ARTÍCULOS

Evolución de la arquitectura fluvial en sucesiones del Plioceno-Pleistoceno del centro-este de Argentina (aloformación Punta San Andres)

 

Elisa Beilinson

Centro de Investigaciones Geológicas (CONICET - UNLP), La Plata, Argentina. E-mail: beilinson@cig.museo.unlp.edu.ar

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Resumen
Los depósitos de la Aloformación Punta San Andrés (Plio-Pleistoceno), registran la evolución de diferentes estilos de sistemas fluviales. Durante la primera etapa de la misma evolución, se desarrollaron sistemas de carga mixta, con canales de baja sinuosidad y alta participación de depósitos de planicie de inundación. Durante la segunda etapa, se verificó el cambio hacia un sistema de canales de mayor sinuosidad, entrelazados, donde los depósitos de planicie de inundación no tuvieron tanto protagonismo. Finalmente, la tercera etapa se caracterizó por el desarrollo de un sistema fluvial entrelazado clásico, sin preservación de depósitos de planicie de inundación. Durante la acumulación de la Aloformación Punta San Andrés, la glacioeustacia en asociación con el clima condicionó directamente el balance entre la tasa de generación de acomodación y el aporte sedimentario. Sin embargo, el análisis comparativo de los diversos índices e indicadores (arquitectura fluvial, paleosuelos, etc.) ha mostrado una variabilidad para los sistemas bajo estudio la cual puede asignarse a diferentes jerarquías de procesos. De esta manera, se identificaron ciclos de agradación fluvial representados por una alternancia de alta frecuencia entre paleosuelos vérticos y cálcicos. En este caso las fluctuaciones en el nivel de base fueron las responsables de los cambios cíclicos en la tasa de generación de espacio de acomodación y de aporte sedimentario. La evolución de los sistemas depositacionales identificados puede asignarse a ciclos de mayor jerarquía, los cuales controlaron el diseño del drenaje mediante cambios en el espacio de acomodación y representan cambios en la tasa de generación de espacio de acomodación relacionados a cambios glacieustáticos de escala global.

Palabras clave: Arquitectura fluvial; Controles; Plioceno; Pleistoceno; Argentina.

ABSTRACT
Evolution of fluvial architecture in a Pliocene-Pleistocene succession of east-central Argentina (Punta San Andrés Alloformation). The deposits of the Punta San Andrés Alloformation (Plio-Pleistocene) register the evolution of different styles of fluvial systems. During the first stage of this evolution, a mixed-load system was developed which included low-sinuosity channels and a high participation of floodplain deposits. During the second stage the system shifted towards a higher sinuosity, braided fluvial system where the floodplain deposits didn't have so much participation. Finally, the third stage was characterized by the development of a classic braided fluvial system, without any preservation of floodplain deposits. During the Punta San Andrés Alloformation accummulation, glaci-eustatic changes and climate exerted a fundamental control on the balance between generation of accommodation space rate and sedimentary supply. Nevertheless, comparative analysis of the diverse indicators (fluvial architecture, paleosols, etc.) has shown a strong variability for the studied depositional systems that can be assigned to different process hierarchies. In this way, fluvial aggradational cycles are represented by high-frequency alternation between calcic and vertic paleosols. In this case, base level fluctuations were responsible for the cyclic accommodation rate - sediment supply change. The evolution of the identified depositional systems can be assigned to higher-order cycles, which controlled drainage design by changes in accommodation space and represents changes in the rate of generation of accommodation space linked to glaci-eustatic changes at a global scale.

Keywords: Fluvial architecture; Controls; Pliocene; Pleistocene; Argentina.

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INTRODUCCIÓN

Para el estudio de la evolución de los sistemas fluviales, es necesario realizar una descripción detallada de la geometría de los cuerpos de roca que los conforman, su arreglo interno y sus relaciones laterales y verticales, así como también es necesario establecer e identificar las facies sedimentarias que los conforman y los procesos sedimentarios que ellas representan. Toda esta información permite interpretar tasas de acumulación y de subsidencia, así como los controles internos y externos que condicionan el desarrollo de los sistemas y cuencas sedimentarias (Muñoz et al. 1992 Reading y Levell 1996, Miall 2006). El área centro-este de Argentina se encuentra cubierta por grandes extensiones de depósitos eólicos del Cenozoico tardío (Fig. 1a), frecuentemente intercalados con paleosuelos (Iriondo 1999, Zárate et al. 2002) y que quedan comprendidas dentro de la provincia geológica de la Llanura Chaco-bonaerense (Fig. 1a). En este contexto, sólo la provincia geológica de Tandilia, conformado por un basamento de edad mesoproterozoica y con una cubierta sedimentaria de edad paleozoica inferior- neoproterozoica (Fig. 1a) y la provincia geológica de Ventania, compuesta por sedimentitas del Ordovícico-Pérmico, sobresalen topográficamente en la región (Fig. 1a). Cada una de estas provincias geológicas posee su propia historia estructural y estratigráfica.

Figura 1: Mapas de ubicación. a) Mapa de la provincia geológica de Tandilia. Modificado de Dalla Salda et al. (2005). b) Mapa de ubicación del área de estudio y su contexto geográfico. Modificado de Zárate (1989).

