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Latin American journal of sedimentology and basin analysis

versión On-line ISSN 1851-4979

Lat. Am. j. sedimentol. basin anal. vol.18 no.2 La Plata ago./dic. 2011

 

ARTÍCULOS

Las tempestitas peloidales de la formación Vaca Muerta (Tithoniano-Valanginiano) en el sector surmendocino de la Cuenca Neuquina, Argentina

 

Diego A. Kietzmann y Ricardo M. Palma

Grupo de Carbonatos y Cicloestratigrafía, Instituto de Estudios Andinos "Don Pablo Groeber" - CONICET
Departamento de Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires. diegokietzmann@gl.fcen.uba.ar, palma@gl.fcen.uba.ar

Received December 27, 2011 - Accepted August 6, 2012

 


Resumen: Se analizan los depósitos de tormenta de dos secciones estratigráficas de la Formación Vaca Muerta (Tithoniano-Valanginiano) en el área de Bardas Blancas, sur de la provincia de Mendoza. Estos depósitos incluyen: a) depósitos con estratificación entrecruzada de bajo ángulo; b) depósitos con estratificación entrecruzada hummocky de pequeña y gran escala; y c) depósitos laminados con gradación normal intralámina. Las secuencias completas con HCS están compuestas por tres unidades (Sa, Sb y Sc) asociadas al evento de tormenta y una unidad que incluye depósitos de post-tormenta y de buen tiempo (Sd). La comparación con ejemplos actuales y ejemplos del registro, permite estimar un rango batimétrico de 25 a 50 m para los depósitos con estratificación entrecruzada hummocky. Asimismo se discuten posibles orígenes alternativos relacionados con inestabilidades en la interfase de la picnoclina y los efectos de la compactación sobre la preservación de las texturas y estructuras primarias de los depósitos de la Formación Vaca Muerta.

Palabras clave: Tempestitas; Pseudomatriz carbonática; Rampa carbonática; Jurásico-Cretácico.

EXTENDED ABSTRACT

Storm deposits (tempestites) have been extensively studied in the sedimentary record, particularly those deposits with hummocky cross-stratification, knowing their bathymetric ranks, facies models and their hydrodynamic conditions (Harms et al., 1975; Dott y Burgeois, 1982; Dumas y Arnott, 2006). However, detailed studies in carbonate sediments are relatively scarce.
Recently, other types of interference generated at the picnocline interface (internal waves) were proposed to interpret similar deposits without being controlled by the position of the of storm-wave level (Pomar et al., 2012).

The Tithonian - Valanginian deposits in the southern Mendoza - Neuquén Basin are particularly interesting because of their association with a homoclinal carbonate ramp system. During the Late Jurassic - Early Cretaceous a series of marine sequences were developed throughout the basin that are grouped under the Mendoza Group. In the southern Mendoza area it includes the Vaca Muerta Formation (early Tithonian - early Valanginian), the Chachao Formation (early Valanginian) and the Agrio Formation (early Valanginian - early Barremian) (Figs. 1 and 2).
The Vaca Muerta Formation is widely distributed over the entire Neuquén Basin. It consists of dark bituminous shales, marls and limestones deposited
in response to a rapid and widespread marine transgression originated from the Pacific Ocean, as consequence of a tectonic phase of compressional relaxation (Legarreta and Uliana, 1991). While initial studies show significant variations in the proportions of different lithologies, sedimentological knowledge is still general, with the exception of contributions from the south of the basin (Spalletti et al., 2000, 2008; Scasso et al., 2002, 2005) and southern Mendoza area (Doyle et al., 2005; Kietzmann et al., 2008, 2011).
Storm deposits are well developed in the Vaca Muerta Formation. Based on tempestites characteristics and their associated beds four distinct deposits have been identified in the Bardas Blancas area (Fig. 3): (1) packstones with low-angle cross-stratification, (2) packstones/grainstones with large scale hummocky cross-stratification, (3) rudstones/grainstones with small scale hummocky cross-stratification, and (4) laminated wackestones/ packstones with intralaminar normal gradation (Figs. 5 and 6).
Packstones with low-angle cross-stratification can be interpreted as anisotropic hummocks deposits or low relief megaripples generated under combined flows during major storms in the middle ramp.
A complete sequence of HCS consists of three divisions (Sa-Sc) associated with the storm event, and an upper unit (Sd) that represents the fair-weather period between major storm events. Unit Sa starts with an erosion base and consists in low angle cross-stratified rudstones/grainstones. Unit Sb The unit begins with a second order surface and is composed by packstones and grainstones with hummocky cross-stratification. Unit Sc is represented by peloidal packstones with ripple marks, and finally the unit Sd consists of laminated wackestones/packstones.
Laminated wackestones/packstones with intra-laminar normal gradation consist of bioclastic wackestones/packstones composed of saccocomids remains or a rhythmic alternation of peloidal packstones and sandy layers with current ripple marks, which probably represents the distal expression of the storms.
Variations from this sequence allow us to make some comparison with other ancient carbonate storm deposits (Kreisa, 1981; Monaco 1992, Sami y Descorchers, 1992; Molina et al., 1997; Zhou et al., 2011). Although deposits of the Vaca Muerta
Formation are compositionally similar to those described by Molina et al. (1997), the ideal sequence is similar to that recognized by Monaco (1992) (Fig. 10). The division proposed by Monaco (1992) seems to be the most accurate, since it is based on the recognition of structures generated under different hydrodynamic conditions rather than genetic interpretations associated with the phases of the storm.
Comparing the described storm-influenced deposits with ancient and modern storm deposits examples, a relative water depth of 25 to 50 m is estimated for the formation of the HCS limestone facies. Even assuming its origin from internal waves, the position of the pycnocline in warm seas and small basins would be found within the same depth range (Nordberg et al., 2000), so that the deposits described in this paper may be important in future palaeogeographical studies in the Neuquén Basin.

Keywords: Tempestites; Carbonate pseudomatrix; Carbonate ramp; Jurassic-Cretaceous.


 

INTRODUCCIÓN

Los depósitos generados por tormentas (tempestitas) han sido ampliamente estudiados en el registro sedimentario, tanto en rocas siliciclásticas como carbonáticas (Seilacher y Aigner, 1991; Walker y Plint, 1992; Monaco, 1992; Molina et al., 1997, entre otros).
Las tempestitas se caracterizan por la presencia de óndulas de oleaje y de corriente, estratificación entrecruzada hummocky y depósitos gradados (e.g., Einsele y Seilacher, 1991). En particular los depósitos con estratificación entrecruzada hummocky han sido extensamente estudiados en las últimas décadas, conociéndose las condiciones hidrodinámicas de formación y sus modelos de facies (e.g., Harms et al., 1975; Dott y Burgeois, 1982; Hunter y Clifton, 1982; Walker et al., 1983; Duke, 1985; Southard et al., 1990; Cheel y Leckie, 1993; Dumas et al., 2005; Dumas y Arnott, 2006, entre otros).
Las tempestitas han sido utilizadas como indicadores de las tendencias de proximalidad-distalidad, así como de la batimetría relativa (e.g., Aigner, 1982; Simpson, 1987; Handford, 1986; Monaco, 1992; Molina et al., 1997; Bádenas y Aurell, 2001; Yang et al., 2006), de manera que comprender su naturaleza y distribución es de fundamental importancia para las reconstrucciones paleogeogáficas y estudios a nivel de cuenca.

Es importante considerar sin embargo, que otro tipo de perturbaciones generadas en la interfase entre dos masas de agua con diferentes propiedades, como las inestabilidades de Kelvin-Helmholz o las denominadas internal waves, pueden generar depósitos similares sin estar controladas por la posición del nivel de olas de tormentas (Allen, 1997; Immenhauser, 2009; Pomar et al., 2012).
A diferencia de los sedimentos siliciclásticos, la naturaleza intracuencal de los carbonatos promueve depósitos de tormenta más complejos y diversos (e.g., Lee y Kim, 1992), por lo que los ejemplos detallados en sedimentos carbonáticos son relativamente más reducidos (e.g., Kreisa, 1981; Monaco, 1992; Sami y Descorchers, 1992; Molina et al., 1997; Zhou et al., 2011).
Los depósitos de tormenta presentes en la Formación Vaca Muerta son más frecuentes de lo que tradicionalmente se suponía (Kietzmann et al., 2008, 2011; Kietzmann y Palma, 2009a) y probablemente la naturaleza pelletoidal de las partículas dominantes (Kietzmann y Palma, 2010a,b; Kietzmann et al. 2010a) haya provocado su enmascaramiento.
La Formación Vaca Muerta es una de las unidades litoestratigráficas con mayor extensión areal de la Cuenca Neuquina. Se caracteriza por su uniformidad litológica, dominada por pelitas negras y calizas micríticas (Weaver, 1931; Groeber, 1946; Leanza, 1973; Leanza et al., 1977) y representa las facies más distales de una serie de sistemas carbonáticos y mixtos que se establecieron en la cuenca durante el Tithoniano temprano y el Valanginiano temprano (Legarreta y Uliana, 1991, 1996; Spalletti et al., 2000). El sector surmendocino de la Cuenca Neuquina es particularmente interesante en el estudio de esta unidad, debido a la asociación con un sistema de rampa carbonática homoclinal, que muestra una característica interdigitación de facies.
Si bien los estudios iniciales de Weaver (1931) y Groeber (1946) señalan importantes variaciones en las proporciones de las diferentes litologías, los conocimientos sedimentológicos han sido de carácter general, con excepción de los aportes provenientes del sur de la cuenca (Spalletti et al., 2000, 2008; Scasso et al., 2002, 2005) y del sector surmendocino (Doyle et al., 2005), aunque un notable avance en estos aspectos ha sido aportado por Kietzmann et al. (2008, 2011) y Kietzmann y Palma (2009a).
En la Formación Vaca Muerta los depósitos de tormentas pueden ser agrupados en dos conjuntos
de facies bien distintivos según el tipo de facies desarrolladas en las zonas someras (Kietzmann et al., 2010b). El primer grupo comprende acumulaciones bioclásticas relacionadas con el desarrollo de bios-tromas de ostras en facies someras (e.g., Kietzmann et al., 2008, 2011; Kietzmann y Palma, 2009a), mientras que el segundo grupo con acumulaciones peloidales con desarrollo de estratificación entrecruzada hummocky (HCS), cuando las facies bios-tromales están menos representadas. El presente trabajo propone un modelo de facies para el segundo conjunto de facies sobre la base del análisis de dos secciones estratigráficas en el sur de la provincia de Mendoza (Fig. 1), así como la comparación con otros modelos propuestos para tempestitas carbonáticas y la discusión de sus implicancias en la interpretación paleoambiental de la Formación Vaca Muerta.


