ARTÍCULOS

Depósitos de Tormenta en la Formación Coquena (Tremadociano superior) de la Quebrada de Chalala, Cordillera Oriental jujeña

 

María del Huerto Benítez

Instituto Superior de Correlación Geológica-CONICET-Universidad Nacional de Tucumán, San Miguel de Tucumán, Argentina. Email: geohuertos@hotmail.com.

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RESUMEN

En la quebrada de Chalala aflora una sucesión heterolítica dominantemente arenosa caracterizada por abundantes niveles bioclásticos, que ha sido asignada a la Formación Coquena (Tremadociano superior). Se reconocieron 5 facies sedimentarias, la mayoría correspondientes a areniscas y escaso material pelítico intercalado. Estas facies representan distintos subambientes de una plataforma afectada por tormentas, desde shoreface medio a offshore superior, en donde el material arenoso fue transportado y retrabajado por numerosos eventos de tormenta. El análisis de estos eventos en la sucesión ha permitido identificar tempestitas proximales amalgamadas, proximales no amalgamadas y distales. Los depósitos de tormenta proximales amalgamados están conformados por potentes bancos arenosos con estratificación entrecruzada hummocky, depósitos bioclásticos basales y topes erosivos, sin mediar entre estos ningún nivel pelítico. Las tempestitas proximales no amalgamadas constituyen espesos bancos arenosos con estratificación entrecruzada hummocky, laminación micro-hummocky, niveles bioclásticos y ondulas en sus techos, con escasos niveles pelíticos intercalados. Las tempestitas distales están caracterizadas por delgados bancos con laminación intercalados en intervalos pelíticos. Las características de estos depósitos y la asociación de facies permiten realizar inferencias sobre la dinámica sedimentaria de la plataforma ordovícica sobre el margen occidental del Gondwana a estas latitudes.

Palabras clave: Tempestitas; Tormentas; Formación Coquena; Ordovícico; Plataforma.

ABSTRACT

Storm deposits of the Coquena Formation (Upper Tremadocian) at the Chalala creek, Cordillera Oriental. The Upper Tremadocian Coquena Formation at the Chalala Creek (Purmamarca, northwestern Argentina) is a heterolithic dominantly sandy sequence that is characterized by having abundant bioclastic horizons. It is represented by five sedimentary facies, which are dominated by sandstones, showing wave-and current- generated structures, and subordinate pelitic levels. These facies reflect different subenvironments of a platform affected by storms, from middle shoreface to upper offshore, where the sandy material was transported and re-worked by numerous episodic events. Proximal amalgamated, proximal nonamalgamated and distal tempestites were recognized in the succession. Proximal amalgamated storm deposits are characterized by their sandy beds with hummocky cross stratification, basal bioclastic horizons and erosional tops, without any intervening pelitic layer. Proximal non-amalgamated storm deposits are represented by thick sandy beds with hummocky cross stratification, bioclastic accumulations and ripples at the top intercalated with thin shaly levels. Distal storm deposits are laminated o silty to sandy beds intercalated in shaly intervals.

Keywords: Tempestites; Storms; Coquena Formation; Ordovician; Shelf.