En la actualidad, toda la zona costera de la provincia de Buenos Aires, que constituye el área de estudio del presente trabajo, se encuentra geotectónica y estructuralmente enmarcada en el margen continental argentino, el cual fue definido como un típico margen pasivo de placa inferior con un antiguo basamento y gruesa corteza continental, cuya evolución fue controlada por discontinuidades corticales y sistemas extensionales transversales que originaron cuencas de rift (tipo aulacogénicas) con escaso magmatismo basáltico (Ramos 1996, Parker et al. 2008). Además, ese ámbito estuvo sujeto a basculamientos condicionados por equilibrio isostático y sobrecarga sedimentaria, que produjo los depósitos post-miocenos cuya acumulación se vio favorecida por la alta dinámica sedimentaria resultante del ascenso de la cordillera andina (Turic et al. 1996, Parker et al. 2008).
La cubierta sedimentaria cenozoica argentina, especialmente aquellos depósitos que afloran en la provincia de Buenos Aires (Fig. 1a), ha sido objeto de numerosos estudios del punto de vista geomorfológico y climático (Frenguelli 1928, 1950, Zárate 1989, 2003, 2005 entre muchos otros). Sin embargo, dada la mala calidad y escasez de sus afloramientos, no son muchas las localidades donde se han podido realizar estudios sedimentológicos detallados de los 80 a 200 metros (Ramos y Kostadinoff 2005, Zárate com. pers.) de depósitos que la conforman y que se acumularon entre el Mioceno tardío (circa 12-11 Ma) y la actualidad (Zárate 2005). En cuanto al esquema estratigráfico de la zona de estudio, si bien son variadas las propuestas litoestratigráficas (Ameghino, 1908 y Kraglievich, 1953, 1953, 1959), Zárate (1989) consideró que no eran válidas, ya que las unidades definidas se apartaban de las recomendaciones del Código de Nomenclatura Estratigráfica Argentino (1992) en cuanto a que no había una diferenciación litológica clara entre las unidades, las mismas se habían definido parcialmente sobre la base de su contenido faunístico y además no eran mapeables a escala 1:25000. Por otra parte, Zárate (1989) efectúa una propuesta aloestratigráfica, que consiste en la división de la sección en unidades limitadas por discontinuidades. Según este autor, las superficies de erosión (paleocanales) y las de no depositación (paleosuelos y niveles de costras calcáreas) presentan una gran extensión lateral que los hace identificables a lo largo de todo el frente acantilado. Por tal motivo, considera que el uso de discontinuidades como límite de unidades es muy apropiado y es a la vez el que más contribuye a esclarecer el panorama estratigráfico, además de cumplir con el requisito de mapeabilidad a escala 1:25.000. En dicho marco, la Aloformación Punta San Andrés, definida por Zárate (1989), comprende depósitos plio-pleistocenos que afloran a lo largo de las barrancas costeras entre las ciudades de Mar del Plata y Miramar (Fig. 1b). Está compuesta por aproximadamente 18 metros de rocas sedimentarias de origen fluvial, distal y proximal (Zárate 1989, Beilinson, 2011). Las características geográficas de los afloramientos resultan de excepcional utilidad para el reconocimiento de elementos arquitecturales y por lo tanto representan una buena localidad de estudio para responder al objetivo central de este trabajo que trata de establecer cuál fue la evolución de los sistemas fluviales y su arquitectura durante el Cenozoico tardío y cuáles fueron los posibles controles sobre dicha evolución.

UBICACIÓN REGIONAL Y CARACTERES PRINCIPALES DE LA ALOFORMACIÓN PUNTA SAN ANDRÉS

El área de estudio se encuentra entre los 38° 07'- 38° 16' S y los 57º 31'- 57º 50' O (Fig. 1b). La zona analizada se encuentra en el extremo sudeste de la Provincia Geológica de Tandilia (Fig. 1a), que se caracteriza por un conjunto de sierras y cerros alineados en sentido NO-SE, que abarcan aproximadamente 350 km de largo y un ancho de 60 km en su parte central (Cingolani 2005).
La base de la Aloformación Punta San Andrés corresponde a una superficie de discontinuidad erosiva que trunca las pelitas pliocenas de la Aloformación Punta Martínez de Hoz (Figs. 2, 3) mientras que el techo de la unidad bajo estudio está representado por una superficie de discontinuidad erosiva que la pone en contacto con los depósitos psamíticos del Pleistoceno tardío-Holoceno de la Aloformación Arroyo Lobería (Fig. 3).

 

Figura 2: Depósitos de la Aloformación Punta San Andrés. Las líneas punteadas indican el buzamiento (entre 3° y 5° al SO) de los estratos. En su base, la línea plena indica el contacto, de naturaleza erosiva, con la unidad infrayacente, la Aloformación Punta Martínez de Hoz.

Figura 3: Cuadro estratigráfico del Cenozoico tardío en la región pampeana. Cronoestratigrafía y polaridad magnética según la Comisión Internacional de Estratigrafía (Walker y Geissman, 2009). C1 y C2 indican los crones. Secciones en negro indican polaridad normal y secciones en blanco indican polaridad reversa.

La Aloformación Punta San Andrés comprende depósitos del Plioceno y Pleistoceno que se caracterizan por su geometría tabular y granulometría fina (limos loessoides y areniscas finas). Se ven interrumpidos frecuentemente por el desarrollo de cuerpos lenticulares de areniscas finas a conglomeráticas. Es frecuente también el desarrollo de paleosuelos con características cálcicas y vérticas. Las estructuras biogénicas son abundantes en algunos horizontes, y a veces llegan a obliterar las estructuras primarias. La Aloformación Punta San Andrés es muy rica en restos fósiles de mamíferos (Cione y Tonni 2005), los cuales han sido la base para el esquema bioestratigráfico del Cenozoico tardío del sur de América del Sur (Marshall 1985, Cione y Tonni 1995).

MATERIALES Y MÉTODOS

Los depósitos de la Aloformación Punta San Andrés tienen una actitud sub-horizontal, con una inclinación entre 3°-5° hacia el SO (Fig. 2). Si bien los afloramientos no superan los 10 metros de potencia, su continuidad a lo largo de 37 km de acantilados costeros permite elaborar una correlación directa entre los diferentes perfiles relevados. De esta manera se logró, mediante la integración de dichos perfiles parciales (relevados a escala de detalle 1:50) (Fig. 1b), un perfil compuesto donde se reflejan los 18 metros de espesor total que tiene la unidad bajo estudio (Fig. 4). El trabajo de campo incluyó también el muestreo paleontológico e icnológico. A partir de los perfiles realizados se definieron las principales facies sedimentarias y asociaciones de facies. Los paleosuelos reconocidos en la unidad bajo estudio se caracterizaron mediante el estudio macroscópico de los cambios en su estructura, presencia de moteado, nódulos y color. También se determinó el espesor de cada perfil de suelo identificado, el tipo de contactos que presentan, su composición mi turbación. Su clasificación fue hecha en base a la propuesta de Mack et al. (1993) para clasificación de paleosuelos. Como complemento de la descripción macroscópica se realizó un estudio micromorfológico de los diferentes paleosuelos. El análisis de los cortes delgados incluyó observaciones sobre porosidad, microestructura, rasgos pedológicos y sobre la distribución del material pelítico en la microfábrica del suelo siguiendo las pautas y terminología de Bullock et al. (1985).