Figura 1. Mapa de ubicación de la Cuenca Neuquina e imagen satelital del área de estudio, donde se indica la situación de las dos secciones estratigráficas estudiadas en el presente trabajo.
Figure 1. Location map of the Neuquén Basin, and satellite image of the study area, indicating the location of the two stratigraphic sections studied in this work.

MARCO GEOLÓGICO

La Cuenca Neuquina es una cuenca de retroarco desarrollada en tiempos mesozoicos en el margen pacífico del continente sudamericano (e.g., Legarreta y Uliana, 1991, 1996). Su estratigrafía fue definida por Groeber (1946), quien agrupó las sucesiones sedimentarias en tres grandes ciclos: Jurásico (Hettangiano-Kimmeridgiano), Ándico (Tithoniano-Albiano) y Riográndico (Coniaciano-Daniano). Legarreta y Gulisano (1989) adecuaron el esquema de Groeber a la concepción estratigráfica moderna y el relleno fue subdividido en secuencias depositacionales, mesosecuencias y supersecuencias.
Distintos regímenes tectónicos controlaron su desarrollo y ejercieron un control de primer orden en la evolución sedimentaria (Legarreta y Uliana, 1991; Ramos y Folguera, 2005): 1) Régimen extensional (Triásico Superior - Jurásico Inferior), 2) régimen de subsidencia termal (Jurásico Medio - Cretácico Superior), 3) régimen de deformación compresiva e inversión tectónica (Cretácico Superior - Paleógeno) y 4) tectonismo andino (Oligoceno-Holoceno).
Durante el Jurásico Tardío - Cretácico Temprano los distintos depocentros que conformaron la cuenca lograron cierta uniformidad cuando se estableció el régimen de subsidencia termal, lo que permitió el desarrollo de una serie de sucesiones marinas que se agrupan dentro del Grupo Mendoza (Groeber, 1946 nom. transl. Stipanicic, 1969). En el sector surmendocino este grupo incluye la Formación Vaca Muerta (Weaver, 1931 enmend. Leanza, 1972)
del Tithoniano temprano - Valanginiano temprano, la Formación Chachao (Mombru et al., 1978) del Valanginiano temprano y la Formación Agrio (Weaver, 1931) del Valanginiano temprano - Barremiano temprano (Fig. 2).


Figura 2. Cuadro estratigráfico del Grupo Mendoza para el sur de la provincia de Mendoza. La posición de las secuencias depositacionales de Kietzmann et al. (2008, 2011) o ciclos transgresivo-regresivos, se indican como TR1, TR2 y TR3.
Figure 2.
Stratigraphic chart of the Mendoza Group for the south of the Mendoza province. Position of depositional sequences of Kietzmann et al. (2008, 2011), or transgressive-regressive cycles, are indicated as TR1, TR2, and TR3.

Las Formaciones Chachao y Vaca Muerta constituyen un sistema de rampa carbonática que progradaba hacia el oeste (e.g., Mitchum y Uliana, 1985). La Formación Vaca Muerta incluye facies de cuenca, rampa externa y rampa media (Doyle et al. 2005; Kietzmann et al., 2008, 2011; Kietzmann y Palma, 2009a), mientras que la Formación Chachao representa las más facies proximales, incluyendo depósitos de rampa interna y rampa media (Mombru et al., 1978; Carozzi et al., 1981; Legarreta y Kozlowski, 1981; Palma y Angeleri, 1992; Palma, 1996; Palma y Lanés, 2001; Palma et al., 2008).
Ambas unidades constituyen la Mesosecuencia Mendoza Inferior de Legarreta y Gulisano (1989) y contienen al menos nueve secuencias depositacionales
de tercer orden, reconocidas mediante facies sísmicas por Mitchum y Uliana (1985).
En afloramiento la Formación Vaca Muerta presenta al menos tres grandes ciclos transgresivo-regresivos (Kietzmann et al., 2008, 2011; Kietzmann y Palma, 2009a). El primer ciclo T-R se inicia con facies de rampa externa y presenta una tendencia inicial de profundización que progresivamente se vuelve somerizante. Se extiende desde la Zona de Virgatosphinctes mendozanus hasta la parte más alta de la Zona de Windhauseniceras internispinosum (Tithoniano inferior a Tithoniano medio alto) y se correlaciona con las secuencias A-B de Mitchum y Uliana (1985).
El segundo y tercer ciclo T-R presentan un patrón agradante-progradante. El segundo ciclo T-R se extiende desde la de la Zona de Windhauseniceras internispinosum hasta la Zona de Corongoceras alternans (Tithoniano medio alto a Tithoniano superior), por lo que sería equivalente a la secuencia
C de Mitchum y Uliana (1985), mientras que el tercer ciclo T-R abarca las Zonas de Substeueroceras koeneni a Spiticeras damesi (Tithoniano superior-Berriasiano superior), siendo probablmente equivalente a las secuencias D-F de Mitchum y Uliana (1985) (Fig. 2).

LOCALIDADES DE ESTUDIO Y METODOLOGÍA

Los resultados de este trabajo se basan en un detallado estudio sedimentológico realizado en la Formación Vaca Muerta en nueve localidades del sector surmendocino (Kietzmann, 2011). Aquí se analiza el primer ciclo transgresivo-regresivo de la unidad (Tithoniano inferior - Tithoniano medio alto; ver secuencia 1 de Kietzmann et al., 2008, Fig. 2) en las secciones Arroyo La Mula y Cañada de Leiva (Figs. 1 y 3). Ambas secciones se encuentran a unos 9 km de distancia y se ubican en las cercanías de la localidad de Bardas Blancas.


Figura 3. Perfiles sedimentarios del tramo Tithoniano inferior-medio de las secciones Arroyo La Mula y Cañada de Leiva, correspondientes al primer ciclo transgresivo-regresivo de Kietzmann et al. (2008), donde pueden diferenciarse secuencias de mayor orden.
Figure 3.
Sedimentary profiles of lower-middle Tithonian of the Arroyo La Mula and Cañada de Leiva sections, corresponding to the first transgressive-regressive cycle of Kietzmann et al. (2008), where they can differentiate high-order sequences.

La sección Arroyo La Mula presenta un espesor total de 234 m, de los cuales la secuencia analizada constituye los primeros 30 metros. Allí la Formación Vaca Muerta se apoya sobre las calizas de la Formación La Manga del Calloviano-Oxfordiano.
En la sección Cañada de Leiva (226 m) el primer ciclo transgresivo-regresivo posee 60 m de espesor y se apoya sobre los depósitos kimmeridgianos de la Formación Tordillo, aunque lateralmente puede apoyarse sobre la Formación Auquilco del Oxfordiano superior-Kimmeridgiano, como sucede en la loca lidad de Bardas Blancas. En ambas secciones el límite superior es transicional con la Formación Agrio y coincide con la zona de Lissonia riveroi del Valanginiano inferior.
El estudio descriptivo de la Formación Vaca Muerta se realizó banco a banco y a escala centimétrica, definiéndose facies de acuerdo con las características litológicas, texturales, estructuras sedimentarias, geometría, contactos, contenido fósil y aspectos tafonómicos. Se realizaron detallados estudios microfaciales, por lo que adicionalmente se describen las microfacies correspondientes a los distintos depósitos de tormenta. En el caso de las calizas se utilizó la clasificación textural de Dunham (1962) modificada por Embry y Klovan (1971).
Dado que en rocas carbonáticas no existe un código de facies como el propuesto por Miall (1978) para depósitos siliciclásticos, se propone aquí utilizar un esquema similar donde el primer término corresponde a la litología/textura y el segundo a la estructura sedimentaria, en caso de ser necesario puede haber un término intermedio entre ambos para alguna característica distintiva (e.g., bioclástico). Para diferenciarla de las litologías clásticas el término correspondiente a la litología carbonática se indica en itálica.
En el caso de las facies dominadas por pellets se utilizaron los diagramas de Wanless et al. (1981) para establecer las condiciones hidrodinámicas de las partículas. Estos diagramas se basan en curvas experimentales que relación los pellets con su equivalente hidrodinámico en cuarzo (relación terrígenos: pellets).

FACIES DE LA FORMACIÓN VACA MUERTA

En la Formación Vaca Muerta los depósitos de tormentas pueden ser agrupados en dos conjuntos de facies bien distintivos según el tipo de facies desarrolladas en las zonas someras. El primer grupo comprende acumulaciones que consisten en concentraciones bioclásticas relacionadas con el desarrollo de biostromas de ostras en facies someras, mientras que el segundo grupo con acumulaciones peloidales con desarrollo de estratificación entrecruzada hummocky (HCS), cuando las facies biostro-males están menos representadas (Fig. 4).


Figura 4. Modelo de facies para las tempestitas de la Formación Vaca Muerta (ver explicación de las siglas en el texto).
Figure 4. Facies model for the tempestites of the Vaca Muerta Formation (see explanation of abbreviations in the text).

Las facies de la Formación Vaca Muerta en el sector surmendocino fueron descriptas en detalle por Kietzmann (2011), así como en trabajos previos (Kietzmann et al., 2008, 2011, Kietzmann y Palma, 2009a). A los fines de establecer el marco sedimentario en el que se ubican los depósitos de tormenta descrip tos en este trabajo se describen brevemente tres asociaciones de facies que caracterizan el intervalo estudiado de las secciones Arroyo La Mula y Cañada de Leiva. Estas incluyen facies de cuenca a rampa externa restringida, rampa externa y rampa media.

Facies de cuenca a rampa externa restringida

Consiste en una alternancia de margas (Mg) y lutitas (Fl), entre las que se intercalan de manera subordinada capas de mudstones/wackestones laminados (MWh), wackestones laminados (Wh), bind-stones microbianos (Bm), packstones con laminación ondulítica (Pr) y arenitas masivas o gradadas (Sm, Sg). La presencia de fauna bentónica es reducida e incluyen bivalvos epifaunales como ostreidos e inocerámidos (Anopaea?), así como foraminíferos epistomínidos. Aparecen también amonites dispuestos paralelos a la laminación, restos de peces y radiolarios. Las trazas están prácticamente ausentes, aunque Chondrites suele aparecer de manera ocasional.
Este sector está caracterizado por procesos de decantación a partir de suspensión de fango, partículas transportadas en suspensión durante las tormentas y organismos planctónicos. La intercalación episódica de las facies Pr y Sm sugiere la influencia ocasional de tormentas (tempestitas distales). La escasa bioturbación y la ocasional presencia de Chondrites sugieren que las condiciones de oxigenación del sustrato eran restringidas, probablemente disóxicas a anóxicas.

