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Revista de la Asociación Geológica Argentina

Print version ISSN 0004-4822

Rev. Asoc. Geol. Argent. vol.70 no.2 Buenos Aires April./June 2013

 

ARTÍCULOS

La secuencia neopaleozoica de la Quebrada de Agua de Jagúel (precordillera de Mendoza): edad y redefinicion estratigráfica

 

Carlos O. Limarino1, John L. Isbell2, Patricia L. Ciccioli1 y Arturo C. Taboada3

1Departamento de Geología de la Universidad de Buenos Aires-IGEBA (CONICET), Buenos Aires. E-mail: limar@gl.fcen.uba.ar
2Department of Geosciences, University of Wisconsin, Milwaukee, USA.
3Laboratorio de Investigaciones en Evolución y Biodiversidad (LIEB), Facultad de Ciencias Naturales, Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco, Sede Esquel - CONICET. E-mail: ataboada@unpata.edu.ar


RESUMEN

Se propone la denominación de Formación Cordón de Jagüel para la sucesión pérmica de areniscas, pelitas y escasos conglomerados que forman la ladera occidental del Cordón de Agua de Jagüel en la Precordillera de Mendoza. Estas rocas descansan en discordancia sobre metasedimentitas de la Formación Villavicencio y son separadas por falla de areniscas, pelitas y diamictitas pertenecientes a la Formación Agua de Jagüel (Pennsylvaniano). En la Formación Cordón de Jagüel se han identificado seis asociaciones de facies sedimentarias. La asociación 1 está integrada mayormente por conglomerados polimícticos y areniscas gruesas de origen fluvial. El inicio de un ascenso relativo del nivel del mar aparece registrado en la asociación de facies 2, formada por areniscas y pelitas carbonosas depositadas en ambientes transicionales, probablemente estuarinos. La asociación de facies 3, compuesta por areniscas finas, indica el pasaje a un ambiente marino costero, mientras que la asociación de facies 4 incluye areniscas con paquetes de estratificación entrecruzada de gran escala y probablemente corresponde a ambientes subtidales con importante crecimiento de barras de arena de gran porte. Una progresiva somerización llevó a la depositación de pelitas carbonosas, areniscas finas e intercalaciones de margas (asociación de facies 5) en ambientes restringidos (albuferas). Finalmente, la asociación de facies 6 (pelitas laminadas y areniscas finas) indica un nuevo evento transgresivo. Restos de invertebrados marinos pertenecientes a la Biozona de Costatumulus y de palinofloras conteniendo Lueckisporites virkkiae Potonié y Klaus sugieren una edad pérmica temprana, probablemente cisuraliana tardía para la unidad.

Palabras clave: Pérmico temprano; Formación Cordón de Jagüel; Precordillera; Gondwana.

ABSTRACT

The neopaleozoic sequence of the Agua de Jagüel Creek (Precordillera de Mendoza): age and stratigraphic redefinition. The name of the Cordón de Jagüel Formation is proposed for Permian sandstones, mudstones and scarce conglomerates that form the western slope of the Cordón de Agua de Jagüel range in the Precordillera (Mendoza Province). These rocks unconformably overlie low-grade metamorphic rocks belonging to the Villavicencio Formation and are separated by a fault from sandstones, mudstones and diamictites of the Agua de Jagüel Formation (Pennsylvanian). Six facies association have been recognized in the Cordón de Jagüel Formation. The association 1 is composed of conglomerates and coarse-grained sandstones deposited in fluvial environment. The onset of a sea-level rise is recorded in the facies association 2, which is formed by sandstones and carbonaceous mudstones sedimented in transitional environments (estuarine?). Facies association 3 is made up by fine-grained sandstones indicating the transition to coastal marine settings while facies association 4, formed by large-scale cross-bedded sandstones, was very probably deposited in subtidal coastal environments. A progressive shallowing appears in the carbonaceous mudstones, fine-grained sandstones and marls forming the facies association 5 deposited in a transitional environment (lagoons). Finally, facies association 6 (shales and fine-grained sandstones) indicates a new sea level rise. Remains of the marine invertebrates belonging to the Costatumulus Biozone and palynofloras containing Lueckisporites virkkiae Potonié and Klaus suggest an early Permian age, probably late Cisuralian, for the unit.litic 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 thinly laminated o massive silty to sandy beds intercalated in shaly intervals.

Keywords: Early Permian; Cordón de Jagüel Formation; Precordillera; Gondwana.


 

INTRODUCCIÓN

El nombre Formación Agua de Jagüel fue propuesto por Amos y Rolleri (1965), siguiendo la denominación de Formación Jagüel sugerida inicialmente por Harrington (1954, publicado en 1971), para incluir a un "grupo de areniscas, lutitas y conglomerados" que forman la mayor parte de la ladera occidental del Cordón del Agua de Jagüel. La secuencia allí aflorante presenta conspicuas intercalaciones de diamictitas y muestra sus mejores exposiciones a lo largo de la quebrada de Agua de Jagüel, unos 4 kilómetros al norte de Paramillos de Uspallata en la Precordillera de Mendoza (Fig. 1). Un segundo grupo de afloramientos, muy tectonizados y de menor desarrollo areal, se presenta en el área de La Cantera al sureste de Paramillos (Fig. 2).


Figura 1: ubicación y geología del área estudiada, en a) se muestra la geología de la región según los esquemas tradicionales y en b) la nueva propuesta presentada en este trabajo.


