TRABAJOS DE INVESTIGACIÓN

Sedimentología y proveniencia de los depósitos de la Formación Vera (Grupo Los Menucos - Triásico) en el área del Puesto Tscherig, Provincia de Río Negro, Argentina

 

Juan Ignacio Falco¹, Natalia Hauser²

¹ Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur (UNS) e Instituto Geológico del Sur (INGEOSUR), Universidad Nacional del Sur-CONICET. Av. Alem 1253, Cuerpo B’ 2° Piso – B8000CPB, Bahía Blanca, Argentina. jifalco@ingeosur-conicet.gob.ar
² Laboratorio de Geocronología, Instituto de Geociências, Universidade de Brasília (UnB). Brasília - DF 70910-900, Brazil. nataliah@unb.br

Received September 6, 2017
Accepted May 15, 2018
Available online July 10, 2018

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RESUMEN

El Grupo Los Menucos (Triásico) es parte del relleno de la cuenca homónima, localizada en la Provincia de Río Negro, Argentina. Esta unidad comprende las formaciones Vera y Sierra Colorada. La primera está compuesta por una sucesión de aproximadamente 130 m de espesor de ignimbritas con intercalaciones de sedimentitas tabulares y abundante contenido volcánico. La suprayacente Formación Sierra Colorada está constituida por una sucesión ignimbrítica de 20 m de espesor. La presente contribución tiene como objetivo establecer el paleoambiente depositacional y la procedencia de los detritos de la Formación Vera en el área de Puesto Tscherig. En este trabajo se reconocieron cinco litofacies: Fl (limoarcilita y arenisca fina laminada), depositada por decantación en cuerpos de agua; Sh (arenisca con estratificación horizontal), depositada en condiciones de lecho plano y alto régimen de flujo; Sr (arenisca fina con óndulas de corriente y laminación cruzada), depositada por migración de óndulas de corriente; Sm (arenisca masiva), depositada por flujos hiperconcentrados y/o corrientes diluidas de Tipo 2; y Sgp (arenisca con trizas de vidrio y pómez) depositada por flujos de detritos. Estas facies se asociaron en dos elementos arquitecturales denominados VS (Sedimentación Volcaniclástica) y FF (Depósitos Finos de Barreales). El elemento VS se compone de las facies Sgp, Sm y de manera subordinada Sh. Se interpretó a este elemento como depósitos mono o multiepisódicos de flujos de detritos y/o hiperconcentrados hasta corrientes diluidas producto de la resedimentación de depósitos piroclásticos no soldados. El elemento FF se compone de facies Fl y Sr, interpretándose como depósitos de tracción y decantación en lagunas efímeras y/o barreales. El patrón de apilamiento reconocido permitió discriminar cinco episodios depositacionales granodecrecientes que involucran sedimentación a partir de flujos de detritos y/o hiperconcentrados en sectores proximales que, a medida se movilizaban, disminuían su concentración de sedimentos hasta originar depósitos por tracción/ decantación en sectores distales.
El análisis de proveniencia de las areniscas y el registro de estructuras relacionadas con proyecciones balísticas permitió inferir un volcanismo coetáneo con la depositación, que habría afectado las condiciones paleoambientales y paleotopográficas. El estudio de madurez textural y el análisis petrográfico de las areniscas evidencian un escaso transporte de los sedimentos, posiblemente restringido por  las irregularidades de la topografía volcánica. Además, el estudio de paleocorrientes y las estructuras de deformación producidas por las proyecciones balísticas son compatibles con la presencia de un edificio volcánico en la porción noreste del área estudiada.

Palabras clave: Sedimentación Volcánica; Lahar; Macizo Nordpatagónico; Triásico; Grupo Los Menucos.

EXTENDED ABSTRACT

Sedimentology and provenance of the Vera Formation deposits (Los Menucos Group -Triassic) at Puesto Tscherig area, Río Negro Province, Argentina