Facies de rampa media

Esta asociación está representada por la alternancia de packstones/grainstones con estratificación entrecruzada  hummocky (PGHCS), packstones con laminación de bajo ángulo (Pl), rudstones bioclásticos laminados (Rbh) y margas (Mg). Subordinadamente se asocian facies de wackestones intensamente bioturbados (Wbiot), wackestones laminados (Wh) y floatstones/rudstones algales masivos o gradados (FRam).
La fauna está dominada por organismos bentónicos infaunales, en su mayoría resedimentados y de abundancia reducida. Incluyen amonites, belemnites, bivalvos infaunales como Eryphila, "Lucina", Gramatodon, Cucullaea y Anopaea?, gastrópodos, fragmentos de equinoideos, microcrinoideos sacoccómidos, ofiuroideos, espículas de esponjas, algas calcáreas, ostrácodos, foraminíferos, radiolarios, calciesferas y calpionéllidos. Las trazas están dominadas por extensas galerías de Thalassinoides suevicus, que se asocia a las facies Wbiot y Wh, Helminthopsis?, Planolites y Chondrites, asociadas a las facies PGHCS y Pl, y Taenidium, Diplocraterium y Rhizocoralliun, que se asocian a la facies Wh.
Las facies Wbiot, Wh y Mg se originaron esencialmente por procesos de decantación, por lo que representan la sedimentación de buen tiempo. Por el contrario las facies PGHCS, Pl y FRam, representan depósitos generados a partir de la migración de formas de lecho originadas durantes las tormentas. El incremento de la icnodiversidad sugiere que las condiciones de oxigenación del sustrato y de la columna de agua eran buenas.
Sobre la base de las evidencias mencionadas puede interpretarse que durante los períodos de buen tiempo, el medio dominado por aguas tranquilas habría permitido la colonización del fondo marino por bivalvos infaunales, ofiuroideos, microcrinoideos saccocómidos, foraminíferos bentónicos, ostrácodos y algas calcáreas, así como un extenso desarrollo de sistemas de galerías de crustáceos similares a lo que se desarrollan actualmente en los Cayos de Florida (e.g., Wanless et al., 1988).
Durante los eventos de tormentas, el intenso oleaje y el desarrollo de corrientes de fondo erosionan la topografía irregular generada por los crustáceos, removilizando las capas superiores del sustrato marino y depositando los sedimentos pelletoidales en áreas más distales bajo la influencia directa del oleaje o como flujos densos.
Este mecanismo habría sido el responsable de las abundantes acumulaciones de pellets fecales en la Formación Vaca Muerta (Kietzmann y Palma, 2010a,b) y el objetivo principal de este trabajo.

DEPÓSITOS DE TORMENTA DOMINADOS POR ACUMULACIONES PELOIDALES

Descripción e interpretación de los depósitos de tormenta

Los depósitos de tormenta generados en las facies dominadas por acumulaciones de pellets fecales estudiados en el presente trabajo incluyen: a) depósitos con estratificación entrecruzada hummocky de pequeña escala, que conforman secuencias compuestas por varias divisiones similares a las descriptas en la literatura (Kreisa, 1981; Monaco, 1992; Sami y Descorches, 1992; Molina et al., 1997; Zhou et al., 2011) (Figs. 5, 6 y 7), b) depósitos con estratificación entrecruzada hummocky de gran escala (Fig. 6), c) depósitos con estratificación entrecruzada de bajo ángulo (cf. Nøttvedt y Kreisa, 1987) (Fig. 7), d) depósitos bioclásticos con gradación normal intralámina (Figs. 8 y 9) y e) depósitos con laminación ondulítica de corriente (Fig. 8).


Figura 5. División y composición de la facies de packstones/grainstones con estratificación entrecruzada hummocky (PGHCS). Ejemplo del Tithoniano medio de la sección Cañada de Leiva. Órdenes de las superficies limitantes según la nomenclatura de Dott y Bourgeois (1982). Texturas: (M) mudstones, (W) wackestones, (P) packstones, (S) areniscas, (G) grainstones. Proporción de components: (b) bajo, (m) moderado (a) alto.
Figure 5. Division and composition of the packstones/grainstones with hummocky cross-stratification (PGHCS). Example of the middle Tithonian of the Cañada de Leiva section. Orders of limiting surfaces according to nomenclature of Dott and Bourgeois (1982). Textures: (M) mudstones, (W) wackestones, (P) packstones, (S) sandstones, (G) grainstones. Component proportions (b) low, (m) moderate, (a) high.

Figura 6. Facies de rudstones/grainstones con estratificación entrecruzada hummocky de pequeña escala (RGHCS). a-b) Secuencia tempestítica completa en el Tithoniano medio alto de la sección Cañada de Leiva. c) Interpretación y divisiones de la secuencia tempestítica. d-e) packstones/grainstones con estratificación entrecruzada hummocky de gran escala (PGHCS).
Figure 6. Rudstones/grainstones facies with small scale hummocky cross-stratification (RGHCS). a-b) Complete tempestites sequence in the upper middle Tithonian of the Cañada de Leiva section. c) Interpretation and divisions of the tempestite sequences. d-e) Packstones/grainstones facies with large scale hummocky cross-stratification (PGHCS).


Figura 7. Facies de packstone/grainstones con estratificación de bajo ángulo (PGl). a) Secuencia estratocreciente compuesta por la facies PGl y PGHCS en el Tithoniano medio de la sección Arroyo La Mula. b) Detalle de la facies PGl en la misma localidad.
Figure 7. Facies of packstone/grainstones with low-angle stratification (PGl). a) Thicking-up sequence consists of PGl and PGHCS facies in the middle Tithonian of the Arroyo La Mula section. b) Detail of the PGl facies in the same locality.


Figura 8. Microfacies de los depósitos de tormenta. a) Wackestones/packstones intraclásticos. b) Packstones/wackestones microcoprolítico-bioclásticos. c-d) Grainstones microcoprolíticos. e) Wackestones microbioclásticos. f) packstones bioclásticos - "microfacies de Saccocoma". Referencias: intraclastos micríticos (i), radiolarios espumelláridos (r), microcoprolitos de crustáceos (m), fragmentos de bivalvos (b), foraminíferos Epistomina (f), terrígenos (t), ostrácodos (o), osículos de ofiuroideos (of), microcrinoideos saccocómidos (s).
Figure 8. Storm deposits microfacies. a) Intraclastic wackestones/packstones. b) Microcoprolite-bioclastic packstones/ wackestones. c-d) Microcoprolite grainstones. e) Microbioclastic wackestones. f) Bioclastic packstones - "Saccocoma microfacies". References: micritic intraclasts (i), spumellarids radiolarian (r), crustacean microcoprolites (m), bivalve fragments (b), Epistomina foraminifera (f), terrigens (t), ostracods (o), ofiurid remains (of), saccocomid osscilces (s).


Figura 9. Microfacies de los depósitos de tormenta. a-b) packstones/wackestones microcoprolítico-bioclásticos asociados a la unidad Sb muestra la alternancia de laminas ricas en terrígenos y láminas ricas en microcoprolitos. c) Facies de wackestones/ packstones bioclásticos laminados (WPh), sección Arroyo La Mula. d) Alternancia rítmica de láminas arenosas y packstones peloidales con laminación ondulítica de corriente (PSr), sección Cañada de Leiva. e-f) Packstones peloidales y arenitas feldespáticas. Observar la laminación ondulítica en las laminas peloidales (p), así como la morfología de las microondulitas en las arenitas. Referencias: intraclastos micríticos (i), microcoprolitos de crustáceos (m), pellets (p), terrígenos (t).
Figure 9.
Storm deposits microfacies. a-b) Microcoprolite-bioclastic packstones/wackestones, in association with Sb unit shows an alternation of terrigenous-rich layers and microcoprolite-rich layers. c) Bioclastic wackestones/packstones with horizontal lamination (WPh), Arroyo La Mula section. d) Rhythmic alternation of fine sandstones and peloidal packstones with ripple lamination (PSr), Cañada de Leiva section. e-f) Peloidal packstones and feldespatic arenites. Note the ripple lamination on the peloidal layers (p), and the ripple morphology in sandstones. References: micritic intraclasts (i), crustacean microcoprolites (m), pellets (p), terrigens (t).