Figura 2: desarrollo regional de la falla que separa a las formaciones Agua de Jagüel y Cordón de Jagüel. Obsérvese como la estructura separa a la región en dos bloques, el oriental predominantemente formado por sedimentitas triásicas y terciarias y el occidental con amplio desarrollo de unidades paleozoicas.

La ubicación estratigráfica y correlación regional de esta sucesión ha sido motivo de controversias desde mediados del siglo pasado, incluyendo diferentes opiniones sobre su edad, relaciones estratigráficas y presencia de discontinuidades a lo largo de la sección. En lo que corresponde a la edad de la Formación Agua de Jagüel, su antigüedad fue mayormente establecida por el hallazgo de niveles de invertebrados marinos en diferentes posiciones estratigráficas. El estudio de estas asociaciones llevó a opiniones dispares, pues mientras algunos las ubicaron dentro del Pérmico, otros las consideraron de edad carbonífera superior (Amos y Rolleri 1965, Sabattini y Noirat 1969, González 1982, Taboada 1987, 2006, 2010, Lech 1990, 2002, 2011, Cisterna et al. 2011). La diferente interpretación sobre la antigüedad de la unidad no es menor pues, como se verá enseguida, modifica el esquema sobre la edad y número de episodios glaciales en las cuencas del margen occidental del Gondwana.
Un segundo punto de análisis ha sido la relación de base y techo de la Formación Agua de Jagüel. Si bien muchos autores, principalmente basados en observaciones realizadas en el sector sur de la sierra, han considerado a la base como cubierta por acarreo cuaternario (por ejemplo véase López Gamundí 1984; Henry et al. 2010), Taboada (1987) consideró que la base de la unidad descansa en relación discordante sobre las metamorfitas de la Formación Villavicencio. Este punto es relevante, pues como se verá en el trabajo, tiene directas implicancias en la evolución tectónica de la región y en la edad de la secuencia neopaleozoica.
Por otro lado, la relación de techo fue descripta en forma diferente, en algunos trabajos se consideró a la parte superior de la unidad cercenada por falla, mientras que en otros se propuso un contacto discordante con las volcanitas del Grupo Choiyoi (Permo- Triásico). Recientemente, Koukharsky et al. (2009) describieron una sección volcaniclástica en el techo de la Formación Agua de Jagüel, la que no había sido considerada previamente.
Un importante punto, que no ha sido hasta el presente analizado en detalle, es la presencia de discontinuidades a lo largo del perfil de la quebrada de Agua de Jagüel. Si bien la presencia de plegamientos a lo largo de la secuencia fue mencionada desde los trabajos iniciales, no fue sino hasta las contribuciones de Ciccioli et al. (2008) y Pérez Loinaze et al. (2010) que se reconoce la presencia de una importante falla inversa dentro de la secuencia neopaleozoica.
Finalmente, un aspecto relevante de la Formación Agua de Jagüel es la presencia de diamictitas glaciales próximas a la base de la unidad. Estas rocas han sido estudiadas en varios trabajos, los que han propuesto un origen glacimarino para el intervalo (López Gamundí 1984, 1987, Henry et al. 2010). Es importante destacar que si se asume una edad pérmica para la secuencia, la presencia de diamictitas glacimarinas indicaría un episodio glacial en el Pérmico inferior tal cual fue sugerido por (González y Díaz Saravia 2010). Por el contrario, si la antigüedad de la Formación Agua de Jagüel es carbonífera tardía, el evento glacial pérmico quedaría sin sustento para la Precordillera y las Sierras Pampeanas.
En este trabajo se presenta un estudio estratigráfico de la secuencia neopaleozoica aflorante en la quebrada de Agua de Jagüel, efectuándose una revisión de la edad y ubicación de los niveles fosilíferos, el análisis de las discontinuidades estructurales observadas en la sucesión, sus paleoambientes depositacionales y un modelo de correlación regional. Como se verá, el presente estudio permite además definir un nuevo esquema litoestratigráfico para el área.