Figura 4: Perfil sedimentológico integrado de detalle de la Aloformación Punta San Andrés. Se señala el emplezamiento de los diferentes tipos de paleosuelos, las facies sedimentarias y la correspondencia con las distintas secciones de la unidad.

Con la información recabada se efectuó la descripción y definición de la arquitectura de los litosomas, y se interpretaron y jerarquizaron las diferentes superficies de discontinuidad observadas. También se evaluó la relación entre los caracteres del registro, el aporte sedimentario y el espacio de acomodación. El análisis de la evolución arquitectural de los litosomas de textura gruesa se realizó a partir de la ubicación de los litosomas en el espacio, la definición de su morfología, las relaciones verticales y laterales con otros tipos de sedimentos, sus dimensiones (ancho/espesor), su continuidad lateral, las facies que lo constituyen y la distribución de las paleocorrientes. Por último, se realizó un estudio sobre los diseños de apilamiento y de interconexión entre los litosomas de textura gruesa (depósitos de relleno de canal).

ARQUITECTURA FLUVIAL

Análisis de facies
En la Aloformación Punta San Andrés se han encontrado desde facies conglomerádicas hasta pelíticas. Las características de estas litofacies y la interpretación de los procesos de acumulación se muestran en la cuadro 1. Las facies psamíticas son predominantes, aunque las facies pelíticas también son comunes. En muchas oportunidades estas últimas contienen horizontes cálcicos de origen pedológico, los que resultan muy útiles al momento de realizar correlaciones entre las diferentes secciones estudiadas ya que muestran una extensión lateral de cientos a miles de metros.

Arquitectura fluvial
El análisis de las facies sedimentarias constituyentes de los diferentes litosomas identificados, así como la relación espacial (tanto lateral como vertical) entre ellas, su geometría interna y externa, la distribución de paleocorrientes y la naturaleza y jerarquía de las superficies limitantes permiten identificar, para los depósitos bajo estudio, elementos arquitecturales. A su vez, los elementos arquitecturales pueden combinarse para definir los diferentes diseños de sistemas fluviales (Miall 1985, 2006). En la Aloformación Punta San Andrés se reconocieron dos tipos principales de elementos arquitecturales. El primero corresponde a depósitos de canal, ya sean ellos canales principales o canales secundarios (Fig. 5). El segundo está conformado por los elementos arquitecturales de planicie de inundación, tanto proximal (lóbulos de explayamiento) como distal (cuenca de inundación) (Fig. 5).

Figura 5: Esquema de los elementos arquitecturales identificados en la Aloformación Punta San Andrés. La jerarquía de las superficies limitantes se ha efectuado de acuerdo con el criterio establecido por Miall (2006).

Elementos de canal: Si bien este tipo de elemento está presente en todos los afloramientos (Fig. 4), su importancia y desarrollo varía lateral y verticalmente. Para la Aloformación Punta San Andrés se reconocieron diferentes tipos de elementos de canal según su escala y geometría (Fig. 5).
Canales principales: Se trata de cuerpos tabulares con amalgamación lateral y relleno multiepisódico, de 14 m a más de 90 m de ancho y 1,5 m a 3 m de potencia que están conformados por areniscas conglomeráticas, areniscas medianas a finas, areniscas limolíticas y conjuntos heterolíticos (Cuadro 1). La sucesión comienza con base erosiva (hasta 3 m de erosión), cóncava o irregular a la que se asocian conglomerados de la facies Gg (Fig. 6). Los sets de artesas individuales presentan un espesor variable entre 0,4 y 0,8 m, mientras que el espesor de los cosets está entre 1 y 1,5 m. En muchos casos, los límites de cosets están marcados por láminas de conglomerados. Suelen identificarse también superficies de acreción lateral con una estrecha vinculación a depósitos de planicie de inundación. Este tipo de litosoma se desarrolla en las secciones media y superior de la Aloformación Punta San Andrés, principalmente en esta última, donde es casi el único elemento arquitectural presente. Estos cuerpos se interpretan como el relleno de canales complejos (Friend 1983) con relaciones ancho/profundidad entre 15 y 35 que permiten denominarlos como canales en manto (Friend et al. 1979, Friend 1983, Gibling 2006) y que se habrían conformado por amalgamación de cuerpos menores y cuya forma se ha preservado parcialmente. Las paleocorrientes medidas en este elemento arquitectural a partir de los ejes de artesas indican flujos con una amplia dispersión que varían entre SE y SO, pero con una marcada moda al S-SE (Fig. 6). La superficie basal de este elemento arquitectural fue interpretada como de una jerarquía equivalente al 5° orden de Miall (2006).

CUADRO 1: Esquema de facies sedimentarias identificadas en la Aloformación Punta San Andrés. Modificado del esquema original de facies sedimentarias de Miall (2006).

 

Figura 6: Detalles del elemento arquitectural canal principal. a, b) Fotomosaico e interpretación. c) Sección medida en el campo correspondiente al perfil 4 en figura 1b y distribución de paleocorrientes. d, e, f ) Fotografías mostrando detalle de las facies que componen el relleno de los canales.

