la Cordillera como de Precordillera, tal es el caso del cuarzo y las calizas, no han sido utilizados como marcadores.

Figura 5: a) diagrama triangular (Q:F:L), b) Diagrama que muestran la relación entre el aporte de cordillera frontal (AV) y el precordillerano (AM).

Como puede verse en las figuras 5a y b, si bien  la  Precordillera  fue  en  general  la principal  área  de  aporte  (AV/AM<0,1), existen  intervalos  estratigráficos  acotados  donde  se  incrementa  notablemente la  presencia  de  clastos  derivados  de  la Cordillera Frontal (AV/AM >0,5). La variación  señalada  refleja  que  si  bien  la cuenca  recibió  mayoritariamente  aporte de  los  sistemas  pedemontanos  de  la Precordillera, eventualmente esta unidad orográfica fue cortada en forma transversal  por  sistemas  fluviales  que  transfirieron sedimentos desde el oeste (Cordillera Frontal y cuenca de Rodeo-Iglesia).
Como ya ha sido propuesto por distintos autores (Valloni 1985, Ingersoll et al. 1993, entre otros) el análisis de las modas detríticas debe a su vez ser relacionado con el estudio paleoambiental de la unidad. Así, en  la figura 6 se combinan ambas características  para  la  Formación  Cuesta  del Viento. Como  allí puede observarse,  las asociaciones de facies 1 y 2 se encuentran dominadas por  clastos metamórficos de bajo  grado  y volcanitas básicas pertenecientes  al  aporte  precordillerano  (AM> 95 % en  los conteos 101, 102, 104, 106 107, 108, 112, 113, 114 y 115). Por otra parte  aquellos  conteos  realizados  sobre las asociaciones de facies que representan a  sistemas  de  transferencia  que  aportan material desde la Cordillera Frontal (asociaciones 3 y 4, conteos 103, 105, 109 y 110)  presentan mayor  proporción  de  la asociación dominada por plutonitas  (AV /AM >0,5). Es  importante destacar que en el perfil analizado el punto de conteo 111 (asociación de facies 2), muestra una muy alta proporción de clastos de la asociación de Cordillera Frontal (AV/AM0,5). Esta  anomalía  se  corresponde  con  una superficie de incisión que erosiona depósitos  previos  pertenecientes  a  la  asociación de facies 4 (Figs. 4e y 6) lo que genera el reciclado de clastos de  la asociación AV  junto  con  el  aporte  local  (asociación AM). Esto genera que el punto 111 sea el único conteo que sale de la tendencia general en los gráficos de la figura 5a y b.

Figura 6: Esquema (no a escala) de la distribución de asociaciones de facies de la Formación Cuesta del Viento, junto con su interpretación paleoambiental. A la izquierda se observan los porcentajes de las distintas asociaciones de clastos presentes dentro de cada unidad (AV: asociación dominada por volcanitas ácidas y granitos; AM: asociación dominada por metasedimentitas y volcanitas básicas, NE: aporte no especificado).

EVOLUCIÓN PALEOAMBIENTAL DE LA FORMACIÓN CUESTA DEL VIENTO

La  evolución  de  la  sedimentación  de  la Formación Cuesta del Viento estuvo fuertemente  influenciada  por  la  importante actividad tectónica relacionada al levantamiento de la Precordillera (Fig. 7). La base de esta unidad se halla formada por un potente  espesor  de  brechas,  que  fueron depositadas en ambientes de abanicos coluviales  dominados  por  flujos  de  gravedad (asociación de facies 1, Brechas desorganizadas, Fig.7a). Estos  abanicos,  caracterizados por un aporte  local  (asociación AM),  se  formaron  en  respuesta  al ascenso de la sierra de La Tranca. El ascenso de esta sierra se relaciona al corrimiento homónimo que constituía el frente orogénico de la cuenca de antepaís del Bermejo (Jordan et al. 1993). El inicio de la actividad de  los corrimientos fue propuesto por diversos autores a  los 20 Ma (Jordan et al. 1993; Cardozo y Jordan 2001, Jordan  et  al. 2001  y Alonso  et  al. 2011), debido  principalmente  a  la  correlación con el comienzo de la depositación de la Formación  Cuesta  del  Viento.  Simultáneamente, a espaldas del corrimiento en la  cuenca  de  piggyback de Rodeo-Iglesia, se depositaron delgadas fajas de brechas que  representan  los  afloramientos  más occidentales  reconocidos  de  la  Formación Cuesta del Viento. Cabe aclarar que el término piggyback es usado en este trabajo en el sentido original de Ori y Friend (1984), similar al de Talling  et al. (1995), Jordan  (1995)  y  Wagerich  (2001)  entre otros.