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INTRODUCCIÓN

Desde fines de la década del 70 han surgido numerosos trabajos que estudian los depósitos originados por eventos de tormenta, especialmente en base a su dinámica depositacional y su utilidad en reconstrucciones paleogeográficas, análisis de cuencas como así también para el reconocimiento de eventos transgresivos-regresivos (Hamblin y Walker 1979, Kreisa 1981, Wright y Walker 1981, Kreisa y Bambach 1982, Dott y Burgeois 1982, Brenchley et al. 1986, Brenchley 1989). En los últimos años, estos conceptos, han sido ampliamente aplicados sobre sedimentos y rocas sedimentarias generadas por tormentas, ayudando a generar modelos de depositación y a comprender los mecanismos de acción de estos eventos en plataformas de distintas edades, y de naturaleza siliciclástica o carbonática (Duke et al. 1991, Mónaco 1992, Krassay 1994, Myrow y Southard 1996, Molina et al. 1987, Bádenas 1998, Bhattacharya y Bhattacharya 2005, Bressan y Palma 2008).
Los depósitos de tormenta muestran una organización interna definida por una secuencia vertical de texturas y de estructuras sedimentarias que reflejan la historia de un evento singular de depositación (Dott y Burgeois 1982, Brenchley 1985). La identificación de estos niveles se basa principalmente en la presencia de estratificación entrecruzada hummocky (HCS), generada durante el momento de mayor energía y depositación del evento de tormenta (Hamblin y Walker 1979, Wright y Walker 1981). Estas estructuras son características de los depósitos tempestíticos y son utilizadas para diferenciar a estos niveles de secuencias turbidíticas (Kreisa y Bambach 1982).
Los depósitos del Paleozoico inferior de la Cordillera Oriental (noroeste argentino) han sido objeto de diversos estudios estratigráficos y paleoambientales (Moya 1988 1999, Aceñolaza et al. 1999, Moya 2002, Astini 2003, Mángano y Buatois 2004, Astini 2008, Moya 2008). La presencia de depósitos de tormenta en las secuencias ordovícicas del noroeste argentino ha sido mencionada en reiteradas oportunidades. Así depósitos de este tipo fueron descriptos para la Formación Santa Rosita (Cámbrico Tardío-Tremadociano) en la quebrada de Humahuaca en donde se define para esta unidad un ambiente de plataforma dominado por tormentas (Moya 1988 1999, Buatois y Mángano 2003, Mángano et al. 2005, Buatois et al. 2006). Otra evidencia de este tipo de depósitos ha sido hallada para secuencias ordovícicas más jóvenes de la Cordillera Oriental en la Formación Acoite, del Floiano (Waisfeld 1992, Astini y Waisfeld 1993).
La Formación Coquena (Tremadociano superior) es otra unidad de la cuenca ordovícica del noroeste argentino que muestra importantes depósitos de tormenta en su sucesión. Estos depósitos están muy bien expuestos en la quebrada de Chalala. En este trabajo se describen e interpretan las tempestitas de la Formación Coquena en la mencionada quebrada (Cordillera Oriental jujeña) con el objeto de establecer la dinámica de estos depósitos en la plataforma siliciclástica del Tremadociano superior.

UBICACIÓN Y MARCO GEOLÓGICO

La quebrada de Chalala se encuentra ubicada 5 km al oeste de la localidad de Purmamarca en el departamento Tumbaya, provincia de Jujuy (Fig. 1). La misma presenta una orientación NE-SO con una marcada bifurcación en su tramo superior y constituye una de las quebradas tributarias de la quebrada de Purmamarca.

Figura 1: mapa de ubicación de la quebrada de Chalala, mostrando áreas con afloramientos ordovícicos (gris) y el área de estudio.

Diversos autores han aportado información de índole geológica, tectónica y paleontológica de esta zona, entre los que cabe destacar a Harrington y Leanza (1957), Ramos et al. (1967), Amengual y Zanettini (1974), Rao et al. (1994), Ottone et al. (1995), Tortello (1996), Benedetto y Carrasco (2002) y Zeballo et al. (2008).
Las rocas más antiguas expuestas en la región de Chalala, pertenecen a la Formación Puncoviscana (Turner 1960), la cual aflora en forma de escamas tectónica en la desembocadura de la quebrada homónima. Sobre esta unidad y en contacto tectónico se apoyan los niveles tremadocianos de la Formación Coquena (Harrington en Harrington y Leanza 1957 nom. transl. Ramos et al. 1967) que pasan transicionalmente hacia arriba a la Formación Cieneguillas, del Floiano (Harrington en Harrington y Leanza 1957 nom. transl. Ramos et al. 1967). Estas unidades ordovícicas se encuentran expuestas en ambas márgenes de la quebrada de Chalala. De manera aislada afloran los niveles cretácico-terciarios del Grupo Salta indiferenciado en contacto tectónico con la Formación Puncoviscana y depósitos modernos.
La Formación Coquena fue descripta originalmente por Harrington (en Harrington y Leanza 1957) en las quebradas de Coquena y Chalala como una sucesión de areniscas gris verdosas con intercalaciones de limolitas fosilíferas. En base a su fauna de trilobites (Biozona de Notopelthis orthometopa) esta unidad fue asignada por dicho autor al Tremadociano tardío.
En el área de estudio, la Formación Coquena fue previamente estudiada por Ottone et al. (1995) quienes describieron una asociación fitoplanctónica hallada en la sección basal del perfil de la quebrada de Chalala. De acuerdo a dichos autores esta microflora, escasa y poco variada, podría ser incluida en la paleoprovincia mediterránea o perigondwanica que se desarrolló durante el Ordovícico temprano.
Con posterioridad Benedetto y Carrasco (2002) llevaron a cabo un estudio estratigráfico donde identificaron la presencia de dos miembros para la Formación Coquena aflorante en la quebrada de Chalala. El miembro inferior, heterolítico, correspondería a un ambiente de shoreface inferior, afectado por tormentas, mientras que, el superior dominantemente pelítico indicaría la transición al offshore.
Zeballo et al. (2008) estudiaron la fauna de graptolitos y conodontes provenientes de los miembros inferior y superior de esta unidad, en las quebradas de Chalala y Coquena. Estos autores identificaron una asociación de especies pertenecientes a la Zona de Cordylodus angulatus, Paltodus deltifer y Acodus deltatus-Paroistodus proteus, y a la Zona de Aorograptus victoriae, conjuntamente con restos de trilobites pertenecientes a la biozona Notopeltis orthometopa permitiendo confirmar la edad de tremadociana tardía para la secuencia de la quebrada de Chalala.
La sección relevada en el presente trabajo aflora en la rama izquierda de la quebrada de Chalala y representa principalmente el miembro heterolítico de la Formación Coquena (Benedetto y Carrasco 2002). Dicho miembro se caracteriza por la presencia de abundantes niveles arenosos, portadores de importantes depósitos bioclásticos conformados dominantemente por restos de braquiópodos y trilobites.