La interpretación de las facies que conforman el elemento arquitectural canal principal indica el predominio de megaóndulas tridimensionales generadas por corrientes de agua en canales con carga de fondo arenosa. El espesor de los sets entrecruzados sugiere canales relativamente profundos y fijos (Rust y Gibling 1990). Estos canales en manto se interpretan como el resultado de una sucesión de episodios erosivos alternantes con episodios de transporte y depositación de arena (Muñoz et al. 1992) mientras que su geometría indica canales que variaban su posición y que retrabajaban la planicie de inundación adyacente mediante repetidas avulsiones hacia nuevas posiciones (Nichols y Fisher 2007).
Canales secundarios: Este elemento arquitectural se encuentra representado por cuerpos acanalados simétricos y asimétricos, con base cóncava (superficie de 4° orden, Miall 2006) y techo plano-convexo (fajas o ribbons de Friend et al. 1979, Gibling 2006) (Figs. 5 y 7) y presentan una extensión lateral que varía entre 1 y 7 m y 0,88 a 2 m de potencia. Su relación ancho profundidad oscila entre 1 y 3,5. Este tipo de litosoma se encuentra rodeado por depósitos finos de planicie de inundación y se desarrolla mayormente en las secciones inferior y media de la Aloformación Punta San Andrés (Fig. 4). Las paleocorrientes medidas en este elemento arquitectural a partir de los ejes de artesas indican flujos con una dispersión que varía entre O y O-NO (Fig. 7). El desarrollo de este elemento arquitectural se da dentro de un contexto de depósitos finos, que lo rodean, encerrándolo. Esto permite interpretarlos como el relleno de canales poco móviles con agradación vertical dentro de la planicie de inundación (Ghosh et al. 2006, Fisher et al. 2007). Se interpreta que la potencia y la geometría de los canales así como su poca posibilidad de migración lateral se vieron fuertemente influidas por el alto grado de cohesividad del material sobre el que se desarrollaron, es decir, por el control litológico sobre los márgenes de los canales (Gibling 2006). Depósitos de planicie de inundación: Para el caso de los depósitos de la Aloformación Punta San Andrés, se pudieron diferenciar dos tipos principales de elementos arquitecturales de planicie de inundación (Fig. 5). Si bien este sistema de acumulación está presente en todos los afloramientos, su importancia y desarrollo varía verticalmente.

Figura 7: Detalles del elemento arquitectural canal secundario. a, b) Fotomosaico e interpretación. c) Sección medida en el campo correspondiente al perfil 5 en figura 1b y distribución de paleocorrientes.

Lóbulos de explayamiento: Constituidos por areniscas finas a medianas y areniscas limolíticas (Cuadro 1), estos cuerpos con geometría en cuña, de base plana a irregular y techo plano/convexo y neto, presentan una extensión de más de 1 km y hasta 2 m de potencia. Sus márgenes pasan gradualmente a depósitos de planicie de inundación con desarrollo de paleosuelos, usualmente protosoles y vertisoles (Fig. 8), mientras que pueden aparecer cortados por cuerpos canaliformes. Se observa una tendencia granocreciente entre los distintos estratos que conforman estos cuerpos, interpretados como pulsos de sedimentación (Smith y Pérez-Arlucea, 2008). Todas estas características llevan a interpretar a estos depósitos como la progradación de un lóbulo de explayamiento en una planicie aluvial (Smith et al. 1989, Davies-Vollum y Kraus 2001, Miall 2006). La jerarquía de las superficies limitantes del techo se establece como equivalente al 4° orden de Miall (2006).
Una de las características de estos depósitos de lóbulos de explayamiento es el desarrollo incipiente de paleosuelos vérticos y la aparición de restos vegetales y animales así como de bioturbaciones (Taenidium serpentinum, Beaconites coronus, Castrichnus incolumis, marcas de raíces y canales radicales, rizoconcreciones). Los rasgos pedogenéticos pobremente desarrollados en estos complejos, así como la presencia de paleosuelos con mayor grado de desarrollo relativo en los depósitos de planicie de inundación que los rodean, representan un contraste significativo entre depósitos relacionados con una alta tasa de acumulación (lóbulo de explayamiento) y depósitos relacionados con una tasa baja de acumulación (cuenca de inundación). Los lóbulos habrían estado activos durante períodos de crecidas y abandonados en períodos de bajante cuando la sedimentación por suspensión dominaba en las zonas más distales de la planicie (Bridge 2003, Ghosh et al., 2006).
La repetición de estas crecidas en un mismo lugar habría generado la agradación y progradación de los lóbulos (Ghosh et al. 2006). Los lóbulos de explayamiento, así como los canales de descarga, son importantes elementos dentro del ambiente fluvial, ya que su formación suele conllevar el desplazamiento de los canales principales a nuevos sectores de la planicie de inundación, es decir, a la avulsión de los mismos (Smith et al. 1989, Miall 2006).

Figura 8: Detalles de los elementos arquitecturales de Planicie de inundación. a, b) Fotomosaico e interpretación de depósitos proximales con geometría en cuña y su relación con las facies circundantes. c) Sección medida en el campo correspondiente al perfil 6 en figura 1b. d, e) Fotografías mostrando detalle de las facies sedimentarias constituyentes.

Cuenca de inundación: Los depósitos de cuenca de inundación están caracterizados por cuerpos tabulares, de gran extensión lateral (cientos a miles de metros) y con una potencia que varía entre 0,8 y 2 m. Suelen encontrarse intensamente pedogenizados, siendo la carbonatación el principal proceso. La naturaleza de sus superficies limitantes permiten asignarles una jerarquía equivalente al 4° orden de Miall (2006) e internamente se distinguen superficies planas, paralelas al techo y a la base, a las que se les asigna una jerarquía equivalente al 3° orden de Miall (2006). En el contexto de una cuenca de inundación, los sedimentos permanecen expuestos a la intemperie durante los períodos entre crecidas. Durante estos lapsos, actúan sobre ellos procesos de meteorización y pedogénesis. Para los depósitos de planicie de inundación distal de la Aloformación Punta San Andrés, los paleosuelos identificados son calcisoles y vertisoles. Dentro de este grupo quedan comprendidos todos aquellos depósitos finos que se formaron como consecuencia de decantación desde cuerpos de agua intermitentes y periódicos, producto de eventos de crecidas y desbordes de los canales fluviales.

Paleosuelos
Tal como indicaran Teruggi et al. (1974) y Zárate (1989), los paleosuelos representan un rasgo característico de los depósitos cenozoicos que afloran en la zona de estudio y permiten la correlación entre perfiles distanciados varios cientos de metros y hasta kilómetros. En base a los procesos pedológicos identificados se pudieron reconocer tres tipos básicos de paleosuelos: calcisoles, vertisoles y protosoles (Fig. 9).