Figura 7: Modelo de evolución paleogeográfica de la Formación Cuesta del Viento.

Los  depósitos  de  piedemonte  anteriormente descriptos (asociación de facies 1) fueron  progresivamente  reemplazados por  sistemas  fluviales  entrelazados  (asociación  de  facies  2,  Brechas  estratificadas),  indicando el desarrollo de sistemas pedemontanos de menor pendiente  (Suriano y Limarino 2009) probablemente ligados  a  un  período  de  calma  tectónica (Fig. 7b). La asociación de facies 2 se encuentra dominada por aporte de tipo local (asociación AM), esto refuerza su interpretación como un sistema pedemontano.
La asociación de facies 3 (Lentes de areniscas  y  conglomerados polimícticos)  se caracteriza  por  un  brusco  cambio  en  la composición de los clastos ya que domina  la  procedencia  de  cordillera  (asociación AV). Este cambio litológico permite suponer  que  sistemas  fluviales  provenientes del oeste atravesaron  la sierra de La Tranca, transfiriendo sedimentos desde la cuenca Rodeo-Iglesia a la cuenca de antepaís (Fig. 7c).
Los  factores  que  condicionaron  la  progradación de cuñas clásticas desde el oeste  pueden  ser  de  variada  naturaleza,  incluyendo  desde  cambios  en  los  perfiles de equilibrio de  los sistemas fluviales de transferencia hasta el progresivo  llenado de  la vecina cuenca de Rodeo-Iglesia,  lo que  hubiera  conducido  al  by-pass sedimentario hacia el antepaís. Cabe destacar que a través del perfil se produce una recurrente intercalación entre la asociación de facies de brechas estratificadas (2) y la de  lentes  de  conglomerados  y  areniscas (3), que indicaría la interacción entre sistemas pedemontanos y sistemas de transferencia (aquellos que atraviesan las cuencas en sentido  transversal). Esta  interacción se encuentra reflejada en la marcada diferencia  composicional  entre  ambas asociaciones.
La  asociación de  facies 4  (Fangolitas  en bancos  tabulares  y  conglomerados  polimícticos) representa una importante discontinuidad  en  el  relleno  de  la  cuenca. Los  depósitos  dominantemente  brechosos  y  conglomerádicos  de  las  asociaciones  de  facies  1,2  y  3  son  reemplazados bruscamente por acumulaciones de sedimentos finos interpretados como un sistema de endicamiento lagunar y barras de desembocadura  (asociación de  facies  4).
Las causas de este abrupto cambio en los patrones sedimentarios no son claras, aunque no debería descartarse que se vinculen al domamiento de la sierra de Caracol al migrar el frente orogénico hacia el este. Lo dicho es consistente con  la actividad tectónica propuesta para el área de Caracol entre los 21 y 18 Ma por Jordan et al. (2001).  Este  alto  topográfico  generaría un  aumento  local  en  el  espacio  de  acomodación a espaldas de la estructura, dando lugar a la depositación de sedimentos finos  (asociación de  facies  4)  entrampados entre láminas de corrimiento (Fig. 7d). Si esta suposición es correcta, la base de la asociación de facies 4 estaría marcando el pasaje de una cuenca de antepaís a una piggyback (Fig. 7d).
El  sistema  de  endicamiento  antes  descripto  (asociación  de  facies  3,  lentes  de areniscas  y  conglomerados polimícticos) es cubierto, a través de una superficie erosiva  de  alto  relieve,  por  brechas monomícticas correspondientes a redes fluviales  entrelazadas  probablemente  relacionadas a sistemas de río colector-conoide (recurrencia de  la asociación de facies 2, brechas  estratificadas).  Estos  depósitos evolucionan verticalmente a brechas desorganizadas  sedimentadas  en  am-bientes pedemontanos (segunda recurrencia de la asociación de  facies 1, Brechas desorganizadas). El pasaje de depósitos de endicamiento (asociación de facies 4) a sistemas de río colector-conoide (recurrencia de la asociación de facies 2) y finalmente brechas de ambientes pedemontanos forman una secuencia marcadamente granocreciente,  relacionada  a  una  mayor  eficiencia en el sistema de transferencia. Esta  evolución  podría  estar  relacionada  a actividad tectónica creciente en frente de corrimientos  (alzamiento de  la  sierra de Caracol) y ajustes del sistema de transferencia al nuevo nivel de base generado en el antepaís.
Posteriormente se instaura un sistema de barreal (Fig.7e) correspondiente a la asociación de facies 5 (Fangolitas en bancos tabulares  y  brechas monomícticas),  que probablemente  indica  un  cierre  de  la cuenca por un pulso de ascenso de la sierra de Caracol, tal como ha sido reportado para bolsones intramontanos con sistema de transferencia ausente (Suriano y Limarino  2009).  Esta  interpretación  se basa en la presencia de depósitos finos y la facies gruesa compuesta por aporte local. Finalmente los depósitos gruesos que cubren a las facies de barreal (asociación de facies 2, Brechas estratificadas) señalarían una progradación de cuñas  aluviales provenientes  de  las  sierras  (aporte  local AM).