ESTRATIGRAFÍA Y ESTRUCTURA DE LA REGIÓN

La quebrada de Agua de Jagüel es una de las localidades clásicas de la Precordillera de Mendoza para el Paleozoico superior. Un mapa de la región es mostrado en la figura 1, como allí puede verse las rocas más antiguas corresponden a las metamorfitas de bajo grado del Paleozoico inferior incluidas en la Formación Villavicencio (Harrington 1941). Sobre esta unidad se dispone una conspicua sección conglomerádica (hasta 50 metros de espesor) integrada en su mayor parte por clastos de metamorfitas y cuarzo, muy probablemente derivados de la unidad infrayacente. Taboada (1987) incluyó a estos conglomerados, y la secuencia de areniscas y pelitas sobrepuestas, en la Formación Agua de Jagüel, identificándola como "sección inferior" de la unidad. En esta interpretación el intervalo de diamictitas glaciales y pelitas con dropstones fue considerado un nivel estratigráfico más alto y referido como "sección intermedia" de la Formación Agua de Jagüel.
Taboada (1987) dio a conocer el hallazgo de restos de invertebrados correspondientes a la fauna de Cancrinella en la secuencia areno- pelítica que sobreyace al conglomerado (sección inferior en el sentido de Taboada 1987), a unos 120 metros de la base. Con posterioridad la asociación de invertebrados fue reubicada en la Zona de Tivertonia jachalensis-Streptorhynchus inaequiornatus por Lech (2002) y años más tarde Taboada (1998, 2006) la incluyó en la Zona de Costatumulus, de edad cisuraliana. Teniendo en cuenta la presencia del conjunto hasta aquí mencionado, la Formación Agua de Jagüel fue referida por Taboada (2006) al Pérmico temprano.
Pérez Loinaze et al. (2010) dieron a conocer el hallazgo de asociaciones palinológicoas de edad pérmica temprana, confirmando de esta manera la edad sugerida previamente por Taboada (1987). En particular, los niveles con restos palinológicos provienen de estratos equivalentes a aquellos donde Taboada (1987) encontrara los restos de invertebrados arriba señalados.
Una consecuencia directa de la información hasta aquí brindada es que la Formación Agua de Jagüel, incluyendo los niveles de diamictitas glaciales, sería de edad pérmica temprana. Esta interpretación era, sin embargo, discordante con tres importantes evidencias: 1. El hallazgo de invertebrados marinos referidos por Lech (2002) al Carbonífero superior en niveles sobrepuestos a las diamictitas glaciales, 2. Una datación radimétrica de 307,2±5,2 Ma (Carbonífero superior) reportada por Lech (2002) de una intercalación volcánica en la parte media de la unidad y 3. Los esquemas de correlación regional que vinculaban al intervalo glacial de la Formación Agua de Jagüel con otras diamictitas glaciales datadas en el Carbonífero superior (López Gamundí et al. 1992, López Gamundí 1997, López Gamundí y Martínez, 2000, Limarino y Spalletti 2006, Henry et. al. 2008, 2010).
Un punto crítico para la resolución de las contradicciones arriba señaladas surge del relevamiento de la región, con especial énfasis en las estructuras geológicas presentes. La figura 1a muestra el mapa de la región con las ideas previas a este trabajo sobre la estratigrafía de la Formación Agua de Jagüel y en la 1b los resultados obtenidos en la presente contribución.
Como allí puede verse existe una importante complicación estructural que afecta a la secuencia neopaleozoica que conforman la serranía conocida con el nombre de Cordón de Agua de Jagüel. En efecto, lo que fue considerado anteriormente la sección basal de la Formación Agua de Jagüel se encuentra separada por una importante falla inversa del resto de la unidad, esta falla ascendió tectónicamente el bloque occidental, compuesto por las diamictitas glaciales en su base, por sobre la secuencia arenosaconglomerádica datada paleontológicamente en el Pérmico y para la que aquí se propone la denominación de Formación Cordón de Jagüel.
El significado regional de la falla en cuestión no es menor, en la figura 2 se muestra un bosquejo estructural para la región en el que sólo se han representado las estructuras geológicas más importantes. Como muestra la figura 2, la falla 1 y su continuación austral representa una importante estructura geológica que divide a la región en dos bloques mayores. El bloque oriental se encuentra casi exclusivamente formado por sedimentitas y volcanitas triásicas junto a volcanitas y cuerpos hipabisales terciarios. Por el contrario, en el bloque occidental existe una importante representación de unidades paleozoicas incluyendo a la Formación Villavicencio y a la totalidad de la secuencia neopaleozoica aflorante a lo largo de la quebrada de Agua de Jagüel. Más al sur aún, la estructura en cuestión separa las sedimentitas carboníferas del cerro La Cantera de rocas volcánicas y volcaniclásticas correspondientes al Grupo Choiyoi (Fig. 2). Específicamente en la quebrada de Agua de Jagüel, la falla 3 (Fig. 2) permite entender porque las faunas recolectadas sobre las diamictitas glaciales (al oeste de la falla) y la datación radimétrica eran consistentes en sugerir una edad Carbonífera tardía, mientras que los niveles fosilíferos registrados cerca de la desembocadura de la quebrada (al este de la falla) correspondían al Pérmico.
En síntesis, la secuencia neopaleozoica presente en la quebrada de Agua de Jagüel no es continua, como fuera anteriormente asumido, y en realidad corresponde a dos conjuntos estratigráficos separados tectónicamente. Nosotros proponemos conservar el nombre de Formación Agua de Jagüel para la secuencia expuesta al oeste de la falla, respetando de esta forma el uso tradicional del toponímico (Harrington 1954, 1971, Amos y Rolleri 1965, López Gamundí 1984, Ciccioli et al., 2008). Para los afloramientos ubicados al este de la falla, que claramente difieren en edad, se propone aquí la denominación de Formación Cordón de Jagüel en alusión a su disposición formando la ladera occidental del mencionado cordón montañoso.

FORMACIÓN CORDÓN DE JAGüEL

Se propone esta denominación para el conjunto de areniscas, pelitas y muy escasos conglomerados de color gris verdoso obscuro que forman la ladera occidental del Cordón de Agua de Jagüel. Su perfil tipo (Fig. 3) se fija en el extremo sur del citado cordón entre los puntos GPS 32º26'33,2''- 69º13'50,1'' LS (base) y 32º26'23,4''- 69º14'14,5'' LO (techo). La secuencia allí aflorante alcanza un espesor mínimo de 225 metros e inclina con ángulos variables entre 20º y 70º al oeste dado a un apretado plegamiento. La base de la formación se dispone en contacto tectónico sobre la Formación Villavicencio a lo largo de la mayor parte del cordón de Jagüel (falla 2 en la Fig. 2), aunque en el extremo austral de esta serranía la falla desaparece y las sedimentitas pérmicas descansan en discordancia angular sobre la Formación Villavicencio (facies normal sensu Harrington 1971). Sobre este contacto se dispone un conglomerado de base de espesores variables entre 1 y 10 metros. El techo de la Formación Cordón de Jagüel se encuentra suprimido por falla, siendo el contacto tectónico con la Formación Agua de Jagüel.


Figura 3: mapa geológico de la quebrada de Agua de Jagüel, los números indican niveles estratigráficos señalados en el texto.