Figura 9: Esquema de los paleosuelos identificados en la Aloformación Punta San Andrés. La jerarquía de las superficies limitantes se ha efectuado de acuerdo con el criterio establecido por Miall (2006).

Calcisoles: De acuerdo al grado de desarrollo relativo de los horizontes cálcicos, en los depósitos de la Aloformación Punta San Andrés se pueden diferenciar dos grupos de calcisoles. El primero incluye paleosuelos con buen desarrollo del perfil edáfico, pudiéndose encontrar la secuencia completa de estados morfológicos propuestos en 1985 por Machette (II, III, IV, V y VI; Fig. 10) o, en su defecto, sólo las morfologías más desarrolladas (estados IV, V y VI; Fig. 10). Es característico que el techo de estos estratos esté representado por una superficie erosiva y con rasgos de disolución. El segundo grupo incluye paleosuelos en los que la participación de los horizontes cálcicos también es importante, pero sólo se encuentran morfologías complejas, resultado de la coalescencia de nódulos (estados II o III de Machette 1985) y eventualmente el desarrollo de nódulos carbonáticos individuales, rodeados de material hospedante (estados I o II de Machette, 1985).

Figura 10: Perfiles con diferente grado de desarrollo de calcisoles. a, b, c) Perfiles con alto grado de desarrollo evidenicado por la presencia de morfologías IV, V y VI de Machette (1985). d) Calcisol vértico: la presencia de antiformes dentro del perfil se interpreta como vinculado a un alto contenido de argilominerales pedogenéticos. e) Calcisoles con perfiles de suelo poco desarrollados: morfologías I a IV de Machette (1985).

A pesar del gran uso que se hace de los términos "calcreta", "caliche" y demás sinónimos en la bibliografía especializada, ninguno de ellos cuenta a la hora de definir el orden de un suelo si nos atenemos a la Taxonomía de Suelos (Soil Survey Staff 1990). Para compensar este faltante, en su clasificación de paleosuelos Mack et al. (1993) proponen el Orden Calcisol, el cual queda representado por cualquier paleosuelo en el cual el rasgo pedológico principal es la presencia de un horizonte cálcico. Dicho esto, el presente paleosuelo puede clasificarse entonces como un calcisol. Vertisoles: Estos paleosuelos se caracterizan por la presencia de rasgos vérticos tales como slickensides, grietas de desecación y acumulación de material argílico iluviado (Figs. 11a a 11c) en cuerpos tabulares de arcilitas masivas (facies Fm) y areniscas limolíticas (facies Sl). Es frecuente encontrar también nódulos carbonáticos (Fig. 11d).

Figura 11: Ejemplos de los principales rasgos pedológicos en los vertisoles. a) Slickensides. b) Grietas de desecación. c) Microfotografía: evidencia de actividad de raíces. Canales micro y mesoscópicos con pátinas e hipo-pátinas de arcilla. d) Nódulo carbonático. e) Microfotografía: nódulo fuertemente impregnado de Fe (0,2 - 0,5 mm de diámetro). f) Trazas fósiles identificadas como Taenidium serpentinum y Castrichnus incolumis.

Si bien la presencia de carbonato en estos paleosuelos indica condiciones climáticas secas, la abundancia de impregnaciones y nódulos de Fe y Mn (Fig. 11e) es evidencia de que al menos durante algunos lapsos prevalecieron condiciones más húmedas (Demko et al. 2004). Cabe señalar, sin embargo, que los nódulos de Fe y Mn pueden haber correspondido a un período de menor temperatura y por lo tanto de menor evaporación y más agua disponible en el perfil, lo que se traduce en una situación compleja que no necesariamente está ligada a aumento de precipitaciones (Zárate com. pers.). Al mismo tiempo, la presencia de rasgos vérticos formados por la contracción y expansión de las arcillas expansivas presentes en el suelo es una buena evidencia de fluctuaciones en las condiciones de humedad del suelo que se pueden interpretar como el resultado de estacionalidad en las precipitaciones (estación seca y estación de lluvias; Retallack 2001, Demko et al. 2004).
Aunque el desarrollo de los rasgos pedogenéticos implica una relativa madurez del perfil de suelo, la abundancia de los mismos varía entre escasa y moderada. Debido a esto, la superficie limitante de estos cuerpos se determinaría como de 4to orden, tal como sugiriera Miall (2006) para los paleosuelos inmaduros.
Protosoles: Estos paleosuelos se identificaron en areniscas finas a medianas y areniscas limolíticas pertenecientes a las facies depositacionales Sl y Sm, y se caracterizan por la presencia de icnofósiles (Fig. 11f) tales como Taenidium serpentinum (Heer, 1877), Beaconites coronus (Frey y Fagerstrom, 1984) y Castrichnus incolumis (Verde et al. 2007). Es frecuente encontrar hospedados en estos paleosuelos nódulos carbonáticos. En los sectores de una planicie de inundación cercanos a los canales fluviales, donde se desarrollan los lóbulos de explayamiento vinculados a crecidas excepcionales, los suelos que se desarrollan suelen ser inmaduros y bien drenados debido a la frecuencia de las inundaciones y a que suelen ser sectores relativamente más elevados que el resto de la planicie de inundación (Kraus 1987, Smith et al. 1989, Davies-Vollum y Kraus 2001). Estas son las condiciones que se infieren para el paleosuelo en análisis, gracias a la presencia de los icnofósiles reconocidos, todos ellos vinculados a la actividad de lombrices (Verde et al. 2007, Beilinson 2011). La vinculación lateral entre estos paleosuelos y los de lóbulo de explayamiento puede verse en los afloramientos de la Aloformación Punta San Andrés con asiduidad. Dentro de la clasificación de paleosuelos de Mack et al. (1993), los paleosuelos descriptos podrían considerarse Protosoles y la presencia esporádica de nódulos carbonáticos, de probada génesis pedológica, permitiría adjetivarlo como Protosol cálcico.