A) Depósitos con estratificación entrecruzada hummocky de pequeña escala. Las secuencias completas con HCS forman ciclos granodecrecientes de 15 a 20 cm que pueden aparecer amalgamadas en capas tabulares de 20 a 45 cm de espesor (Fig. 7a). Se inician con una superficie erosiva sobre depósitos de margas, sobre la que se deposita un lag compuesto por rudstones a grainstones intraclástico-bioclásticos masivos a laminados. A los depósitos de lag le siguen grainstones y packstones con laminación ondulada en sets discordantes de 3 y 20 cm de espesor con inclinaciones de 15 a 5 grados que lateralmente pueden terminar en laminación horizontal. El espaciado entre los domos varía entre 15 y 60 cm (Fig. 5 y 6).
Los depósitos con estratificación entrecruzada hummocky de pequeña escala presentan una organización interna que admite la división en tres intervalos asociados al evento de tormenta (Sa, Sb, Sc). A esta secuencia puede agregarse un cuarto intervalo (Sd) que representa el retorno a la sedimentación normal de buen tiempo (ver discusión, Fig. 9).
Intervalo Sa. Se inicia con una base erosiva que constituye una superficie de primer orden (sensu Dott y Bourgeois, 1982). Puede presentar estructuras erosivas (e.g., gutter cast), abundantes bioclastos enteros o fragmentados, y algunas trazas fósiles como Paleophycus o Planolites. Consiste en un
rudstone/grainstone intraclástico-bioclástico de 2 a 10 cm de potencia, estratificado en capas con gradación normal de 2 a 4 cm de espesor, que forman una estratificación de bajo ángulo (RGl y RGHCS). Cada nivel se inicia con rudstones a grainstones bioclásticos, con bivalvos infaunales someros desarticulados, enteros o fragmentados ("Lucina", Eriphyla y Anopaea?), intraclastos micríticos (0,1 a 0,7 mm de diámetro), gastrópodos, fragmentos de amonites y ápticos, así como foraminíferos bentónicos (Epistomina y Lenticulina), que pasan gradualmente a grainstones/packstones peloidales compuestos por microcoprolitos y escasos bioclastos, como bivalvos, radiolarios y escamas (Fig. 5).
En lámina delgada se observan además abundantes microcoprolitos de crustáceos, steinkerns de gastrópodos, fragmentos de equinodermos, microcrinoideos saccocó midos, fragmentos óseos, radiolarios y partículas terrígenas. El arreglo de las partículas es caótico, aunque normalmente se distingue una laminación milimétrica con gradación normal (Fig. 8a) Los microcoprolitos están bien seleccionados y generalmente orientados con el eje mayor paralelo a la laminación. Son de composición micrítica, contienen radiolarios, espículas de esponjas monoaxonas y menos frecuentemente partículas terrígenas tamaño arena fina o limo. La relación entre los terrígenos y los microcoprolitos es mayormente de 1:4, aunque en algunos casos puede ser de 1:2. En muchos casos la compactación y el neomorfismo generan el desarrollo de "pseudomatriz carbonática" y lleva a confundirlos con wackestones bioclásticos.
Las partículas terrígenas se componen de cuarzo monocristalino, subangulosos a angulosos, tamaño arena fina a muy fina, y menos frecuentemente plagioclasas y líticos volcánicos tamaño arena fina a mediana. La laminación presenta microgradación normal disminuyendo el contenido de terrígenos y bioclastos hacia el tope.
Intervalo Sb. Se inicia con una superficie de segundo orden (sensu Dott y Bourgeois, 1982) y está compuesto por sets de packstones/grainstones laminados que se cortan discordantemente formando estratificación entrecruzada hummocky isótropa (PGHCS). Cada set está formado por niveles gradados centimétricos, que se inician con una fina capa de areniscas cuarzosas muy finas que pasa gradualmente a packstones/ grainstones con abundantes microcoprolitos de crustáceos, intraclastos micríticos, y fragmentos de bivalvos y foraminíferos dispersos. La fábrica de
los packstones/grainstones es densa, debido a que los microcoprolitos están totalmente apelmazados formando pseudomatriz carbonática, aunque macroscópicamente pueden parecer wackestones o mudstones (Fig. 9a, b).
En lámina delgada el intervalo Sb es similar al intervalo Sa. Contiene abundantes microcoprolitos de crustáceos, fragmentos de bivalvos, gastrópodos, foraminíferos bentónicos, steinkerns reniformes, microcrinoideos saccocómidos y terrígenos dispersos. El arreglo de las partículas es menos caótico y se distingue una laminación milimétrica con gradación normal. Los microcoprolitos están bien selecciona dos y orientados con el eje mayor paralelo a la laminación. La relación entre los terrígenos y los microcoprolitos es mayormente de 1:4, aunque en algunos casos puede ser de 1:2. Las partículas terrígenas se componen de cuarzo monocristalino, subangulosos a angulosos, tamaño arena fina a muy fina.

Intervalo Sc. Se desarrolla de forma transicional sobre el intervalo Sb y consiste en packstones/ grainstones peloidales con laminación ondulítica de corriente (Pr). Tiene espesores muy reducidos de 0,5 a 3 cm. Comúnmente se compone de un solo tren de óndulas, con longitudes de onda en un rango de 1 a 3 cm. Las partículas están formadas por pellets fecales y/o intraclastos micríticos tamaño arena fina a media. Pueden contener en forma subordinada algunas partículas esqueletales como foraminíferos bentónicos y restos óseos de peces.
En lámina delgada se observan abundantes microcoprolitos de crustáceos y bioclastos subordinados formando texturas grano-soportadas. Los microcoprolitos (0,4 mm) están bien seleccionados y orientados con el eje mayor paralelo a la estratificación. Comúnmente, debido a la compactación estas acumulaciones microcoprolíticas quedan confundidas dentro de una masa de fango
carbonático pelletoidal, formando pseudomatriz carbonática (Fig. 8c, d).
Intervalo Sd. el último intervalo está compuesto por packstones laminados (Ph) y wackestones laminados (Wh). Los Ph consisten en acumulaciones de micro-coprolitos de crustáceos, aunque subordina damente aparecen fragmentos de bivalvos y amonites, steinkerns reniformes y partículas terrígenas. Las acumulaciones microcoprolíticas forman comúnmente pseudomatriz carbonática (Fig. 8c, d). Los microcoprolitos (0,4 mm) están bien seleccionados y orientados con el eje mayor paralelo a la estratificación. Contienen radiolarios, espículas monoaxonas y partículas terrígenas tamaño arena fina a limo (relación de 1:4). El desarrollo de pseudomatriz carbonática puede llevar a confundirlos con wackestones o mudstones.
Los Wh contienen bajas proporciones de partículas esqueletales, incluyendo ostrácodos, placas de ofiuroideos, microcrinoideos saccocómidos, fora-miníferos epistomínidos, fragmentos de bivalvos y radiolarios (Fig. 8e). La proporción de partículas varía de 15 a 25% y la disposición es aleatoria. El fango carbonático es homogéneo y de naturaleza alomicrítica. Los ostrácodos aparecen tanto articulados como desarticulados. Las placas de ofiuroideos están desarticuladas y se presentan en proporciones similares.
Los restos de microcrinoideos saccocómidos están desarticulados y dispersos, sin orientación preferencial. La fragmentación es extremadamente baja y solo afecta a los procesos más delicados como las espinas de las placas radiales. Los bivalvos son escasos y aparecen como fragmentos o como individuos articulados y bien preservados con relleno es similar a la matriz.
Interpretación. Los depósitos con estratificación entrecruzada hummocky de pequeña escala pueden ser interpre tados como depósitos de hummocks acrecionales sensu Cheel y Leckie (1993), por lo que probablemente hayan sido depositados bajo la ac ción de flujos esencialmente oscilatorios asociados a tormentas. En efecto, según el modelo propuesto por Dumas y Arnott (2006), el desarrollo de estratificación entrecruzada hummocky isótropa se genera a partir de flujos oscilatorios puros o con una reducida componente unidireccional, en condiciones de alto régimen de flujo.
La presencia de fragmentos de bivalvos, gastrópodos, steinkerns, fragmentos de equinodermos, fragmentos óseos y partículas terrígenas, formando
una fábrica grano-sostenida indican condiciones de alta energía. La orientación y la buena selección de los microcoprolitos, así como la disposición aleatoria de los foraminíferos bentónicos indican que estas partículas fueron resedimentadas por corrientes que afectaban el fondo. El desarrollo de gradación normal en láminas de espesores milimétricos asociados al intervalo Sa indica la existencia de segregación hidrodinámica de las partículas y sugiere que existieron pulsos durante la depositación.
De acuerdo con los diagramas de estabilidad de Wanless et al. (1981) los pellets con relación 1:4 fueron transportados como carga de lecho, mientras que aquellos con relación 1:2 probablemente hayan sido transportados como carga en suspensión. La preservación de la estructura interna en los microcoprolitos sugiere que estaban endurecidos antes de ser transportados, por lo que su asociación con estructuras HCS indicarían una posición dentro del sector rampa media (Gebelein, 1977).
Los registros sedimentarios de tormentas actuales (e.g., Wanless et al., 1988; Saito, 1989; Wright et al., 1994; Kleinhans et al., 2004) muestran depósitos de tormenta de dimensiones similares a los descriptos en este trabajo, por lo que en primera instancia puede asumirse a la secuencia Sa-Sc como el registro de un sólo evento de tormenta. Es importante notar sin embargo, que cada evento puede durar desde horas hasta días, variando su intensidad en la escala de Beaufort antes de golpear la costa (e.g., Wanless et al., 1988; Wright et al., 1994; Kerry, 2005), de manera que la diferencia granulométrica en los sets dentro de la secuencia podría representar fases de distinta intensidad dentro de un mismo evento.
La base erosiva en el intervalo Sa, sugiere condiciones de alta energía, mientras que la estratificación horizontal de bajo ángulo puede ser interpretada como hummocks generadas por olas de gran longitud de onda, por lo que este intervalo se habría depositado bajo la influencia directa del oleaje de tormenta en la fase de mayor energía de la tormenta. El intervalo Sb, caracterizado por estratificación entrecruzada hummocky isótropa de menor longitud de onda, sugiere que este intervalo podría representar una fase de menor energía dentro de la tormenta y registra la disminución de la energía del evento. El intervalo Sc, representado por ondulas de corriente, se originó a partir de flujos tractivos, en condiciones de bajo régimen de flujo y correspondería a la fase de culminación del evento de tormenta.

El intervalo Sd representa la sedimentación normal o post-tormenta. Las características de este intervalo son variables, dependiendo del sector de la rampa que afecte la tormenta. En el caso de los depósitos de la Formación Vaca Muerta este intervalo puede estar generado por decantación de fango, o por la exportación de partículas durante tormentas menores, como sugiere la presencia de abundantes microcoprolitos de crustáceos y/o intraclastos micríticos.
Los Ph contienen microcoprolitos que se asocian con partículas de cuarzo tamaño arena fina a limo,
por lo que se interpreta que las acumulaciones se originaron por decantación de material transportado principalmente por suspensión (Wanless et al., 1981). Esta interpretación está sustentada además por la buena selección y orientación paralela a la estratificación, indica que antes de su depositación existió algún tipo de selección hidrodinámica. La presencia de fragmentos de bivalvos, amonites, steinkerns y terrígenos, sugiere que estas partículas estuvieron sujetas a condiciones de alta energía. La presencia de radiolarios y espículas de esponjas en los microcoprolitos sugiere que los crustáceos productores era probablemente suspensívoros y habitaban sectores de la rampa con condiciones marinas abiertas.
La abundancia de fango en la facies Wh, así como la presencia de partículas esqueletales delicadas bien preservadas, sugiere que la depositación ocurrió en un ambiente de baja energía. El relleno de los bivalvos similar a la matriz indica que estos no han sufrido transporte significativo. Sin embargo, la desarticulación de la fauna indica el fondo debió ser afectado ocasionalmente por corrientes de fondo débiles. La presencia de ofiuroideos y la escasa presencia de radiolarios podrían indicar aguas poco profundas. Estas características permiten inferir que la depositación ocurrió en condiciones relativamente someras, por debajo del nivel de base de olas de buen tiempo.