FACIES SEDIMENTARIAS

En la sección relevada se han reconocido cinco facies sedimentarias, definidas en base a su litología, contactos, geometría, estructuras sedimentarias y contenido fósil (Cuadro 1 y Fig. 2).

Cuadro 1: Facies sedimentarias, procesos y ambiente de depositación de la Formación Coquena en la quebrada de Chalala.

Figura 2: perfil sedimentológico de la Formación Coquena en la quebrada de Chalala.

Facies A: Pelitas laminadas
Esta facies se compone de pelitas gris verdosas finamente laminadas, friables. Conforma paquetes lateralmente continuos de espesor menor a 1 m y se observan principalmente en el tramo inferior del perfil, próximo a su base (Fig. 2). La laminación está determinada por la alternancia de láminas (claras y oscuras) plano-paralelas, menores a 1 mm, muy bien preservadas. Esta facies es portadora de escasos restos de trilobites entre los cuales se ha podido identificar la presencia de algunos cranidios de Angelina sp. y fragmentos torácicos y pigidios de trilobites olénidos indeterminados.
Esta facies representaría la sedimentación en un ambiente de plataforma externa. La falta de estructuras de oscilación, indica que la depositación se produjo por debajo del nivel de olas de tormenta. La presencia de una fauna de olénidos en esta facies puede explicarse por la adaptación que sufrían algunos representantes de esta familia a estas condiciones ambientales (Esteban y Tortello 2007). Estaría representando la sedimentación normal por decantación de material fino en medios de baja energía en ausencia de olas y corrientes.

Facies B: Pelitas laminadas con limolitas arenosas masivas o laminadas interestratificadas
La Facies B está conformada por pelitas verdosas finamente laminadas con limolitas arenosas interestratificadas (Figs. 2, 3a y b). Constituye paquetes inferiores a los 2 m de espesor y lateralmente extensos. La laminación de las pelitas corresponde a una alternancia de láminas claras y oscuras, inferiores a 1 mm. Esta laminación en algunos casos es microscópica, levemente ondulada y conformada por láminas de arcilla y muscovita, que intercalan con láminas de cuarzo y feldespato. Las limolitas arenosas, son gris clara a verde, delgadamente interestratificadas y constituyen bancos tabulares de 5 a 20 cm, con contactos netos y planos. Internamente son masivos o finamente laminados (Fig. 3 c). Los niveles masivos suelen presentar bioturbación en sus techos y se ha logrado identificar escasos representantes de icnogéneros como Skolithos y Trichophycus indeterminados.

Figura 3: facies sedimentarias correspondientes a la plataforma y offshore (Facies B y C) ; a) vista general de la Facies B; b) pelitas laminadas y limolitas arenosas de la Facies B; c) limolitas arenosas con laminación paralela de la Facies B; d) vista general de la Facies C; e) niveles bioclásticos matriz soportante en bancos arenosos, Facies C.; f ) niveles arenosos con laminación entrecruzada hummocky de la Facies C; g) techos de niveles arenosos con trenes de ondulas de la Facies C.