Para una mejor descripción e interpretación de los ambientes depositacionales se ha dividido a la unidad en 6 asociaciones de facies sedimentarias (Fig. 4 y cuadro 1).


Figura 4: perfil estratigráfico de la Formación Cordón de Jagüel.

Cuadro 1: Asociaciones de facies sedimentarias identificadas en la Formación Cordón de Jagüel.

Asociación de facies 1 (de conglomerados polimícticos y areniscas gruesas)
Esta facies conforma la base de la Formación Cordón de Jagüel (Fig. 3 punto 1) rellenando un paleorrelieve irregular sobre las metamorfitas de la Formación Villavicencio (Fig. 5a). La potencia máxima observada fue de 50 metros, aunque el espesor varía fuertemente de acuerdo al paleorrelieve preexistente, e incluso llega a desaparecer en algunos sectores. Los conglomerados son dominantes en el tercio inferior, pero disminuyen su participación y la potencia de los bancos hacia el techo. Se trata de ortoconglomerados polimícticos, compuestos mayormente por fragmentos bien redondeados de rocas metamórficas de bajo grado y cuarzo lechoso, predominan las variedades clasto-sostenidas (Fig. 5b) aunque en algunos casos fueron observados escasos conglomerados matriz-sostén. La matriz es invariablemente arenosa, mayormente de grano gruesa y composición lítico-feldespática. Los conglomerados se estratifican en bancos lenticulares de hasta 1 metro de potencia, generalmente macizos y, en algunos casos, exhibiendo estratificación entrecruzada tabular planar en sets de escala decimétrica. La base de los bancos frecuentemente es erosiva de moderado relieve.


Figura 5: a) vista regional de las asociaciones de facies identificadas en este trabajo. b) aspecto de los conglomerados basales de la Formación Cordón de Jagüel.

Las areniscas son de color gris claro a gris verdoso, predominan las de tamaño de grano grueso y, en ocasiones, suelen presentar clastos de gravas diseminados irregularmente. Los estratos son lenticulares e internamente muestran estratificación entrecruzada tabular planar, en artesa, estratificación entrecruzada de bajo ángulo o conforman capas macizas. Finalmente, existe una muy baja proporción de areniscas medianas a finas de color gris verdoso, mostrando estructura laminada horizontal u ondulítica de corriente.
Las características descriptas sugieren un origen fluvial para el conjunto, sobre todo teniendo en cuenta el dominio de conglomerados estratificados en bancos lenticulares con bases erosivas, los que portan paquetes de estratificación entrecruzada de mediana escala. La lenticularidad de los bancos, la ausencia de superficies de migración lateral y la muy escasa participación de sedimentos finos de planicie de inundación, llevan a suponer la existencia de una red entrelazada de canales fijos con frecuentes eventos de avulsión y reapertura de nuevos canales dentro de la planicie aluvial. Dentro de este contexto, la mayor parte de los conglomerados y areniscas gruesas con estratificación entrecruzada corresponderían a depósitos de barras de canal, mientras que las areniscas finas y medianas con estratificación horizontal u ondulítica indicaría la presencia de depósitos de tope de barras o bien reducidas planicies de inundación arenosas.

Asociación de facies 2 (de areniscas y pelitas carbonosas)
Esta facies sedimentaria muestra sus mejores afloramientos al sur de la huella que rodea al Cordón de Agua de Jagüel (Fig. 3 punto 2) donde alcanza un espesor de 30 metros, hacia el norte se acuña rápidamente hasta casi desaparecer a lo largo del Cordón de Agua de Jagüel. Los afloramientos de esta unidad se encuentran perturbados tectónicamente, formando pliegues de pocas decenas de metros de longitud de onda. Composicionalmente dominan las areniscas gris amarillentas, localmente rosadas, que muestran un incremento en la proporción de cuarzo y feldespato respecto a fragmentos líticos cuando se las compara con las areniscas de la asociación de facies 1.
En las areniscas dominan las de grano grueso a mediano, localmente gravillosas, estratifican en bancos lentiformes, de espesor inferior a 1 metro, con bases ligeramente erosivas. Estas rocas muestran frecuente estratificación entrecruzada, tanto en artesa como tabular planar, éstas últimas muy esporádicamente presentan laminación ondulítica ascendente con cortinas de fango en la parte inferior de las capas frontales. Las areniscas finas se estratifican en bancos tabulares, de espesores decimétricos a centimétricos. Dominan en estas rocas las capas planas, la estratificación entrecruzada de bajo ángulo y con menos frecuencia la laminación ondulítica de corriente con ocasionales cortinas de fango.
Finalmente, las pelitas son frecuentemente carbonosas y exhiben abundantes restos de tallos y hojas en muy deficiente estado de preservación. Estas rocas se presentan macizas, menos frecuentemente laminadas, suelen mostrar niveles de paleosuelos y esporádicamente intercalan capitas milimétricas de carbón.
Se interpreta a esta asociación de facies como formada en un ambiente transicional, probablemente estuárico, donde depósitos de barras fluviales (areniscas gruesas y medianas con estratificación entrecruzada) muestran evidencias de acción mareal en sus capas frontales. Además, la presencia de areniscas finas con estratificación ondulítica y cortinas de fango, indica depositación por corrientes tractivas en condiciones de bajo régimen de flujo que alternaban con sedimentación desde suspensión o bien por corrientes de muy baja velocidad. En este contexto, la forma lenticular a gran escala de la asociación de facies indicaría la geometría del valle fluvial inundado, el que como se ha señalado más arriba se acuñaba hacia el norte.