B) Depósitos con estratificación entrecruzada hummocky de gran escala. Los depósitos con estratificación entrecruzada hummocky de gran escala forman capas tabulares de 30 a 60 cm de espesor y consisten en sets de láminas onduladas ligeramente discordantes con inclinaciones menores a 15 grados que lateralmente pueden terminar en laminación horizontal. Aparecen comúnmente amalgamadas y presentan longitudes de onda de hasta 150 cm (Fig. 6d, e).
Los depósitos son equivalentes al intervalo b de la secuencia completa descripta para los depósitos con estratificación entrecruzada hummocky de pequeña escala y se componen de packstones/ grainstones microcoprolítico-bioclásticos, ricos en microcoprolitos de crustáceos, fragmentos de bivalvos, gastrópodos, foraminíferos bentónicos, steinkerns reniformes y escasos fragmentos óseos, que se disponen de forma aleatoria (Fig. 8b).
Los microcoprolitos están bien seleccionados y
orientados con el eje mayor paralelo a la laminación. Los bivalvos consisten en fragmentos de conchillas aragoníticas y calcíticas con microestructura prismática, angulosos a subredondeados. Los gastrópodos aparecen generalmente enteros o como steinkerns reniformes (moldes internos), indicando que hubo fragmentación. Los foraminíferos (Epistomina sp.) se disponen aleatoriamente.
Como en los ejemplos anteriores, la compactación y el neomorfismo en los microcoprolitos generan el desarrollo de pseudomatriz carbonática, enmascarando las texturas depositacionales primarias.
Interpretación. Al igual que los depósitos con estratificación entrecruzada hummocky de pequeña escala, los depósitos de HCS de gran escala pueden ser interpretados como depósitos de hummocks acrecionales, por lo que probablemente hayan sido depositados principalmente bajo la acción de flujos oscilatorios con una reducida componente unidireccional.
Las longitudes de onda de hasta 1,5 m sugieren que el tamaño de las olas que generaron estos depósitos eran superiores a las que generaron las HCS de pequeña escala, razón por la cual podrían interpretarse en primera instancia que su depositación ocurrió en posiciones más proximales de a rampa carbonática, ya que la longitud de onda del oleaje se incrementa hacia las posiciones superiores del perfil de la rampa (e.g., Ito et al., 2001).
La presencia de fragmentos de bivalvos, moldes internos de gastrópodos sugiere condiciones de alta energía. La orientación y la buena selección de los microcoprolitos, así como la disposición aleatoria de los foraminíferos bentónicos indican que estas partículas fueron resedimentadas. La preservación de la estructura interna en los microcoprolitos (ver Kietzmann et al., 2010a) sugiere que estaban endurecidos antes de ser transportados, por lo que de acuerdo con el modelo de Gebelein (1977) para el Holoceno de Bahamas, su asociación con estructuras HCS indicarían sectores de rampa media.

C) Depósitos con estratificación entrecruzada de bajo ángulo. Se trata de packstones y grainstones con estratificación entrecruzada de bajo ángulo (PGl) que forman bancos tabulares de 20 a 30 cm de espesor. Las bases son generalmente netos y planos, aunque en ocasiones pueden presentar bases erosivas y superficies irregulares con gutter casts. La estratificación inclina 5º a 11º hacia el noroeste.
Los valores bajos de inclinación probablemente se asocien a la compactación temprana de los sedimentos, que puede alcanzar hasta el 60% del espesor original (Kietzmann, 2011).
Entre las laminas comúnmente se desarrollan concentraciones bioclásticas de espesores milimétricos, compuestas de bivalvos recristalizados de composición original aragonítica (Eriphyla, "Lucina", Cucullaea, y Grammatodon), bivalvos de composición calcítica (Anopaea?), gastrópodos (Sinuarbulina, Dicroloma?) y amonites (fragmoconos y ápticos). Los bioclastos presentan una distribución bimodal. Algunos se disponen de forma paralela al plano de estratificación, están bien preservados, en general articulados, con escasa fracturación y abrasión, mientras que otros aparecen desarticulados y altamente fragmentados. En particular, Anopaea? aparece siempre fragmentada, mientras que "Lucina" está presente tanto en la población bien preservada como en la fragmentada. Tanto los bivalvos como los amonites aparecen rellenos de pellets fecales (microcoprolitos de crustáceos).
Desde un punto de vista microfacial estos depósitos son bastante variables, pudiendo estar compuestos por grainstones/packstones intraclásticos o grainstones/packstones microcoprolíticos. Los primeros están dominados por intraclastos y radiolarios (Fig. 8a), aunque también incluyen foraminíferos, gastrópodos, bivalvos, amonites y fragmentos óseos. Presentan laminación paralela, en algunos casos con gradación normal. Los intraclastos son laminares, angulosos a subredondeados y de contorno irregular. Están bien seleccionados con moda dentro del tamaño arena media. Consisten en mudstones y/o wackestones con radiolarios y terrígenos tamaño limo, algunos contienen también calpionéllidos y/o fragmentos de algas calcáreas recristalizadas.
Los grainstones/packstones microcoprolíticos están compuestos por microcoprolitos de crustáceos tamaño arena media, bien seleccionados y orientados con el eje mayor paralelo a la laminación. Aparecen también fragmentos de bivalvos, gastrópodos, fora -miníferos bentónicos y fragmentos óseos. Los bivalvos son angulosos a subredondeados. Los gastrópodos aparecen enteros o como moldes internos. Los foraminíferos corresponden a Epistomina sp. y textuláridos, que se disponen de forma aleatoria.
La bioturbación está representada por Planolites y   Helminthopsis? (Mangano, com. pers.) y puede
aparecer de forma abundante entre la laminación/ estratificación.
Interpretación. La estratificación de bajo ángulo que presentan los depósitos de la facies PGl puede ser interpretada como megaóndulas de bajo relieve, generadas por flujos combinados con una fuerte componente unidireccional. Este tipo de estructuras ha sido men cionada en los modelos y diagramas de estabilidad propuestos por Nøttvedt y Kreisa (1987) y Duke et al. (1991) y se asocian a flujos combinados en condiciones de alto régimen de flujo.
Recientemente se ha observado que las HCS anisótropas y las megaóndulas de gran longitud de onda se encuentran relacionadas genéticamente. Representan un continuo de morfologías de lecho en distintas condiciones de flujos combinados y se relacionan con el dominio de la componente unidireccional asociados a tormentas (e.g., Kleinhans et al. 2004).
La presencia de intraclastos micríticos sugiere erosión intermitente y transporte por corrientes de fondo probablemente relacionadas a episodios de tormentas (e.g., Schieber et al., 2007, 2010). Este tipo de textura es semejante a la laminación lenticular descripta por Schieber et al. (2007) para rocas pelíticas, donde las partículas una vez erosionadas son transportadas como carga de fondo y depositadas a mediada que la energía del flujo es disipada. La coexistencia de intraclastos angulosos a subangulosos con otros subredondeados, indica que las partículas fueron transportadas como carga de lecho y que la diferencia en la redondez se debe al grado de consolidación del sedimento en el momento de la erosión.
Las observaciones experimentales de Schieber et al. (2010) muestran que la erosión de los sustratos fangosos tiende a formar intraclastos, antes que poner nuevamente en suspensión al material fangoso. La resuspensión del fango solo ocurre debido a la abrasión, el desgaste y la desagregación de los intraclastos durante su transporte. Schieber et al. (2010) demuestran que velocidades de flujo cercanas a los 16 cm s-1 son suficientes para la formación de intraclastos fangosos y que por encima de los 25 cm/s (velocidad de transporte de 6 m s-1) las partículas comienzan a desagregarse, lo cual sería consistente con los datos experimentales para depósitos de tormentas (e.g., Dumas y Arnott, 2006).
La presencia de abundantes microcoprolitos de crustáceos puede interpretarse como concentraciones
relacionadas con tormentas, ya que durante este tipo de eventos la topografía irregular generada por los crustáceos es arrasada y la mayor parte de los pellets son transportados hasta la zona de transición shoreface-offshore donde son concentrados (Pryor, 1975; Wanless et al., 1988). En efecto la orientación y la buena selección de los microcoprolitos, así como la fragmentación de los bioclastos y la disposición aleatoria de los foraminíferos bentónicos indica que estas partículas fueron transportadas por corrientes tractivas en condiciones de alta energía.

D) Depósitos bioclásticos con gradación normal intralámina. Los depósitos bioclásticos con gradación normal intralámina consisten en wackestones a grainstones bioclásticos laminados (WPh, PGh), de geometría tabular, espesores de 10 a 35 cm y límites son netos y planos (Fig. 9c). Contienen partículas esqueletales dispersas que incluye amonites, bivalvos infaunales transportados (Eriphyla, "Lucina", Cucullaea), ostreidos y gastrópodos. La disposición de las valvas es mayormente concordante con la laminación. Pueden aparecer enteros o fragmentados. Macroscopicamente estos depósitos pueden confundirse con wackestones laminados. Sin embargo, en lámina delgada corresponden a wackestones/packstones intraclásticos, grainstones microcoprolíticos y packstones bioclásticos gradados ("microfacies de Saccocoma").
Los wackestones/packstones intraclásticos contienen abundantes intraclastos micríticos laminares, angulosos a subredondeados y de contorno irregular. Están bien seleccionados con moda dentro del tamaño arena media. Consisten en mudstones y/o wackestones con radiolarios y terrígenos tamaño limo. Aisladamente aparecen radiolarios, foraminíferos, gastrópodos y bivalvos. Presenta laminación paralela, en algunos casos con gradación normal (Fig. 8a).
Los grainstones microcoprolíticos contienen abundantes microcoprolitos tamaño arena media, bien seleccionados y orientados con el eje mayor paralelo a la estratificación (Fig. 9c, d). Contienen además radiolarios, espículas monoaxonas y partículas terrígenas tamaño arena fina a limo (relación terrígenos:microcoprolitos de 1:4).
Por último, los packstones bioclásticos están compuestos por abundantes restos de microcrinoideos saccocómidos (ver Kietzmann y Palma, 2009b), radiolarios y bivalvos, inmersos en una matriz alomicrítica (Fig. 8f). La laminación presenta gradación normal, donde los radiolarios aumentan hacia el tope de las láminas gradadas mostrando correlación inversa con la abundancia de restos de los microcrinoideos. Los restos de microcrinoideos aparecen desarticulados, aunque la fragmentación
es baja y no presentan signos de abrasión. Las acumulaciones muestran un exceso de placas con extensiones laterales respecto de la relación ideal de los distintos elementos morfológicos de Saccocoma (Kietzmann et al., 2010b). Los bivalvos alcanzan hasta 2 cm, son aragoníticos o calcíticos con microestructura prismática y están desarticulados y fragmentados.
Interpretación. La apariencia de wackestones y buena laminación de las facies WPh y PGh sugeriría inicialmente condiciones de baja energía a partir de la decantación de sedimentos transportados en suspensión. Sin embargo, distintos elementos apuntan a interpretar estas facies como depósitos de tormentas. Entre ellos, la presencia de bivalvos infaunales dispuestos de forma paralela a la laminación y de partículas esqueletales fragmentadas, indica que los mismos fueron resedimentados y transportados.
La abundancia de intraclastos micríticos en los wackestones/packstones intraclásticos sugieren erosión intermitente y transporte por corrientes de fondo (cf. textura lenticular de Schieber et al., 2007, 2010).
Las acumulaciones de microcoprolitos de crustáceos (grainstones microcoprolíticos) tamaño arena media, bien seleccionados y orientados, asociados a partículas terrígenas tamaño arena fina, sugiere que las partículas fueron transportadas en suspensión durante episodios de alta energía (Wanless et al., 1981).
El desarrollo de láminas con gradación normal en los packstones con microcrinoideos saccocómidos puede interpretarse como depósitos generados por flujos turbidíticos relacionados con diferentes tormentas o pulsos dentro de una misma tormenta.
El incremento de placas con extensiones laterales respecto de la relación ideal de los distintos elementos morfológicos de Saccocoma sugiere que los mismos estuvieron sometidos a procesos de segregación hidrodinámica, de manera que probablemente hayan sido afectados por el oleaje antes de haber sido transportados en masa (Kietzmann et al., 2010b). La "microfacies de Saccocoma" fue descripta en las plataformas carbonáticas del norte del Tethys, donde es interpretada como depósitos turbidíticos de plataforma externa y cuenca (Matyszkiewicz, 1996; 1997; Keupp y Matyszkiewicz, 1997). Sin embargo, depósitos similares fueron descriptos también para las rampas carbonáticas del Subbético Medio de
España (Molina et al., 1997) y del Toarciano de centro de Itália (Mónaco, 1992), donde es interpretada como tempestitas de rampa media.
De acuerdo con las evidencias disponibles se interpreta a los depósitos bioclásticos con gradación normal intralámina como depósitos de tormenta generados como flujos turbidíticos en sectores de rampa externa.