La Facies B representa un ambiente de plataforma, de baja energía por debajo del nivel de base de olas de tormenta, que presenta evidencias de escasos eventos de sedimentación episódica. Bajo condiciones normales se produce la decantación de material fino en suspensión, pero esporádicamente es afectado por corrientes de turbidez, que producen el transporte y depositación de los delgados bancos limo-arenosos presentes en esta facies. La génesis de este tipo de depósitos, intercalados en secuencias de aguas profundas, ha sido interpretada por Hambling y Walker (1979) y Brencheley (1985) como turbiditas inducidas por tormentas que transportan volúmenes de arena a la plataforma.

Facies C: Areniscas muy finas a finas con micro-hummocky y pelitas bioturbadas interestratificadas
La Facies C consiste en capas de areniscas muy finas a finas, gris a gris verdosas, con laminación entrecruzada micro-hummocky y pelitas verdosas, conformando paquetes de 2 a 5 m de potencia en distintos tramos del perfil (Figs. 2 y 3d). Las capas arenosas están fina a gruesamente estratificadas (5 a 65 cm de espesor) y constituyen bancos tabulares de bases netas, paralelas u onduladas y techos con ondulitas de oleaje. Internamente son masivos o pueden presentar una laminación entrecruzada micro-hummocky (Fig. 3f) y laminación ondulítica ascendente de oleaje desfasada. Las ondulitas son quasi simétricas y los trenes de óndulas muestran una ligera bifurcación (Fig. 3g). Algunas de estas capas presentan delgados niveles bioclásticos en la base, constituidos dominantemente por braquiópodos desarticulados y con escasa proporción de fragmentos de trilobites (Fig. 3e). Estas concentraciones bioclásticas son matriz-soportadas y presentan mayormente una disposición caótica de los restos. Los niveles pelíticos de esta facies presentan espesores que varían de 3 a 15 cm, se encuentran mayormente bioturbados aunque hay escasos sectores con una fina laminación paralela.
Esta facies indica la depositación de sedimentos en ambientes de mayor energía con respecto a las Facies A y B. La presencia de capas arenosas con laminación entrecruzada micro-hummocky, laminación ondulítica de oleaje y laminación ondulítica de crestas simétricas a casi simétricas indica la depositación por encima del nivel de base de olas de tormenta, por flujos combinados. Esta facies representa una sedimentación en un ambiente de offshore superior, donde la depositación se produce por caída en suspensión del material fino alternando con depósitos de génesis por las capas arenosas de bases erosivas.

Facies D: Areniscas muy finas a finas con estratificación entrecruzada hummocky y pelitas interestratificadas
Esta facies se encuentra principalmente en el tramo medio y superior del perfil y constituye paquetes de 70 cm a 1.5 m de espesor (Fig. 2). Consiste en la alternancia de areniscas finas, gris a gris verdosas, con estratificación entrecruzada hummocky y escasas pelitas verdosas laminadas. Los niveles arenosos forman bancos tabulares y lenticulares, de 3 a 80 cm de espesor, con contactos netos, paralelos u ondulados. Internamente pueden ser masivos o laminados paralelamente y presentar estratificación entrecruzada hummocky (Fig. 4a y b). A veces, los techos de estas capas pueden contener trenes bien marcados de ondulitas (Fig. 4c) y cerca de la base, lentes o capas bioclásticas cuyo tamaño puede variar entre 20 y 60 cm. Al igual que los niveles bioclásticos hallados en la Facies C son matrizsoportados, y están compuestos exclusivamente por restos de braquiópodos desarticulados y fragmentos de trilobites sin una orientación preferencial. Las capas pueden mostrar sus techos bioturbados (Fig. 4c), en ellos se han podido identificar niveles con Skolithos y Palaeophycus.

Figura 4: facies sedimentarias de la Formación Coquena correspondientes a la transición al offshore (facies D); a) bancos arenosos tabulares y lenticulares con escasas intercalaciones peliticas. b) bancos arenosos con laminación paralela y niveles bioclásticos tabulares en sus bases (NBT). c) techos de bancos arenosos con trenes de ondulas y bioturbados.