Asociación de facies 3 (de areniscas finas)
Aproximadamente el 80% de esta asociación de facies se encuentra compuestas por areniscas finas y muy finas, de color gris verdoso, en ocasiones micáceas. Las areniscas se estratifican en bancos fuertemente tabulares, internamente exhibiendo laminación horizontal, laminación ondulítica de oleaje y corriente y con menos frecuencia paquetes de estratificación entrecruzada de espesor inferior a 15 cm. Localmente los bancos muestran ondulitas en el techo. El resto de la asociación de facies está dominado por fangolitas gris verdosas, en algunos casos, micáceas casi invariablemente laminadas y localmente bioturbadas. A diferencia de lo observado en la asociación de facies 2, las pelitas aquí descriptas no portan restos de plantas y no resultan carbonosas.
El espesor total de la asociación de facies es de unos 40 metros, verticalmente la relación pelita/arenisca aumenta hacia el techo de la unidad, hasta que en el tercio superior dominan las fangolitas que intercalan delgados niveles de areniscas finas con laminación ondulítica y con menos frecuencia hummocky.
La excluyente participación de sedimentos de grano fino, el carácter tabular de los bancos, el dominio de capas laminadas y la presencia de estratificación ondulítica de oleaje sugiere un ambiente marino subtidal en transición al offshore para este intervalo.

Asociación de facies 4 (de areniscas con estratificación entrecruzada de gran escala)
Aunque la base de esta asociación de facies muestra proporciones equivalentes de areniscas finas y pelitas, rápidamente el porcentaje de areniscas, su tamaño de grano y el espesor de los bancos aumentan, hasta ser las areniscas ampliamente dominantes a partir del tramo medio de la unidad. El espesor de esta asociación de facies es de unos 30 metros.
Se han diferenciado tres tipos de depósitos arenosos. Los más abundantes corresponden a areniscas medianas (hasta gruesas) que conforman bancos de hasta 4 metros de espesor, los que en su interior muestran sets de estratificación entrecruzada tabular de gran escala. Las capas frontales de los paquetes entrecruzados pueden presentar espesores centimétricos y resultan, por lo general, asintóticas a la base de los sets y, en algunos casos, muestran óndulas de retrabajo por acción de oleaje.
Un segundo tipo corresponde a areniscas finas con frecuente laminación ondulítica. Estas areniscas se estratifican en bancos tabulares, con espesores inferiores a 20 cm, y alternan rítmicamente con capas de fangolitas. El tercer tipo de arenisca corresponde a areniscas desde gruesas a finas, más frecuentes en la base de la sección, que muestran estratificación hummocky o capas planas. Finalmente, las fangolitas son de color gris verdoso y aparecen invariablemente laminadas.
Las litologías y estructuras sedimentarias descriptas fuertemente sugieren un ambiente marino costero subtidal a intertidal para esta asociación de facies. En particular, la presencia de paquetes entrecruzados de gran escala indicaría el desarrollo de barras sumergidas o islas barreas hacia el techo de la sección.

Asociación de facies 5 (de pelitas carbonosas, areniscas finas e intercalaciones de margas)
Corresponde a una asociación esencialmente de grano fino, de 38 metros de espesor, integrada por pelitas, frecuentemente carbonosas, areniscas finas y medianas (raramente gruesas) e intercalaciones lenticulares de margas.
Las pelitas, gris obscuras hasta negras, son mayormente masivas, con menor frecuencia con laminación horizontal, y presentan, en ocasiones, restos de plantas en muy mal estado de conservación. Ocasionalmente, se intercalan niveles tabulares, de hasta 20 cm de potencia, de carbones arcillosos. Fuera de la traza del perfil, en dirección norte, el espesor de las capas carbonosas aumenta hasta formar secuencias de espesor métrico de pelitas carbonosas interestratificadas con bancos de carbón. Las areniscas finas son de color gris verdoso, en ocasiones, fangosas, y se presentan formando capas tabulares macizas, más raramente con laminación horizontal u ondulítica tanto ascendente como de oleaje. Un rasgo característico, de las areniscas finas y de las pelitas arriba descriptas, es la presencia de importante bioturbación, en especial perforante.
Las areniscas gruesas se presentan como intercalaciones delgadas, hasta 30 cm de espesor, formando bancos lenticulares de base plana que pueden alcanzar varias decenas de metros de continuidad lateral. En el interior de los bancos es frecuente la presencia de paquetes de laminación entrecruzada de espesor centimétrico. Finalmente, existen varias intercalaciones de margas y calizas fangosas, estratificadas en bancos macizos que con frecuencia muestran abundantes restos de invertebrados marinos (punto 3 en Fig. 3).
El tamaño de grano fino del depósito, la presencia de capas de pelitas carbonosas y carbones, de margas, de abundantes restos mal conservados de plantas, de invertebrados marinos y de laminación ondulítica tanto ascendente como de oleaje, lleva a interpretar a esta asociación de facies como depositada en un ambiente marino restringido de relativamente baja energía. En particular, su relación vertical con acumulaciones de barras e islas barreras pertenecientes a la asociación de facies 4, podría sugerir un ambiente albuférico de depositación.