EVOLUCIÓN DE LA ARQUITECTURA FLUVIAL Y SISTEMAS DEPOSITACIONALES

Sistema fluvial de baja sinuosidad
Este sistema depositacional está representado en el Alomiembro Inferior de la Aloformación Punta San Andrés (Figs. 2 y 3) y está caracterizado principalmente por los elementos arquitecturales de planicie de inundación, tanto de lóbulo de explayamiento como de cuenca de inundación. La participación de los elementos arquitecturales vinculados a depósitos de canal es muy limitada, habiéndose identificado pocos cuerpos, asignados tanto al elemento canales principales como al elemento canales secundarios. La alta proporción de los depósitos finos de planicie de inundación en comparación con los de relleno de canal hace que los mismos se encuentren aislados y rodeados por material pelítico y psamítico muy fino.
Es característico de este sistema un importante desarrollo de perfiles de paleosuelos. Los calcisoles son aquellos mejor representados (más abundantes), y sus perfiles de suelo muestran la secuencia casi completa de estadios morfológicos propuestos por Machette (1985). Se observa también el desarrollo de protosoles sobre depósitos que fueran primariamente acumulados como parte de lóbulos de explayamiento. La participación de vertisoles es realmente baja.
La alta participación de depósitos de planicie de inundación en detrimento de los depósitos de canal caracteriza a los ríos de carga fina, de baja sinuosidad, incluyendo a los anastomosados (Smith y Smith 1980) y a los anabranching (Nanson y Knighton, 1996). Muchos ejemplos de este tipo de sistemas fluviales de baja sinuosidad han sido caracterizados con bajos gradientes y por canales con bajo poder erosivo y relaciones ancho/profundidad bajas (Miall 2006). Asimismo, los canales suelen estar aislados y rodeados por depósitos de planicie de inundación.
Para el caso de los depósitos del Alomiembro Inferior de la Aloformación Punta San Andrés (Fig. 3), la geometría de numerosos cuerpos canaliformes con una baja relación ancho/profundidad rodeados por depósitos finos de planicie de inundación concuerda con el modelo de canales fijos que caracteriza a los sistemas de baja sinuosidad (Fig. 12; Nanson y Knighton 1996, Sinha et al. 2005, Miall 2006) así como también la presencia de lóbulos de explayamiento y de canales de descarga conformando extensos mantos de arenisca con superficies internas de erosión (Miall 2006).

Figura 12: Modelo conceptual propuesto para el sistema fluvial de baja sinuosidad (Modificado de Ghosh et al., 2006).

La depositación desde los cursos permanentes del sistema de acumulación aquí descripto se habría dado en circunstancias donde, debido a la paleopendiente (entre 3° y 5°), el clima fluctuante y el diseño de la red de drenaje (cursos de bajo orden), se conformaron grandes planicies de inundación surcadas por eventuales canales, de baja sinuosidad y de corta vida, asociados a eventos de crecidas o tormentas puntuales.

Sistema fluvial entrelazado confinado
Este sistema depositacional está representado por el Alomiembro Medio de la Aloformación Punta San Andrés (Fig. 3) y está caracterizado por los elementos arquitecturales de planicie de inundación y de relleno de canal. La participación de estos últimos adquiere mayor relevancia que en el sistema depositacional de baja sinuosidad, habiéndose identificado mayormente cuerpos asignados al elemento Canales principales y en menor medida a los Canales secundarios. Debido a esto, hay sectores donde predominan las geometrías tabulares de planicie de inundación y otros donde lo hacen las geometrías canaliformes, reflejando la permanencia en el tiempo de sectores preferencialmente incididos.
Con respecto a los paleosuelos desarrollados en los depósitos de cuenca de inundación, cuando se comparan con aquellos del sistema fluvial que lo subyace, se advierte una tendencia hacia paleosuelos con menor presencia de carbonatos pedogénicos y mayor desarrollo de rasgos vérticos, de hecho, los paleosuelos identificados se clasificaron como vertisoles y calcisoles vérticos con perfiles poco desarrollados. Otra observación interesante es que las planicies de inundación del sistema entrelazado confinado son de granulometría más gruesa (arenisca mediana) y están mucho más disectadas por canales que las del sistema de baja sinuosidad. Por su parte, los canales son más complejos (en cuanto a su geometría y relleno) que aquellos desarrollados en las planicies de inundación del sistema de baja sinuosidad.
La concepción generalizada de los sistemas fluviales entrelazados como sistemas donde predominan los depósitos de relleno de canal en detrimento de los de planicie de inundación, comenzó a cambiar a partir de los trabajos de Raynolds (1980), Mack y Seager (1990), Mack y James (1993) y Bentham et al. (1993) entre otros, quienes propusieron la existencia de sistemas entrelazados dominados por la preservación de los depósitos finos, a los cuales denominaron "confinados". El estudio de la sección completa, incluyendo los depósitos finos de planicie de inundación, de los sistemas fluviales que se identifican en el Alomiembro Medio de la Aloformación Punta San Andrés se ajustan al modelo propuesto por Bentham et al. (1993) para sistemas entrelazados confinados (Fig. 13), donde los canales individuales de diseño entrelazado quedan completamente rodeados por sedimentos finos de planicie de inundación (Fig. 13). Vale decir, que en este tipo de sistema los límites de los canales no son las paredes de los valles -que en el caso que nos ocupa no se desarrollan- sino los depósitos de planicie de inundación donde se desarrollan.

Figura 13: Modelo conceptual propuesto para el sistema fluvial entrelazado confinado (Modificado de Bentham et al. 1993).

Sistema fluvial entrelazado no confinado
Los depósitos que conforman el sistema depositacional entrelazado no confinado caracterizan al Alomiembro Superior de la Aloformación Punta San Andrés (Fig. 3) y se destacan por el desarrollo extensivo de canales principales (Fig. 14). La extensión lateral de dichos litosomas supera en ciertos casos la centena de metros, mientras que su espesor nunca es mayor a los 8 metros, lo cual le brinda una geometría tabular.

Figura 14: Fotomosaico e intrepretación de los depósitos correspondientes al sistema depositacional entrelazado no confinado. Se destaca el desarrollo extensivo de canales principales cuya amalgamación lateral y vertical le brinda al conjunto una geometría tabular.