La abundancia de niveles arenosos con estratificación entrecruzada hummocky, algunos próximos al metro de espesor, y la escasez de sedimento pelítico intercalado, así como el incremento de niveles portadores de Skolithos respecto de la Facies B, sugieren un ambiente de menor profundidad y mayor energía (e.g. Buatois y Mángano 2011). Esta facies representa la sedimentación en la transición al offshore, donde la alternancia de niveles arenosos y peliticos es característico (Pemberton et al. 2001). La litología observada y las estructuras sedimentarias evidencian que en este medio los sedimentos se depositaron en aguas tranquilas bajo flujos oscilatorios que con episodios de tormentas.

Facies E: Areniscas finas con estratificación entrecruzada hummocky amalgamadas
La Facies E está definida por areniscas finas, gris verdosas, con estratificación entrecruzada hummocky amalgamada y puede ser observada en diversos tramos del perfil, en donde constituye paquetes de 40 cm hasta 1.5 m. (Figs. 2 y 5a). Esta facies presenta normalmente una geometría lenticular, aunque bancos con cierta continuidad lateral también pueden ser observados. Los lentes llegan a tener hasta 80 cm en su tramo más ancho y se encuentran normalmente amalgamados (Fig. 5a). Internamente muestran una estratificación entrecruzada hummocky que a veces pasa hacia arriba a un nivel con laminación paralela. En el caso de los bancos tabulares solamente se ha observado laminación paralela a subparalela. Abundantes niveles bioclásticos conformando lentes o capas continuas en la base de los niveles arenosos son característicos de la facies (Fig. 5 c y d). En algunos casos se han llegado a observar verdaderos pavimentos, debido a la exposición de los mismos sobre el plano de estratificación. Si bien la composición taxonómica de estos niveles es similar a los observados en las otras facies descriptas, y corresponde a fragmentos de braquiópodos, trilobites y posibles secciones de equinodermos, en la mayoría de los casos su fábrica es bioclasto-soportada. El techo de las capas tabulares contiene Skolithos, ondulas de interferencia e intensa bioturbación. Estructuras de deformación por carga como son las estructuras almohadilladas (balls and pillows) se encuentran asociadas a esta facies (Fig. 5 b).

Figura 5: facies de shoreface (facies E), de la Formación Coquena. a) niveles arenosos amalgamados; b) niveles arenosos amalgamados y estructuras almohadilladas (ball and pillows); c y d) niveles bioclásticos lenticulares (NBL) y tabulares (NBT).

La facies E refleja la depositación en zonas del shoreface con gran influencia de eventos de tormentas, como sugieren las capas amalgamadas con estratificación entrecruzada hummocky y la ausencia de niveles pelíticos, que pueden ser interpretados como niveles proximales de eventos episódicos (Brenchley 1985, Brenchley et al. 1986). Durante la acción repetida de eventos de tormenta las olas remueven el material fino y erosionan los depósitos previos, lo que promueve el amalgamamiento de las capas. Las estructuras almohadilladas de esta facies evidencian una elevada tasa de sedimentación probando así la génesis episódica de estos depósitos. Los niveles bioclásticos presentan un alto grado de desarticulación y gran concentración de elementos, distribución dominantemente aleatoria permitiendo inferir que su génesis tuvo lugar en medios de elevada energía.

LAS TEMPESTITAS: SU DISTRIBUCIÓN EN LA PLATA FORMA

Del análisis paleoambiental de la Formación Coquena en la zona de estudio podemos concluir que la misma se habría depositado en un ambiente de shoreface a plataforma. En la cual la sedimentación siliciclástica normal era eventualmente afectada por eventos de tormentas.
Según Dott y Bourgeois (1982) y Walker et al. (1983), dentro de una capa de tormenta se puede definir una secuencia de estructuras primarias (Fig. 6), que varía desde una laminación paralela de bajo ángulo en la base (zona P), sucedida por un intervalo con estratificación entrecruzada hummocky (zona H). En el tope del depósito, raramente se ha observado un nuevo intervalo con laminación plana (zona F) y techos con trenes de ondulitas de olas (zona X), cubierto por una zona de pelitas bioturbadas. Normalmente estos depósitos suelen presentar un intervalo basal gradado y/o masivo con base erosiva, que en ocasiones poseen concentraciones bioclásticas.

Figura 6: esquema de secuencia de estructuras primarias dentro de una capa de tormenta tomado de Dott y Bourgeois (1982) y Walker et al. (1983).