Asociación de facies 6 (de pelitas laminadas y areniscas finas)
Esta asociación de facies muestra contacto transicional, aunque relativamente rápido, con la precedentemente descripta. La principal diferencia es que las pelitas carbonosas son reemplazadas por gruesos paquetes de areniscas con abundante laminación ondulítica de oleaje y corriente, que intercalan delgados bancos de fangolitas laminadas carentes de restos de plantas y material carbonoso. El cambio litológico está también acompañado por una variación en el color de la secuencia, ya que la coloración gris obscura que caracteriza a la asociación de facies 5 pasa a gris verdoso en la sección aquí descripta.
Las areniscas, de tamaño de grano fino hasta mediano, en ocasiones micáceas, forman bancos tabulares, de unos 20 cm de espesor promedio, los que internamente están dominados por estratificación plana, ondulítica o con menos frecuencia entrecruzada en sets de pequeña escala. Ocasionalmente ha sido identificada la presencia de estratificación entrecruzada hummocky.
Las fangolitas son macizas, más raramente laminadas y presentan contactos netos con las capas arenosas y, en ocasiones, portan restos de invertebrados (punto 4 en Fig. 3). La relación arenisca/fangolita es variable a lo largo de la asociación de facies ya que la sucesión inicialmente arenosa aumenta progresivamente la proporción de pelitas hasta que estas últimas son dominantes. Al menos dos ciclos granodecrecientes de arenisca-pelita han sido identificados en esta sección.
Es difícil determinar el espesor correcto de esta asociación de facies, pues a medida que nos acercamos al plano de falla que la separa de la Formación Agua de Jagüel se incrementa la deformación, produciéndose una zona de plegamiento en forma de sinclinales y anticlinales repetidos, lo que hace que el intervalo descripto parezca de mayor espesor que el real. Se estima una potencia mínima de 40 metros para la asociación de facies. En lo que corresponde al ambiente depositacional es sin duda marino, inicialmente dominado por facies intertidales que verticalmente son reemplazadas por subtidales, transicionales y, finalmente, intervalos de offshore. Al menos dos ciclos decamétricos de profundización fueron identificados en este intervalo.

CONTENIDO FOSILÍFERO Y EDAD DE LA FORMACIÓN CORDÓN DE JAGüEL

El primero en dar a conocer el hallazgo de invertebrados marinos en esta secuencia fue Taboada (1987) quien describió una interesante fauna compuesta por braquiópodos, bivalvos y gastrópodos. Esta asociación corresponde al nivel fosilífero 3 de Taboada (1987) ubicado sobre la margen derecha de la quebrada de Agua de Jagüel aproximadamente a los 32º26'30,9'' LS y 69º14'07'' LO (punto 3 en Fig. 3). Nuevas colecciones efectuadas para este trabajo confirman la presencia de Costatumulus amosi Taboada 1998 (previamente Cancrinella aff. farleyensis en Taboada 1987; Cancrinella/Costatumulus? sp. en Lech 1990, 2002) asociado a Coolkilella keideli Taboada 1998, Tivertonia leanzai Taboada 2006 (previamente Lissochonetes sp. Lech 1990/ Tivertonia sp. Lech 2002) y Crurithyris roxoi (Oliveira). Una segunda localidad fosilífera dentro de la Formación Cordón de Jagüel fue encontrada próxima a la falla que separa a esta unidad de la Formación Agua de Jagüel (32º26'29,3'' LS-69º14'11,9''LO, Fig. 3 punto 4). Allí fueron también recolectados restos de Costatumulus amosi en lentes carbonáticos intercalados en depósitos de fangolitas y areniscas finas de la asociación de facies 6.
Los restos de invertebrados colectados en ambas localidades fosilíferas fueron incluidos en la Biozona de Costatumulus amosi (Taboada 1998, 2006) que reemplaza a la Biozona de Cancrinella en el sentido de Amos y Rolleri (1965). La edad sugerida para la Biozona de Costatumulus ha sido cisuraliana, inicialmente referida al Asseliano (Taboada 1998), luego al Asseliano- Tastubiano (Taboada 2001a, b, 2006) y finalmente al Sakmariano tardío-Artinskiano temprano (Taboada 2010).
Más recientemente, y con el propósito de confirmar la edad de la sucesión, Pérez Loinaze et al. (2010) efectuaron un estudio palinológico de cuatro niveles fértiles encontrados en niveles equivalentes a los descriptos por Taboada (1987). Estas asociaciones mostraron un dominio de polen teniado junto a granos de polen bisacados, en menor proporción esporas y excepcionalmente acritarcas.
Entre las especies de granos de polen presentes en las asociaciones se destacan: Alisporites sp. cf. A. australiensis de Jersey 1962, Hamiapollenites sp. cf. H. andiraensis Playford y Dino 2000b, Lueckisporites virkkiae Potonié y Klaus 1954, Lunatisporites sp., Protohaploxypinus sp., Pteruchipollenites gracilis (Segroves) Foster 1979, Scheuringipollenites sp., Striatopodocarpites sp. cf. S. cancellatus (Balme y Hennelly) Hart 1965, Striatopodocarpites cf. S. pantii (Jansonius) Balme 1970, Striatopodocarpites sp., Taeniasporites sp., Vittatina sp., junto a algunos trisacados indeterminables.
Las esporas más representadas corresponden a Anapiculatisporites parviapiculatus Azcuy 1975, Cristatisporites sp., Granulatisporites austroamericanus Archangelsky y Gamerro 1979, Horriditriletes uruguaiensis (Marques Toigo) Archangelsky y Gamerro 1979, Laevigatosporites vulgaris (Ibrahim) Ibrahim 1933, Leiotriletes sp., Lophotriletes discordis Gutiérrez y Césari 1989, Punctatisporites sp., Spelaeotriletes sp., Striatosporites sp. cf. S. heyleri (Doubinger) Playford y Dino 2000a, Vallatisporites sp., Verrucosisporites insuetus Playford y Dino 2000a, y Verrucosisporites sp.
En lo que respecta a los acritarcas están representados únicamente por el género Navifusa.
La asociación palinológica descripta fue comparada con aquellas referidas a la Biozona Lueckisporites/Weylandites del Pérmico inferior de Argentina (Césari y Gutiérrez 2001), cuya sección de referencia se encuentra en la Formación Yacimiento Los Reyunos (unidad inferior del Grupo Chochicó, provincia de Mendoza). El análisis de la distribución de los taxones en otras cuencas gondwánicas permitió sugerir una edad cisuraliana tardía para la asociación (Pérez Loinaze et al. 2010). En síntesis, los restos de invertebrados marinos y las asociaciones palinológicas son consistentes en asignar una edad pérmica temprana tardía (Cisuraliana tardía) para la Formación Cordón de Jagüel.