Los litosomas bajo estudio se generaron en cursos de agua de relativa alta descarga y disponibilidad de sedimentos. Entre los procesos que acumularon dichos depósitos, predominaron los flujos diluidos, cuyas barras (Fig. 15) reflejan las fluctuaciones cíclicas en la descarga.

Figura 15: Fotomosaico e interpretación de una sección del sistema entrelazado no confinado donde se aprecia el desarrollo de barras centrales y laterales con sets de estratos inclinados de gran escala.

La sección inferior del sistema entrelazado no confinado aquí propuesto presenta características de canales poco profundos (Miall 2006), los cuales se caracterizan por la presencia de extensos campos de dunas tridimensionales que se desarrollan dentro de canales amplios y que ocupan gran parte de la planicie de inundación (Fig. 16). Como resultado, los depósitos finos de planicie no suelen estar muy representados en las facies que se preservan. Internamente, los campos de dunas están conformados por grandes sets de artesas. En la sección superior, los depósitos vinculados a los canales principales del sistema entrelazado no confinado se amalgaman verticalmente, generando fajas de canales con una potencia aproximada de 6 a 8 metros. En este sistema la proporción de depósitos de canales con respecto a los de planicie de inundación es tan elevada, que ciertos tramos del afloramiento se encuentran representados únicamente por facies canaliformes. Este pase a canales entrelazados de mayor potencia hace pensar en un tipo de río más profundo que aquel que conforma los campos de dunas tridimensionales subácueas descriptas para la sección inferior de este sistema.

Figura 16: Esquema donde se muestra la evolución de los sistemas depositacionales de la Aloformación Punta San Andrés, desde el fluvial de baja sinuosidad hasta el entrelazado no confinado.

Todas estas consideraciones llevan a pensar que, si bien el Alomiembro Superior de la Aloformación Punta San Andrés se interpreta en su totalidad como un sistema depositacional entrelazado no confinado, las condiciones de acumulación y relativo confinamiento dentro de depósitos de planicie de inundación -no dentro de valles como son las descripciones clásicas- variaron a lo largo de su evolución. En una etapa temprana, representada por las areniscas conglomerádicas con estratificación entrecruzada en artesa, el proceso principal fue la avulsión (Rust y Gibling 1990) y por lo tanto se desarrollaron cosets de artesas amalgamadas conformando lo que Bentham et al. (1993) denominan campo de dunas o planicie entrelazada. Este hecho refleja condiciones relativas de menor acomodación y mayor confinamiento (Rust y Gibling 1990). La avulsión no permite el desarrollo de una secuencia típica de abandono de canal.
Por otra parte, el relleno de los canales principales de la etapa final representarían canales entrelazados de mayor profundidad, caracterizados por el desarrollo de relleno que muestra sucesivas etapas de abandono, con desarrollo de areniscas con estratificación entrecruzada en artesa (St), planar (Sp) y en algunos casos areniscas masivas (Sm). Esto reflejaría condiciones relativas de mayor acomodación, amalgamación vertical de los rellenos de canales y menor grado de confinamiento.

CONSIDERACIONES FINALES

Cuando se analiza en conjunto la Aloformación Punta San Andrés se puede observar una tendencia generalizada hacia un aumento en el tamaño de grano de los depósitos, así como un cambio de escala en los canales y las fajas de canales que se desarrollan (Fig. 16). Desde este punto de vista, el sistema depositacional de baja sinuosidad se caracteriza por la gran preservación de depósitos limosos de planicie de inundación en comparación con aquellos elementos de relleno de canales, los cuales tienen una geometría en cinta, son simétricos y poseen un bajo grado de interconexión. El sistema entrelazado confinado representa el paso a un sistema de canales más vinculados entre sí, con un grado de interconexión mayor, donde los elementos arquitecturales de relleno de canales principales comienzan a jugar un rol más importante en el registro sedimentario en detrimento de los elementos arquitecturales de planicie de inundación. Por último, la instalación del sistema entrelazado no confinado marca el dominio de depósitos de relleno de canal, los cuales muestran inicialmente un arreglo con predominancia de acreción lateral para luego desarrollar una fuerte componente de agradación vertical.

Modelo de evolución paleoclimática y paleoambiental propuesto para la Aloformación Punta San Andrés
Durante la acumulación de la Aloformación Punta San Andrés, la glacioeustacia en asociación con el clima condicionaron directamente el balance entre la tasa de generación de espacio de acomodación y el aporte sedimentario (Beilinson 2011). Sin embargo, el análisis comparativo de los diversos índices e indicadores (arquitectura fluvial, paleosuelos, etc.) ha mostrado una variabilidad manifiesta para los sistemas bajo estudio la cual puede asignarse a diferentes jerarquías de procesos. Las áreas de aporte proveyeron abundante material a la cuenca en forma continua. El clima, si bien estacional, con su cambio gradual hacia condiciones frías y secas en el Pleistoceno superior (Nabel et al. 2000, Kemp et al. 2006, Zárate 2007, Rabassa y Coronato 2009) condicionó sobremanera el desarrollo de paleosuelos en las planicies de inundación y el establecimiento de sistemas fluviales con diversos diseños de drenaje.
Durante la depositación del sistema fluvial de baja sinuosidad, el clima mostró variaciones cíclicas de alta frecuencia que llevaron al desarrollo de vertisoles y calcisoles en los depósitos de planicie de inundación. El desarrollo de calcisoles está vinculado con períodos de precipitaciones anuales bajas, cuando la evaporación dominaba el medio. Este tipo de paleosuelo presentaría buenas condiciones de drenaje, en el sentido que no hubo lugar para encharcamientos o saturación del suelo. Por otro lado, los vertisoles, presentan rasgos asignables a considerable humedad en el suelo, como el desarrollo de condiciones de bajo drenaje puestas en evidencia por los moteados de Fe/ Mn y la presencia de los tubos de lombrices (Taenidium serpentinum y Beaconites coronus), las cuales necesitan de condiciones de humedad relativamente elevadas en el suelo para poder vivir. Estos ciclos de alta frecuencia pueden considerarse como ciclos de agradación fluvial (Atchley et al. 2004), donde las fluctuaciones en el nivel de base (provocadas por las variaciones climáticas) generaron ciclos de variación en el balance acomodación - aporte de sedimentos. Cuando se analiza la totalidad del sistema fluvial de baja sinuosidad desde el punto de vista de los paleosuelos presentes, se interpreta una tendencia general hacia condiciones de mayor aridez. La depositación de este sistema se dio en un contexto general de mar alto (Fig. 17), conducente a condiciones de alta acomodación.