Dentro de este modelo pueden existir muchas variaciones debido a la ausencia de alguno de estos intervalos en el depósito o bien producto de su posición en la plataforma, dado que los mismos presentan un espectro de tipos desde el offshore al nearshore (Dott y Bourgeois 1982, Brenchley et al. 1993).
Teniendo en cuenta el espesor de los bancos arenosos, las estructuras sedimentarias presentes, la litología, granulometría y el ambiente de depositación de la sección estudiada hemos logrado determinar la presencia de niveles de génesis episódica que revelan trenes de proximalidad. Dichos niveles han sido identificados como tempestitas distales, proximales no amalgamadas y proximales amalgamadas (Fig. 7). Este tipo de interpretación ha sido previamente llevada a cabo por distintos autores que utilizan los parámetros mencionados como índices de proximalidad (Aigner 1980 1982, Dott y Burgeois 1982, Molina et al. 1987) En el sector de la plataforma media-externa predominaba la decantación de material fino en ausencia de olas y corrientes (Facies A). En este medio los depósitos de tormenta se encuentran ausentes y los niveles de génesis episódica están representados por bancos con continuidad lateral de 2 a 15 cm de espesor conformados por limonitas arenosas con laminación paralela o masivas (Facies B) que corresponderían al intervalo P de Walker et al. (1983) (Fig. 7). Estos depósitos son interpretados como turbiditas.

Figura 7: perfil esquemático de la plataforma mostrando ubicación de tempestitas y facies (Tomado de Buatois y Mángano 2011).

En la zona del offshore la sedimentación tuvo lugar por decantación de material en suspensión durante periodos de buen tiempo lo cual era interrumpido por la acción de eventos de tormenta que transportaban material arenoso generando niveles interpretados como tempestitas distales (Fig. 7). Capas con características similares a las aquí descriptas han sido interpretadas por Brenchley (1985) y Brenchley et al. (1986) como tempestitas distales. Dichos niveles se encuentran separados unos de otros por potentes paquetes peliticos y están conformados por bancos arenosos con espesores de 3 a 60 cm, en forma de bancos continuos lateralmente o lentiformes, que presentan laminación entrecruzada micro-hummocky, laminación entrecruzada de ripples y delgados niveles bioclásticos (Facies C). Las capas con laminación micro-hummocky y ripples pueden interpretarse como las zonas H y X de Dott y Burgeois (1982). El sector de transición al offshore está caracterizado por un sustrato de material fino producto de la decantación durante el buen tiempo, mientras que durante las tormentas se depositaban material arenoso y bioclástico removilizado del shoreface (Aigner y Reineck 1982, Dott y Bourgeois 1982).
El mayor número y espesor de niveles arenosos, con un mejor desarrollo de estratificación entrecruzada hummocky, y la escasez de sedimento pelítico intercalado, indican una mayor proximidad a la costa, han permitido caracterizar a estos niveles como tempestitas proximales no amalgamadas (Brenchley 1985, Brenchley et al. 1986), representadas en la Facies D (Fig. 7). Las mismas están conformadas por niveles arenosos en forma de bancos o lentes con estratificación entrecruzada hummocky o laminación paralela. Sus techos suelen contener trenes de ondulitas y sus bases niveles bioclásticos bien desarrollados. Las zonas con laminación paralela, estratificación entrecruzada hummocky y trenes de ondulas podrían corresponder a los intervalos P de Walker et al. (1983) y zonas H y X de Dott y Burgeois (1982).
El shoreface, ambiente más cercano a la costa identificado, estuvo afectado por olas de buen tiempo y periódicamente por olas de tormentas, donde se depositaron sucesivos bancos arenosos sin mediar entre ellos ningún nivel pelítico, Facies E (Fig. 7). Sus características permiten interpretar a estos depósitos como las capas más proximales de un evento de tormenta, tempestitas proximales amalgamadas (Brenchley 1985, Brenchley et al. 1986), conformadas por bancos tabulares o niveles lentiformes de arena, que exhiben estratificación entrecruzada hummocky, y laminación paralela, con abundantes niveles bioclásticos. Los niveles con estratificación entrecruzada hummocky que en algunas oportunidades pasa a una laminación paralela poco desarrollada pueden corresponderse con las Zonas H y F respectivamente de Dott y Burgeois (1982). El análisis e interpretación de estos niveles no solo permiten identificar trenes de proximalidad, también nos brinda información sobre la dinámica sedimentaria e intensidad de estos eventos, donde la acción de las tormentas y corrientes generadas por ellas erosionan, transportan y depositan sedimentos. En las plataformas dominadas por olas y tormentas, el material fino se acumula en zonas profundas por debajo del nivel de olas de tormenta y solo durante los eventos episódicos se depositan niveles arenosos en la plataforma. La abundancia de los niveles de tempestitas a través de todo el perfil, demuestra que la sedimentación tuvo lugar mayormente por encima del nivel de base de olas de tormenta, a excepción de los niveles limoarenoso observados en la facies B. En este caso el mecanismo de transporte de arena a esta zona de la plataforma habrían sido corrientes de turbidez generadas por la acción de tormentas en el shoreface (Hambling y Walker 1979, Mónaco 1992).
Otro rasgo a destacar es la presencia de numerosas capas arenosas amalgamadas y con estratificación entrecruzada hummocky (facies E) las cuales reflejan la acción de sucesivos eventos de tormentas de elevada energía, donde la acción erosiva de las olas removió parte o la totalidad del material fino (Dott y Burgeois 1982, Brenchley et al. 1993). Siguiendo el esquema de Mac Eachern y Pemberton (1992), en base a la frecuencia e intensidad de las tormentas, este tipo de capas y la presencia de abundantes estructuras de oleaje reflejan un ambiente marino fuertemente afectado por tormentas. La presencia de numerosos niveles bioclásticos de bases erosivas (Facies D y E) también brinda importante información sobre la acción de estos eventos episódicos. Sus características como grado de desarticulación, la concentración de elementos distribuidos aleatoriamente y su grado de fragmentación confirman su formación por flujos turbulentos posiblemente durante el pico de estos eventos (Kreisa y Bambach 1982).
Como fue mencionado anteriormente este tipo de depósito de evento ha sido registrado en secuencias ordovícicas en la Quebrada de Humahuaca. La presencia de estos niveles en la sección en la quebrada de Chalala y su información sedimentológica son otra evidencia de su depositación en una plataforma marina siliciclástica dominada por tormentas. Esto sumado a la existencia de información biestratigráfica relevante en función del hallazgo de acritarcos, braquiópodos, conodontes (Ottone et al. 1995, Benedetto y Carrasco 2002, Zeballo et al. 2008) han permitido correlacionar la secuencia , al menos en forma parcial con el miembro Humacha, correspondiente a la "Arenisca 3" de Moya (1988).