EVOLUCIÓN PALEOAMBIENTAL Y ESTRATIGRÁFICA

Una representación esquemática de la evolución paleoambiental y estratigráfica de la Formación Cordón de Jagüel se muestra en la figura 6, en la que además se representa una curva esquemática de la variación relativa del nivel del mar y la ubicación de los niveles fosilíferos. Del análisis de esta figura, resulta que la Formación Cordón de Jagüel puede ser entendida como originada inicialmente por sedimentación en condiciones de mar bajo, a la que sigue el apilamiento de al menos tres secuencias transgresivas-regresivas.


Figura 6: modelo de evolución paleoambiental y correlación regional de la Formación Cordón de Jagüel.

La mayor parte de la Formación Cordón de Jagüel fue depositada en ambiente marino costero, con la salvedad del tramo inferior (asociación de facies 1) originada en planicies fluviales entrelazadas gravo-arenosas. Este tramo basal descansa directamente sobre las metamorfitas de la Formación Villavicencio y sugiere la existencia de un evento de deformación tectónica antes de la depositación de los conglomerados basales de la Formación Cordón de Jagüel (Fig. 6).
Este evento tectónico, y la posterior fase erosiva por él generado, produjeron un importante paleorelieve y muy probablemente la erosión de espesores significativos de sedimentitas carboníferas (Formación Agua de Jagüel). De hecho, la secuencia pérmica aquí descripta omite en su contacto a la Formación Agua de Jagüel y se apoya directamente sobre la Formación Villavicencio, indicando un importante episodio de erosión regional. Los sistemas fluviales de grano grueso que integran la asociación de facies 1 representan el relleno postectónico de las áreas elevadas en un ambiente enteramente continental, muy probablemente, bajo condiciones de nivel del mar bajo (LSST en Fig. 6). Un aumento relativo del nivel del mar comenzó a manifestarse a partir de la base de la asociación de facies 2, cuando los ambientes conglomerádicos de alta energía de la asociación de facies 1 fueron reemplazados por arenas y pelitas carbonosas sedimentadas en ambientes transicionales, muy probablemente estuarinos. La superficie de inundación que marca la base de la asociación de facies 2 (Fig. 6), marca el inicio de un evento transgresivo mayor, en el que los sedimentos estuarinos fueron reemplazados rápidamente por secuencias subtidales y transicionales al offshore que forman la parte inferior y media de la asociación de facies 3 (TST1 en Fig. 6). Hacia el techo de esta asociación de facies, se alcanzaron las condiciones de máxima profundización (Fig. 6), correspondientes a un delgado intervalo de pelitas de offshore.
La asociación de facies 4 está claramente dominada por sedimentación subtidal y el crecimiento de barras de arena, muy probablemente en un contexto de mar alto (HSST1 en Fig. 6). Estas condiciones persistieron durante la depositación de la asociación de facies 5, en la que en un ambiente marino protegido produjo la sedimentación de capas de pelitas carbonosas y margas alojando restos de invertebrados marinos. Este intervalo, probablemente albuférico, representa los ambientes más someros registrados durante el estado de nivel de mar alto, antes del evento de inundación que marca la base de la asociación de facies 6 (Fig. 6).
La asociación de facies 6 comienza con areniscas intertidales que evolucionan verticalmente a subtidales y finalmente depósitos de offshore durante el máximo transgresivo (TST2 en Fig. 6). La evolución vertical de la secuencia parece indicar que la asociación de facies 6 registra al menos dos ciclos transgresivos-regresivos (TST2-HSST2 y TST3-HSST3, en Fig. 6) en el sentido de Embry y Johannessen (1992).