E) Depósitos con laminación ondulítica de corriente. Los depósitos con laminación ondulítica de corriente consisten en una fina alternancia rítmica de láminas arenosas y packstones peloidales con laminación ondulítica de corriente (PSr) en capas tabulares de 5 a 10 cm de espesor, con base y techo planos y netos. En ocasiones la base puede ser ero siva, con estructuras tipo gutter cast de hasta 15 cm de ancho (Fig. 9d).
La facies PSr es poco frecuente en las localidades estudiadas. Las láminas arenosas consisten en arenitas feldespáticas, finas a muy finas, de color gris claro con laminación ondulítica de corriente. Tienen entre 1 y 5 mm de espesor, con clastos angulosos a subangulosos y bien seleccionados, compuestos por plagioclasa, cuarzo monocristalino, micas y partículas carbonáticas peloidales (Fig. 9e, f).
Las láminas carbonáticas macroscópicamente son de aspecto masivo, de color castaño oscuro a negro y poseen entre 1 y 20 mm de espesor. Sin embargo, estas consisten en packstones peloidales con laminación ondulítica de corriente y contienen peloides esféricos a subesféricos, tamaño arena fina a media, y en menor proporción partículas terrígenas (Fig. 9e, f).
Las óndulas tienen una altura de 1 a 5 mm y longitudes de onda de 1 a 3 cm. Los sets en los packstones peloidales no preservan la morfología
de la forma de lecho, pero la concentración de partículas terrígenas en las caras de avalancha permite identifican la laminación entrecruzada.
Interpretación.
Los depósitos con PSr se originaron a partir de flujos tractivos en condiciones de bajo régimen de flujo. La base erosiva con estructuras de tipo gutter cast sugiere que se trata de depósitos de evento altamente erosivos, donde la alta energía inicial fue disipándose hasta convertirse en corrientes de fondo de poca intensidad (e.g., Shanmugam, 2002). La alternancia rítmica entre las arenitas muy finas con laminación ondulítica y los packstones peloidales con laminación ondulítica podría deberse a peque ñas variaciones en las condiciones hidrodinámicas del flujo, representando una disminución en la energía del mismo. Las arenitas pueden interpretarse como el inicio de un pulso de la tormenta, donde el flujo tendría disponibilidad de partículas terrígenas y capacidad de transportarlas, mientras que los packstones peloidales corresponderían a la fase final del pulso tempestítico. En este sentido, la facies PSr podría relacionarse con la depositación en áreas distales de la rampa relacionada con tormentas excepcionales por debajo del nivel de olas de tormentas.

Relación espacial de los depósitos de tormenta

El excelente control temporal que posee la Formación Vaca Muerta en las secciones Arroyo La Mula y Cañada de Leiva, permite correlacionar las variaciones verticales de facies y establecer una relación espacial entre los depósitos descriptos (Fig. 3). El primer ciclo transgresivo-regresivo presenta un arreglo transgresivo desde la Zona de Virgatosphinctes medozanus hasta la parte más baja de la Zona de Pseudolissoceras zitteli, que pasa de facies de rampa externa restringida a facies de cuenca. Mientras que desde la parte inferior de la Zona de Pseudolissoceras zitteli hasta la Zona de Windhauseniceras internispinosum el arreglo se vuelve regresivo, mostrando un patrón grano y estrato creciente, así como incremento en el par carbonático respecto del par clástico y en el contenido bioclástico. Este último tramo está representado por facies de rampa externa a rampa media, donde son abundantes los depósitos descriptos en este trabajo.
En la sección del arroyo La Mula el patrón de apilamiento permite diferenciar dos progradaciones, separadas por una superficie de inundación. Las mismas constituyen dos secuencias depositacionales en el sentido de Embry y Johannessen (1992) (Fig. 3: secuencias 1 y 2). Cada ciclo progradante se inicia con facies laminadas, que incluyen margas (Mg) y mudstones/wackestones laminados (MWh), las que pasan a margas intercaladas con packstones/ grainstones con estratificación entrecruzada de gran escala (PGHCS) y luego a packstones con estratificación entrecruzada de bajo ángulo (Pl).
En la sección de la cañada de Leiva las dos secuencias que comprenden el primer ciclo transgresivo-regresivo no se aprecian fácilmente por la tendencia en el patrón de apilamiento. Sin embargo, la variación vertical de facies muestran un ordenamiento similar a los de la sección del arroyo La Mula, donde se observa el pasaje de mudstones/ wackestones laminados (MWh), a rudstones/grain-stones con estratificación entrecruzada hummocky de pequeña escala (RGHCS) y a packstones/grainstones con estratificación entrecruzada hummocky de gran escala (PGHCS).
La correlación temporal entre ambas secciones estratigráficas muestra que las facies Pl en la sección Arroyo La Mula pasan lateralmente a las facies PGHCS en la sección Cañada de Leiva. De acuerdo con estudios experimentales (e.g., Southard et al., 1990; Dumas y Arnott, 2006), esta distribución espacial de facies sugiere que los depósitos de la sección Arroyo La Mula se depositaron en una posición ligeramente más somera que los de la sección Cañada de Leiva.
Este tipo de relaciones han sido descriptas en estudios de laboratorio (e.g., Southard et al., 1990; Dumas y Arnott, 2006; Dumas et al., 2005), en ambientes actuales (e.g., Li y Amos, 1999; Kleinhans et al., 2004; Passchier y Kleinhans, 2005), así como en el registro geológico (e.g., Swift et al., 1983; Handford, 1986; Nøttvedt y Kreisa 1987).

Los modelos teóricos establecen que en condiciones dominadas por flujos oscilatorios las hummockies con estructura interna isótropas son las formas de lecho estables, mientras que el incremento de la componente unidireccional genera hummockies con estructura interna anisótropa. Durante las tormentas, el exceso de agua acumulada en la costa genera fuertes corrientes unidireccionales de retorno, de manera que en el sector más somero se generan formas de lecho asimétricas, mientras que hacia los sectores más distales dominan los flujos oscilatorios generando hummokies isótropas (Dumas y Arnott, 2006).
Asumiendo una posición más distal de los depósitos de la sección Cañada de Leiva, las facies RGHCS se habrían depositado a mayores profundidades que las facies Pl. Esto es consistente con los estudios de Ito et al. (2001), quienes observan que la longitud de onda de las estructuras HCS se incrementa con el espesor de las capas de tormenta y disminuye con la profundidad. En este sentido, la facies RGHCS resulta de especial interés, ya que representa el registro completo de las distintas fases de la tormenta.

DISCUSIÓN

Comparación con modelos de facies para tempestitas carbonáticas

Si bien existen numerosos trabajos que mencionan depósitos de tormenta en sedimentos carbonáticos, sólo algunos de ellos han estudiado en detalle la secuencia ideal de facies de los depósitos con HCS (Fig. 10). Estos modelos muestran grandes similitudes entre si e incluyen ejemplos del Cámbrico Inferior (Zhou et al., 2011), Ordovícico Medio y Superior (Kreisa, 1981), Silúrico Inferior (Sami y Desrochers, 1992), Jurásico Inferior (Monaco, 1992) y Jurásico Superior (Molina et al., 1997). Aunque los modelos presentan diferentes divisiones, se basan en el reconocimiento de tres estadios de sedimentación: a) tormenta, b) post-tormenta, y c) sedimentación normal de buen tiempo.


Figura 10. Comparación de modelos de facies tempestíticas con estratificación entrecruzada hummocky. a) Modelo de Zhou et al. (2011) para el Cámbrico Inferior de la Formación Gushan (China). b) Modelo de Sami y Desrochers (1992) para el Silúrico Temprano de la Isla Anticosti, Canada (Formaciones Becscie y Merrimack). c) Modelo de Molina et al. (1997) para el Jurásico Superior (Kimmeridgiano) del Subbético de España. d) Modelo de Monaco (1992) para el Jurásico Inferior (Toarciano) de la cuenca Umbria-Marche del centro de Italia. d) Modelo para los depósitos de la Formación Vaca Muerta (este trabajo). Nótese la similitud entre los modelos, y particularmente entre los modelos de Sami y Desrochers (1992) (b) y Monaco (1992) (d), con los depósitos descriptos en este trabajo.
Figure 10. Model comparison of tempestites with hummocky cross-stratification. a) Model of Zhou et al. (2011) for the Lower Cambrian Gushan Formation (China). b) Modelo f Sami and Desrochers (1992) for the Lower Silurian of the Anticosti Island, Canada (Becscie and Merrimack Formations). c) Model of Molina et al. (1997) for the Upper Jurassic (Kimmeridgian) of the Subbetic of Spain. d) Model of Monaco (1992) for the Lower Jurassic (Toarcian) of the Umbria-Marche Basin, central Italy. d) Model of the Vaca Muerta Formation deposits (this work). Note the similarity between models, and particularly among the models of Sami and Desrochers (1992) (b), Monaco (1992) (d), and the deposits described in this paper.