CONCLUSIONES

Durante el Tremadociano Superior se desarrolló en la zona de estudio una plataforma somera con sedimentación siliciclástica influenciada por la acción de las tormentas. El análisis facial y sedimentológico de estos eventos episódicos ha permitido identificar proximales amalgamadas, en facies de shoreface (Facies E), tempestitas proximales en facies de la transición al offshore (Facies D) y tempestitas dístales del offshore superior (Facies C).
Las características de estos niveles y su distribución en la sección reflejan que la mayor parte de la sedimentación estuvo ligada a estos eventos episódicos por encima del nivel de base de olas de tormenta (Facies C, D y E), mientras que debajo de dicho nivel fueron las corrientes de turbidez el mecanismo de transporte de los niveles limoarenoso (Facies B).
En base al esquema de Mac Eachern y Pemberton (1992), que tiene en cuenta la frecuencia e intensidad de las tormentas, las numerosas capas arenosas amalgamadas con estratificación entrecruzada hummocky y la presencia de abundantes estructuras de oleaje reflejan un ambiente marino fuertemente afectado por tormentas.
La presencia de numerosos niveles bioclásticos de bases erosivas (Facies D y E) cuyas características como grado de desarticulación, la concentración de elementos distribuidos aleatoriamente y su grado de fragmentación confirman su formación bajo la acción de flujos turbulentos posiblemente durante el pico de estos eventos (Kreisa y Bambach 1982). Las características sedimentológicas y la información bioestratigráfica disponible de la zona, han permitido correlacionar la secuencia, al menos en forma parcial con el miembro Humacha, correspondiente a la "Arenisca 3" de Moya (1988).

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

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Recibido: 3 de marzo, 2012
Aceptado: 20 de octubre, 2012