Figura 17: Esquema conceptual sobre la evolución de la Aloformación Punta San Andrés. 1) Sistemas depositacionales identificados. 2) Polaridad geomagnética primaria según la Comisión Internacional de Estratigrafía (Walker y Geissman 2009). 3) Curva de alta resolución de variaciones en el nivel del mar (relativo al presente) de Miller et al. 2005. 4) Pisos Isotópicos Marinos (MIS: Marine Isotope Stages) relacionados a eventos fríos para el océano Atlántico (Crowhurst 2002). 5) Ciclo de desmejoramiento climático hacia condiciones más áridas y frías y una disminución en la tasa de acomodación (Nabel et al. 2002, Zárate 2007).

Posteriormente, durante el desarrollo del sistema entrelazado confinado, el clima también actuó como control fundamental en la generación de espacio de acomodación mediante su influencia en la glacioeustacia, favoreciendo su aumento progresivo de la misma durante su evolución y su posterior disminución hacia el techo (Fig. 17). Un control importante a destacar es el descenso del nivel del mar que se registró a fines del Pleistoceno (Fig. 17). Dicho descenso, de mayor jerarquía que las fluctuaciones glacioeustáticas, generaron que los sistemas depositacionales costeros, y hasta 200 km aproximadamente desde la línea de costa, progradaran cuenca adentro. Esta progradación de los sistemas depositacionales se hace notoria cuando se comparan los depósitos de los sistemas de baja sinuosidad y entrelazados, siendo los de este último más gruesos y presentando una mayor proporción de depósitos de relleno de canal.
Para finalizar con la evolución de la Aloformación Punta San Andrés, luego del descenso del nivel de base relativo evidenciado en el techo del sistema entrelazado confinado, el restablecimiento de la depositación estuvo vinculado al desarrollo de grandes canales entrelazados que se amalgamaron lateral y verticalmente, reflejando las condiciones de poca acomodación. El desarrollo de la Aloformación Punta San Andrés puede interpretarse entonces como la progradación de los sistemas depositacionales continentales caracterizados por: un sistema entrelazado en las zonas proximales y un sistema mono-canal de baja sinuosidad en las zonas distales caracterizado por una alta tasa de aporte sedimentario y picos de descarga que inundaban las planicies periódicamente y que generaron altas tasas de agradación durante el Plioceno tardío y el Pleistoceno inferior. Este sector del sistema experimentó avulsiones frecuentes, mediante el desarrollo de canales de descarga y lóbulos de explayamiento (crevassing).

CONCLUSIONES

Los depósitos de la Aloformación Punta San Andrés muestran una singular evolución en el diseño de sistema fluvial donde se acumularon, lo cual queda reflejado, tanto en el tipo de elemento arquitectural que se desarrolló así como en la proporción en la cual cada uno de ellos participa. Luego de que el análisis de facies indicara los principales procesos que actuaron durante la depositación de la unidad bajo estudio, el estudio de las superficies limitantes de los litosomas, su geometría externa e interna y demás parámetros petrofísicos permitieron identificar dos tipos de elementos arquitecturales: los de relleno de canal y los de planicie de inundación.
En la sección inferior de la Aloformación Punta San Andrés, el predominio de material fino de planicie de inundación y el desarrollo de pequeños canales fijos llevó a proponer la existencia de un sistema fluvial de baja sinuosidad. En el caso de la sección media, la mayor participación de los canales, así como su mayor complejidad permitieron definir un sistema fluvial entrelazado, aunque en este caso, al encontrarse los canales confinados a sus planicies de inundación contemporáneas, se calificó como "confinado". Por último, la sección superior de la unidad muestra el desarrollo de un extenso sistema fluvial entrelazado clásico, sin confinamiento por parte de los depósitos de planicie de inundación ni por paredes de valles.
Durante la acumulación de la Aloformación Punta San Andrés, la glacioeustacia en asociación con el clima condicionaron directamente el balance entre la tasa de generación de espacio de acomodación y el aporte sedimentario. Para la sección inferior se propone que las condiciones generalizadas de mar alto favorecieron el desarrollo de sistemas de alta acomodación, donde la preservación de material fino se vio favorecida. Durante la depositación de la sección media, el descenso paulatino del nivel relativo del mar llevaron a la evolución del sistema hacia diseños entrelazados, aunque cabe destacar que el espacio de acomodación permaneció relativamente algo, permitiendo el desarrollo de las planicies de inundación que confinaron al sistema.
Finalmente, durante el período correspondiente a la sección superior de la Aloformación Punta San Andrés, luego de una incisión generalizada del sistema vinculada a un descenso en el nivel relativo del mar, el espacio de acomodación volvió a generarse, de la mano del ascenso paulatino del nivel relativo del mar durante el Pleistoceno superior.

AGRADECIMIENTOS

La autora desea agradecer al Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas de Argentina (CONICET), que mediante sus Becas internas de Tipo I y II financiaron sus estudios de tesis doctoral y algunos de cuyos resultados son los que se presentan en el presente trabajo. También quiero agradecer al Dr. Spalletti por la lectura, comentarios y sugerencias sobre el manuscrito, los cuales contribuyeron en una notable mejora; al Dr. Veiga quien fuera mi co-director de tesis doctoral y a la Dra. Raigemborn por la discusión sobre las probables implicancias paleoclimáticas de los paleoesuelos y la ayuda en la confección de algunas de las figuras. Asimismo, se agradece a la Dra. Tófalo y al Dr. Toledo por las mejoras en el manuscrito surgidas de sus sugerencias y correcciones durante el arbitraje.

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Recibido: 11 de septiembre, 2011.
Aceptado: 15 de junio, 2012.