El estadio de depositación de tormenta representa la fase de mayor energía, y está representado por un intervalo basal grueso, masivo, gradado o con laminación de bajo ángulo, con bioclastos e intraclastos, que pasa a depósitos tamaño arena con estratificación   entrecruzada hummocky y/o laminación de bajo ángulo y culmina generalmente con laminación ondulítica de corriente o de oleaje. Algunos modelos incluyen por encima un intervalo laminado que representa la sedimentación por decantación de material transportado en suspensión durante la fase de tormenta (e.g., intervalo Sc de Zhou et al., 2011 e Ia de Molina el al., 1997; Fig. 10).
El estadio post-tormenta incluye la depositación asociada la fase de relajación de la tormenta, donde el exceso de agua acumulada en la costa lleva al desarrollo de grandes celdas de circulación, con corrientes de retorno suficientemente importantes como transportar bioclastos tamaño grava. Por último, el estadio de sedimentación normal estaría representado por decantación de material fino, ya sea epiclástico o carbonático.
A los efectos de considerar la secuencia ideal de facies entre los modelos citados, se analizan a continuación los mismos.
Uno de los primeros modelos propuestos corresponde a Kreisa (1981); está compuesto por tres unidades, de las cuales las primeras dos corresponden al estadio de tormenta y la última a los estadios de post-tormenta y sedimentación normal. La primera unidad se inicia con una base erosiva sobre la que se desarrollan rudstones bioclásticos gradados, estratificados o imbricados (Rbg, Rbh, Rbi) compuestos por bivalvos, braquiópodos, gastrópodos e intraclastos. La segunda unidad es de características mixtas e incluye laminación horizontal de alto régimen de flujo, laminación ondulítica de corriente, estratificación entrecruzada hummocky y laminación ondulítica de oleaje con climbing. Contiene trazas de la icnofacies de Cruziana. La última unidad consiste en pelitas laminadas.
El modelo de Zhou et al. (2011) contiene seis unidades (Sa-Sf), basadas en estructuras sedimentarias y asociaciones icnológicas propuestas por Pemberton y McEacharn (1997) (Fig. 10a). Las primeras tres unidades corresponden a los depósitos de tormenta. El intervalo Sa se compone de rudstones intraclástico-bioclásticos masivos o laminados (Rbm, Rbg), que puede tener elementos de la icnofacies de Cruziana, el intervalo Sb está compuesto por rudstones, floatstones, packstones o wackestones con estratificación entrecruzada hummocky (R/F/P/WHCS) o estratificación de bajo ángulo (R/F/P/Wl), y el intervalo Sc corresponde a packstones y wackestones con laminación paralela (PWh) y contiene comúnmente Palaeophycus,
Planolites y Teichichnus. El período post-tormenta está representado por la unidad Sd, que consiste en una superficie con elementos de la icnofacies de Skolithos, y por la unidad Se, que consiste en packstones bioclásticos laminados (Pbh) con fragmentos de trilobites. El periodo de buen tiempo esta representado por la unidad Sf, que consiste en margas o lutitas con elementos de la icnofacies de Cruziana.
Los modelos propuestos por Sami y Desrochers (1992) para el Silúrico Inferior y Molina et al. (1997) para el Jurásico Superior son muy similares. Sami y Desrochers (1992) dividen el intervalo de tormenta en dos unidades. La unidad 1 consiste en rudstones a grainstones bioclásticos con laminación de bajo ángulo (RGbl), gradados (RGbg) o masivos (RGbm), mientras que la unidad 2 está constituida por packstones a grainstones con estratificación entrecruzada hummocky o swaley (PGHCS, PGSCS), laminación de bajo ángulo (PGl) y laminación ondulítica de oleaje (PGrw). El intervalo posttormenta está representado por la unidad 3, que consiste en mudstones a packstones laminados o gradados (MPh, MPg), con trazas de escape, estructuras deformacionales (e.g., ball-and-pillow) y hardgrounds. Por último, la sedimentación normal está representada por la unidad 4, compuesta de mudstones a packstones nodulares (MPnod) o pelitas (Fl) (Fig. 10b).
Molina et al. (1997) divide la secuencia en tres unidades (Fig. 10c). La división I corresponde al estadio de tormenta. Se inicia con grainstones a packstones bioclásticos con laminación de bajo ángulo (GPbl) equivalente a la unidad 1 de Sami y Desrochers (1992), y continua con grainstones peloidales y packstones bioclásticos (compuestos por microcrinoideos saccocómidos) con estratificación entrecruzada hummocky (PGHCS), laminación ondulítica de corriente (PGrc) y laminación horizontal (PGh). La división II corresponde a la depositación post-tormenta y la división III a la sedimentación normal de buen tiempo. Ambas divisiones consisten en mudstones a wackestones bioclásticos nodulares (MWnod), cuya diferencia se basa principalmente en la intensidad de bioturbación.
Por último, el modelo de Monaco (1992) reconoce también tres unidades (a, b, c) que corresponden al estadio de tormenta (Fig. 10d). El intervalo a consiste en rudstones bioclásticos masivos o gradados (Rbm, Rbg), el intervalo b corresponde a packstones/
grainstones bioclástico-peloidales con estratificación entrecruzada hummocky (PGHCS) o laminación de bajo ángulo (PGl) con Thalassinoides y Gyrochorte, mientras que el intervalo c consiste en packstones/ grainstones con laminación ondulítica de oleaje (PGrw).
Aunque composicionalmente los depósitos de rudstones/grainstones con estratificación entrecruzada hummocky de pequeña escala (RGHCS) de la Formación Vaca Muerta son similares a los depósitos descriptos por Molina et al. (1997), la secuencia ideal es similar a la reconocida por Monaco (1992) y Sami y Desrochers (1992) (Fig. 10e). De acuerdo con los modelos propuestos, la división propuesta por Monaco (1992) parece ser la más acertada, ya que se basa en el reconocimiento de estructuras generadas bajo distintas condiciones de estabilidad hidrodinámica antes que en interpretaciones genéticas asociadas a las fases dentro de la tormenta.
En el caso de estudio, a estas tres divisiones (Sa, Sb y Sc) se agrega una cuarta división (Sd) que involucra depósitos generados por decantación post-tormenta y de buen tiempo, equivalentes a los intervalos Se y Sf de Zhou et al. (2011), aunque el bajo potencial de preservación de las trazas fósiles en la Formación Vaca Muerta no permite en principio utilizar los criterios icnológicos propuestos por Pemberton y McEacharn (1997), y tampoco existen criterios texturales que permitan diferenciarlos.
En este sentido cabe mencionar que si bien el modelo de Zhou et al. (2011) es uno de los más completos, presenta algunos problemas. La presencia de wackestones con estructuras tractivas no es consistente y probablemente se trate de wackestones diagenéticos (sensu Wright 1992) como los que contiene la Formación Vaca Muerta. Asimismo, la utilización de unidades basadas solamente en las asociaciones de trazas fósiles trae aparejada la dificultad del bajo potencial de preservación que suelen tener éstas en los carbonatos (e.g., Curran, 2007), y por último, el desarrollo de packstones bioclásticos densamente empaquetados (Se) en el tope de la secuencia tempestítica, probablemente correspondan a diferentes eventos de tormenta antes que a una fase de relajación.