CORRELACIÓN REGIONAL

La separación de las sedimentitas carboníferas (Formación Agua de Jagüel) de las pérmicas (Formación Cordón de Jagüel) y la existencia de una relación discordante entre ambas, no sólo solucionan varios problemas estratigráficos en el área, sino que permite efectuar varias consideraciones acerca de su correlación regional. En primer lugar las diamictitas glaciales que conforman la base de la Formación Agua de Jagüel claramente correlacionan con secuencias diamictiticas equivalentes en la Cuencas Calingasta-Uspallata (Formación Hoyada Verde, González 1981, López Gamundí 1987, 1991), Paganzo (Formación Guandacol, López Gamundí y Martínez 2000, Pazos 2002, Marenssi et al. 2005 y Formación Agua Colorada, Limarino y Gutiérrez 1990) y San Rafael (Formación El Imperial). Este intervalo ha sido identificado como sección 6 de la megasecuencia II en el modelo de correlación estratigráfica propuesto para las cuencas del oeste argentino por Limarino et al. (2006) y corresponde al segundo evento glacial (LPIA 2) identificado por Isbell et al. (2003a, b) en Gondwana. Además dentro de los modelos de evolución paleoclimática, estas diamictitas corresponde al estado paleoclimático 2 (López Gamundí et al. 1992) el cual fue referido al Carbonífero superior. Recientes dataciones radimétricas efectuadas en la vecina cuenca de Paganzo por Gulbranson et al. (2010) sugieren que el intervalo glacial tuvo su acmé entre el Viseano y el Serpukhoviano, teniendo en cuenta edades Pb206/U238 sobre zircones obtenidas por debajo (335,99 ± 0,06 Ma) y por encima (318,79 ± 0,1Ma) del intervalo glacial. Estas edades son consistentes con la de 307,2 ± 5,2 Ma (Moskoviano-Kasimoviano) obtenida en la Formación Agua de Jagüel (en Lech 2002) por sobre el nivel de transgresión postglacial, varios metros por encima del intervalo diamictítico.
En lo que respecta a la discordancia que separa a las formaciones Agua de Jagüel y Cordón de Jagüel, una relación semejante ha sido recientemente descripta en la Cordillera de Castaño entre las formaciones Agua Negra y San Ignacio por Busquet et al. (2005) y Césari et al. (2010). La primera de las unidades citadas es correlativa por su litología y edad de la Formación Agua de Jagüel (Fig. 6), mientras que la segunda puede ser correlacionada con la Formación Cordón de Jagüel teniendo en cuenta su posición estratigráfica y disposición discordante sobre la Formación Agua Negra (Fig. 6). Por lo tanto, la discordancia que separa a las formaciones Agua de Jagüel y Cordón de Jagüel en la Precordillera y la que establece el límite entre las formaciones Agua Negra y San Ignacio en la Cordillera de San Juan parecen corresponder con la fase Diastrófica Atacama (Aceñolaza y Toselli 1981, Fig. 6) la que fuera reconocida en la Puna Argentina y en la vecina cuenca de Paganzo (Caselli y Limarino 1993). La edad de esta fase diastrófica no ha podido aún ser establecida con precisión, y puede corresponder al Carbonífero más tardío o al Pérmico más temprano.
En lo que respecta a la correlación de la Formación Cordón de Jagüel con las secuencias enteramente continentales de la cuenca de Paganzo, la unidad sería temporalmente equivalente a la parte media a superior de las formaciones Patquía y De La Cuesta.

CONCLUSIONES

La información presentada en esta contribución permite arribar a las siguientes conclusiones:
La secuencia neopaleozoica aflorante en la quebrada de Agua de Jagüel no conforma una única unidad litoestratigráfica, sino que debe ser dividida en dos formaciones discordantes: Formación Agua de Jagüel y Formación Cordón de Jagüel.
Se propone mantener el nombre de Formación Agua de Jagüel para la secuencia carbonífera integrada por areniscas y pelitas que en su parte inferior incluye diamictitas glaciarias. De esta forma se respeta el uso tradicional del toponímico.
La Formación Cordón de Jagüel es definida en este trabajo para incluir a un conjunto de areniscas, pelitas carbonosas y conglomerados que se apoyan en discordancia sobre las rocas de la Formación Villavicencio y se encuentran separadas por falla de la Formación Agua de Jagüel. El espesor total de la secuencia es de 225 m y su estratotipo se fija en el extremo austral del Cordón de Jagüel entre los 32º26'33,2''- 69º13'50,1'' LS (base) y 32º26'23,4''- 69º14'14,5'' LO (techo, mediciones GPS).
La edad de la Formación Cordón de Jagüel es cisuraliana (Pérmico Temprano tardío) teniendo en cuenta la presencia de invertebrados marinos pertenecientes a la Biozona de Costatumulus. Esta edad es confirmada por la existencia de granos de polen presentes en la Biozona Lueckisporites/Weylandites del Cisuraliano de Argentina.
Se han reconocido 6 facies sedimentarias que indican recurrentes cambios en la posición de la línea de costa. En este sentido, la asociación de facies 1 fue depositada en un ambiente enteramente continental, más específicamente fluvial entrelazado. La asociación de facies 2 indica un ascenso relativo del nivel del mar que condujo al desarrollo de ambientes de sedimentación mixta (probablemente estuarina). En la asociación de facies 3 predominan sedimentos costeros subtidales hasta de offshore proximal. Las asociaciones de facies 4 y 5, también de origen marino, representan la progradación del ambiente costero y el predominio de facies subtidales, intertidales e incluso albuféricas. Finalmente, la asociación de facies 6 indican nuevos pulsos transgresivos y el dominio de facies subtidales y de offshore proximal.
La Formación Cordón de Jagüel puede ser correlacionada crono y litológicamente con las formaciones San Ignacio (en la Cordillera de Castaño) y con la parte media a superior de las formaciones Patquía y De La Cuesta en la vecina cuenca Paganzo.
El nuevo esquema estratigráfico planteado en este trabajo ubica a las diamictitas glaciarias en la base de la Formación Agua de Jagüel (Pennsylvaniano), estratigráficamente por debajo de los conglomerados basales de la Formación Cordón de Jagüel. Por lo tanto, no existen evidencias ciertas que permitan sustentar la existencia de un evento glacial durante el Cisuraliano en la Precordillera argentina.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo fue realizado con el apoyo de la Universidad de Buenos Aires (UBACyTGC 01/W321), University of Wisconsin (USA) y la Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco. Los autores quieren agradecer los comentarios y valiosas sugerencias de los Dres. E.G. Ottone y S.H. Peralta que permitieron mejorar la versión original del trabajo.

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Recibido: 7 de julio, 2011
Aceptado: 8 de marzo, 2012

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