CONCLUSIONES

El ordenamiento  litoestratigráfico de  las unidades pre y sinorogénicas del área precordillerana,  así  como  su  evolución  y  la definición de las áreas de aporte es de suma  importancia en  la evolución del orógeno andino. Se define en este trabajo la Formación  Cuesta  del  Viento,  una  unidad formada principalmente por brechas monomícticas y dos espesas intercalaciones pelíticas. En menor proporción participan conglomerados polimícticos y areniscas.
El perfil tipo de esta unidad se establece en  el  sector  occidental  del  valle  de  La Tranca, en las cercanías de la margen sur del  río  Jáchal,  su  estratotipo  posee  su base a los 30°13'03'' de latitud S y 69°00' 03''  de  longitud O  y  alcanza  516 m,  de potencia.
El estudio de la composición de los clastos de conglomerados y brechas de la Formación Cuesta del Viento permitió reconocer dos asociaciones principales: 1)  la asociación  de  aporte  de  Precordillera (AM) dominada por de clastos filitas, pizarras y volcanitas básicas y 2) la asociación de aporte de Cordillera Frontal (AV) constituida por fragmentos de rocas volcánicas ácidas e intermedias y plutónicas. Desde el punto de vista paleoambiental la Formación Cuesta del Viento puede  ser dividida en cinco  asociaciones de  facies. Las  dos  primeras  corresponden  a  parabrechas monomícticas, con mayor o menor participación de parabrechas matriz-soportadas, que se  interpretan como depositadas en un ambiente de abanicos coluviales y en sistemas fluviales con redes entrelazadas La asociación de facies 3 señala la transferencia de sedimentos desde la vecina cuenca Rodeo-Iglesia por sistemas entrelazados que incidieron la Sierra de la Tranca. Sistemas lagunares y de playa lake, dominados por sedimentación de grano  fino,  se encuentran  representados en las asociaciones de facies 4 y 5.
La Formación Cuesta del Viento fue depositada en una cuenca de antepaís (estado inicial de la cuenca Bermejo) que evolucionó  a  una  cuenca  intramontana  de piggyback (aquí denominada cuenca de La Tranca)  al  producirse  la  migración  del frente orogénico hacia el este.

AGRADECIMIENTOS

Los autores de este  trabajo desean agradecer al Departamento de Ciencias Geológicas de  la Universidad de Buenos Aires por su apoyo logístico en las tareas de gabinete y campo. Agradecemos también a los árbitros, C. Del Papa y F. Dávila, cuyos comentarios ayudaron a mejorar este manuscrito. Estas investigaciones fueron financiadas gracias a PICT-00375 y UBACyT X119.

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Recibido: 18 de agosto, 2010.
Aceptado: 21 de marzo, 2011.