Implicancias para las interpretaciones paleoambientales de Formación Vaca Muerta

El paleoambiente de la Formación Vaca Muerta ha sido considerado tradicionalmente como marino profundo, con un rango de profundidades máximas del orden de los 200 m para el intervalo estudiado (e.g., Mitchum y Uliana, 1985; Legarreta y Uliana, 1991), aunque otros autores postularon un ambiente de escasa profundidad cubierto de aguas tranquilas (e.g., Leanza et al., 1977; Scasso et al., 2002).
En el sur de la cuenca, Gasparini et al. (1997) y Spalletti et al. (1999; 2000) mencionaron previamente depósitos de tormenta con estratificación entrecruzada hummocky en intervalos arenosos en la base de la Formación Vaca Muerta. Mientras que en el sector
surmendocino de la Cuenca Neuquina la mayoría de los depósitos de tormenta han sido asociados a facies bioclásticas gruesas (Kietzmann et al., 2008, 2011; Kietzmann y Palma, 2009a).
En el sector surmendocino de la Cuenca Neuquina los depósitos de tormenta con HCS son más comunes de lo que se prensaba previamente, pero los mismos han pasado desapercibidos (Kietzmann, 2011). Los pellets fecales son los componentes más abundantes en estas facies carbonáticas (Kietzmann y Palma, 2010a,b; Kietzmann et al., 2010a), por lo que es probable que los efectos de la compactación y la diagénesis hayan enmascarando las verdaderas texturas depositacionales, formando mudstones y wackestones diagenéticos (sensu Wright, 1992) y disimulando las estructuras tractivas primarias.
Los microcoprolitos presentes en la Formación Vaca Muerta se asocian principalmente al grupo de los crustáceos callianássidos (ver Kietzmann y Palma, 2010a; Kietzmann et al., 2010a). Estos crustáceos habitan sistemas de galerías que se componen de un laberinto horizontal de túneles interconectados y desarrollados comúnmente 2 a 4 m por debajo de la interfase agua sedimento, y una serie de tubos verticales que conectan el laberinto con la superficie. De acuerdo con las observaciones de Pryor (1975), en las plataformas dominadas por oleaje actuales la densidad de aberturas por metro cuadrado se incrementa desde 2 a 8 en el foreshore hasta un promedio de 20 cada 10 m de profundidad hacia el offshore. Sin embargo, la mayor concentración ocurre en las áreas protegidas, donde alcanzan las 450 aberturas/m2, con alrededor de 10 individuos por abertura.
Pryor (1975) calcula que estos crustáceos son capaces de remover y pelletizar aproximadamente 12 t de material en suspensión por km2 al año (alrededor de 2480 pellets por abertura al día), que se traduce en depósitos de 4,5 mm de espesor por año. La mayor parte de estos pellets son transportados hasta la transición shoreface-offshore, donde son concentrados.
En las plataformas actuales este tipo de acumulaciones son muy comunes (Bentley y Nittrouer, 1997; Wright et al., 1997). En la costa atlántica de Estados Unidos, Howard y Reineck (1972) registraron acumulaciones de pellets fecales de entre 20 y 60 cm de espesor en sectores de offshore, mientras que Warme (1967) reconoció acumulaciones similares en los cayos de Florida, y
Gischler y Lomando (2005) en el shoreface y offshore de la rampa carbonática del Golfo de Pérsico.
De acuerdo con los diagramas de estabilidad propuestos por Wanless et al. (1981), los pellets fecales en la facies PGHCS se comportarían hidrodinámicamente como partículas de cuarzo tamaño arena fina. La facies PGHCS se interpreta como depósitos de flujos oscilatorios generados por tormentas y, dada su frecuencia, puede considerarse que la depositación ocurrió por encima del nivel de base normal de olas de tormenta o rampa media (e.g., Burchette y Wright, 1992).
Los estudios de laboratorio de Dumas et al. (2005) y Dumas y Arnott (2006) reprodujeron estructuras tipo HCS y SCS, estableciendo las condiciones hidrodinámicas de formación, como velocidad crítica del flujo oscilatorio y velocidad colinear unidireccional, concluyendo que el rango de profundidades más probable para la formación de las HCS se encuentra entre los 13 y los 50 metros. Si bien no existen estudios sistemáticos que permitan relacionar las dimensiones de las HCS con la batimetría, los estudios de Ito et al. (2001) y Yang et al. (2006) representan importantes avances en este aspecto. Ito et al. (2001) indican que en los ambientes de plataforma dominados por tormentas, la longitud de onda de las HCS disminuye con la profundidad, mientras que Yang et al. (2006) demuestran que en ambientes dominados por mareas, la longitud de onda de las olas decrece en dirección a la costa debido a la disipación de la energía por la interacción con el sustrato y por lo tanto la longitud de onda de las HCS cambia de la misma manera.
Los primeros trabajos detallados sobre estructuras hummocky (Bourgeois, 1980; Hunter y Clifton, 1982) utilizaron ecuaciones matemáticas basadas en la teoría de ondas, para estimar la profundidad de formación de ondulas oscilatorias del tope de las secuencias HCS, estimando profundidades de 5 a 30 m. Sin embargo, las ecuaciones de Harms (1979) dependen de parámetros de flujo que deben ser estimados por analogía con ambientes modernos, por lo que no puede establecerse una relación lineal entre las dimensiones de las HCS y la batimetría. Por otro lado, estas ecuaciones solo pueden ser utilizadas en depósitos generados por flujos oscilatorios orbitales, mientras que en el registro parecen ser más frecuentes los generados por flujos anorbitales (e.g., Wiberg y Harris, 1994; Xu, 2005; Maier y Hay, 2009).
Entre los ejemplos actuales, Kleinhans et al.
(2004) describen en el Mar del Norte estructuras HCS generadas a 12 m y 17 m de profundidad, cuyas dimensiones son similares a las presentes en la Formación Vaca Muerta. Asimismo, Saito (1989) estudió los depósitos de tormenta generados en la Bahía de Sendai, en el noreste de Japón, que corresponde a latitudes similares a las de la Cuenca Neuquina para el Jurásico Superior-Cretácico Inferior. Allí el nivel de base de olas de tormenta alcanza los 50 a 60 m de profundidad, pero se registran formas de lecho monticulares hasta profundidades de 23 metros. Por último, Wright et al. (1994) estudiaron los depósitos generados por una tormenta de grado 5 en la costa atlántica de Estados Unidos, y registraron estructuras monticulares anisótropas a profundidades de 13 m, asociadas a flujos unidireccionales que excedían los 10 cm s-1, mientras que hasta los 50 m de profundidad reportaron estructuras monticulares isótropas asociadas a flujos principalmente oscilatorios de velocidades menores a 50 cm s-1.
De acuerdo con estos ejemplos, las dimensiones de las formas de lecho, y considerando el fetch relativamente más reducido que presentaba la Cuenca Neuquina, se estima que el rango batimétrico más probable para la depositación de la facies Pl y PGHCS podría encontrarse entre los 25 y 50 m de profundidad. Si bien estos valores son especulativos, serían consistentes con estimaciones batimétricas realizadas por los autores en facies más profundas. Entre ellas, Kietzmann et al. (2008) estimaron, sobre la base de la relación de radiolarios espumelláridos y nasselláridos, que la profundidad máxima de la Formación Vaca Muerta no sería mayor a los 200 m en las facies de cuenca. Asimismo, en el estudio tafonómico realizado por Kietzmann y Palma (2009a) se utiliza el modelo de Westermann (1996), basado en la morfología y el patrón de los septos de las conchillas de los amonites, estimando que la profundidad máxima de la unidad no superaría los 120 m en las facies más profundas.
Recientemente, Pomar et al. (2012) propusieron una interpretación alternativa para la formación de estructuras HCS. De acuerdo con estos autores, además de las olas superficiales, existen otro tipo de perturbaciones que se producen dentro de la masa de agua denominadas ondas internas (internal waves). Las ondas internas se producen debido a la perturbación del equilibrio hidrostático en la picnoclina, de manera que la profundidad en la que
se forman los depósitos resultantes (internalitas) esta controlada por la posición de esta interfase. La hipótesis de Pomar et al. (2012) tiene importantes implicancias para el estudio de las secuencias marinas, ya que resulta de vital importancia diferenciar las tempestitas de las internalitas, ya que las primeras indican la posición de la base de olas de tormenta, mientras que las segundas la posición de la picnoclina.
Entre los criterios para su diferenciación Pomar et al. (2012) indican que las internalitas no se encuentran asociadas a facies costeras, ni poseen el arreglo grano y estratocreciente característico de las sucesiones dominadas por tormentas. Es decir que aparecen como depósitos tempestíticos "fuera de contexto".
El arreglo estratocreciente, así como el incremento de la participación de bioclastos en las sucesiones analizadas de la Formación Vaca Muerta, permitiría asociar los depósitos descriptos en este trabajo con olas superficiales asociadas a tormentas, antes que con el desarrollo de ondas internas relacionadas a perturbaciones de la picnoclina. Sin embargo, de acuerdo con Nordberg et al. (2000, 2001) la posición de la picnoclina en los mares cálidos y en las cuencas pequeñas se encontraría dentro de los primeros 60 m de profundidad, por lo que incluso considerando a los depósitos de la Formación Vaca Muerta como internalitas, la profundidad de agua estimada se encontraría dentro del mismo rango batimétrico.

Implicancias para los aspectos litoestratigráficos de Formación Vaca Muerta

La Formación Vaca Muerta fue originalmente definida por Weaver (1931) para un conjunto de pelitas negras y calizas micríticas de edad tithoniana y posteriormente enmendada por Leanza (1973), quien incluyó dentro de la misma aquellos depósitos atribuidos a la Formación Quintuco de Weaver (1931) que poseían el mismo carácter litofacial.
En el sector surmendocino de la cuenca, las primeras descripciones de esta unidad se deben a Groeber (1933, 1947a,b) y Leanza (1945), y finalmente a Leanza et al. (1977), quien utiliza criterios similares a los aplicados para el sector neuquino. En este sector de la cuenca las facies más someras del sistema de rampa carbonática están comunmente representadas por los depósitos de la Formación Chachao (Mombru et al., 1978), que comprende
un conjunto homogéneo de calizas bioclásticas con ostras. La progradación de estas facies biostromales llevó a Legarreta y Kozlowski (1981) a definir un miembro inferior donde los biostromas se intercalan con facies típicas de la Formación Vaca Muerta y un miembro superior correspondiente a la definición original de Mombru et al. (1978).
Debido las discrepancias con las definiciones de la Formación Chachao de Mombru et al. (1978) y Legarreta y Kozlowski (1981), se infiere que algunos autores han utilizado criterios paleoambientales para separar los depósitos de ambas unidades litoestratigráficas, de manera que el término de Formación Vaca Muerta ha sido utilizado para designar a las facies de cuenca y rampa externa, mientras que las facies más someras son incluidas a partir de interpretaciones genéticas dentro de la Formación Chachao. Por ejemplo, Doyle et al. (2005), quienes describen la sección del río Salado, dividen a la Formación Vaca Muerta de la Formación Chachao cuando aparecen facies similares a las del Tithoniano medio del área de Bardas Blancas, criterio que no coincide con las descripciones originales. Asimismo, Vennari et al. (2012) realizan inferencias similares debido a la presencia de tempestitas bioclásticas en niveles del Berriasiano inferior, que si bien pueden ser correlacionados con los cuerpos biostromales de Legarreta y Kozlowski (1981) por sus características deben ser incorporados a la Formación Vaca Muerta.

CONCLUSIONES

En el sector surmendocino de la Cuenca Neuquina los depósitos de tormenta con estratificación entrecruzada hummocky de la Formación Vaca Muerta son más comunes de lo que tradicionalmente se aceptaba. Este tipo de estructuras se encuentran disimuladas por efectos de la compactación y la diagénesis de las partículas (pellets), que favorece el enmascaramiento de las verdaderas texturas depositacionales.
Utilizando como ejemplo dos secciones del área de Bardas Blancas se propone un modelo de facies que incluye: (a) depósitos con estratificación entrecruzada de bajo ángulo, (b) depósitos con HCS, (c) depósitos laminados con gradación normal intralámina.
Los depósitos con estratificación entrecruzada de bajo ángulo consisten en packstones que pueden ser interpretados como depósitos de hummockies
anisótropas o como megaóndulas de bajo relieve generadas por flujos combinados con una fuerte componente unidireccional.
Las secuencias completas con HCS están compuestas por tres unidades (Sa-Sc) asociadas al evento de tormenta y una unidad que incluye depósitos de post-tormenta y de buen tiempo (Sd). La unidad Sa se inicia con una base erosiva y en consiste en rudstones/grainstones intraclástico-bioclásticos con estratificación de bajo ángulo. El intervalo Sb se inicia con una superficie de segundo orden y consiste en sets de packstones/grainstones con estratificación entrecruzada hummocky. El intervalo Sc consiste en packstones peloidales con laminación ondulítica de oleaje, y por último el intervalo Sd consiste en wackestones/packstones laminados.
Los depósitos laminados con gradación normal intralámina consisten en wackestones/packstones bioclásticos laminados o en alternancias rítmicas de láminas arenosas y packstones peloidales con laminación ondulítica de corriente, que representan la expresión más distal de las tormentas.
Los depósitos de la Formación Vaca Muerta son similares a otros depósitos de tempestitas carbonáticas, aunque muestran una especial correspondencia con el modelo de Monaco (1992).
De acuerdo con los datos de ejemplos actuales, las dimensiones de las formas de lecho, se estima que el rango batimétrico más probable para los depósitos con HCS es de 25 a 50 m de profundidad.

Agradecimientos

Este estudio fue financiado con fondos provenientes del proyecto UBACyT W801. Los autores desean agradecer especialmente al Dr. Alberto Riccardi por la identificación de la fauna de amonites, así como las revisiones de la Dra. Beatriz Bádenas y del Dr. Ernesto Schwarz, que han contribuido a mejorar el manuscrito original. Esta es la contribución R-51 del Instituto de Estudios Andinos "Don Pablo Groeber".

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