The Triassic Los Menucos Group, which fills the homonymous basin, crops out in the Río Negro province (North Patagonian Massif) of Argentina. This unit includes the lower Vera Formation and upper Sierra Colorada Formation (Fig. 1). The lower one is composed of an ignimbritic succession with intercalations of clastic sediments with tabular geometry deposited in continental environments, the thickness of Vera Formation is up to 130 m. The overlying Sierra Colorada Formation is also composed of an ignimbritic succession, up to 20 m in thickness. The current investigation includes the recognition of facies, sedimentary process and provenance analysis. It is based on the observations by Labudía et al. (1995) and Labudía and Bjerg (2001) on the influence of the volcanic environment in the sedimentation of the Vera Formation in the Puesto Tscherig area (Figs. 1, 2). The objective of this contribution is to present a sedimentary facies analysis that allows the interpretation of depositional paleoenvironments. In addition, the aim of this contribution is to quantify the importance that explosive volcanism had on the development of the sedimentary facies.
In this manuscript, the White and Houghton (2006) classification scheme for volcaniclastic deposits and their derivatives generated by weathering and erosion, is followed. This scheme is based on the primary depositional mechanisms. Volcaniclastic deposits are accumulations of particles formed by volcanism and mobilized directly by effusive or explosive processes before deposition. Volcaniclastic particles include pyroclastic, autoclastic, hyaloclastic and peperitic fragments. Moreover, White and Houghton (2006) proposed that the term volcaniclastic should not be used for those rocks derived by accumulation of particles originated from weathering and erosion of volcanic rocks, contrary to the suggestions of Fisher (1961). The White and Houghton (2006) classification scheme proposes a sedimentary rock name for those rocks derived by weathering and erosion of volcanic rocks. A suffix can be added indicating type, sorting, or clast morphology; e.g. Smpr denotes a massive sandstone, pumice-rich.
The methodology applied includes the measurement of a sedimentary log using standard techniques, facies analysis, and determination of architectural elements (following Herrera and López, 2003; Miall, 2006; Borrero Peña et al., 2008), as well as provenance analysis using ternary diagrams (Dickinson, 1978). Depositional events are stablished considering erosional surfaces. Facies and architectural elements are summarized in Table 1 and stratigraphic relations are shown in figure 2, whereas Table 2 and figure 4 show relative abundances of rock components that are used for provenance analysis using the classic ternary diagrams (Dickinson, 1978).
Five facies were recognized. Facies Fl comprises mudstone and fine-grained sandstone with horizontal lamination (Fig. 3d-f) and tabular geometry. Some layers preserve tetrapod footprints and desiccation cracks. Under the microscope tuffaceous matrix, subangular to subrounded clasts, a grain-supported fabric, moderate to good sorting, and mature texture were recognized. This facies gradually overlies the Sh or Sm facies and is truncated by coarser facies. This facies was deposited by settling processes (Miall, 2006). Facies Sh is composed of medium-grained sandstone with horizontal stratification and occasional parting lineation (Fig. 3b, d, f, g). This facies grades vertically from Sm and passes to Fl at the top. Under the microscope tuffaceous matrix, subangular to subrounded clasts, a grain-supported fabric and moderate to good sorting were recognized, and the textural maturity is submature. This facies was deposited in upper-stage plane bed conditions (Miall, 2006). Suprastratal asymmetric deformation structures were observed both in Fl and Sh facies. These structures are interpreted as ballistic projections of lapilli fragments (Manga et al., 2012). The mean orientation of these structures indicates that the lapilli fragments came from the NE.
Facies Sm represents medium-to coarse-grained, massive sandstone (Fig. 3b) with tabular geometry. This facies grades from Sgp facies and in turn pass vertically to the Sh facies. Microscopically, isolated pumiceous clasts, tuffaceous matrix, angular to subrounded clasts, matrix-to grain-supported matrix, and poor to moderate sorting were noted, defining a submature textural maturity. Analogue deposits were interpreted as originated by dilute flows (which at syneruptive stage are Type 2) or hyperconcentrated flows (Smith and Lowe, 1991). Pierson and Scott (1999) and Lirier et al. (2001) interpreted similar deposits as basal diluted layers at the bottom of debris flows or as hyperconcentrated flows. Jo (2003) considered a rapid sedimentation from debris flows. The absence of chute and pool structures may indicate that deposition processes could be related to hyperconcentrated flows or intermediate stages between Type 2 and diluted flows.
Facies Sr comprises fine-grained sandstone with ripple cross-lamination (Fig. 3e) in thin beds, typically interbedded with Fl facies. Under the microscope tuffaceous matrix, subrounded to subangular clasts, a grain-supported fabric and good sorting were observed, providing a mature texture. This facies was deposited by migration and aggradation of current ripples generated by dilute flows under low flow regime (Miall, 2006). Paleocurrent measurements indicate that ripple migration was preferentially towards SW (250°). The close spatial relationship with the Fl facies allows to infer that the ripple drift was linked to standing water bodies, possibly associated with stages of surface water recharge.
Facies Sgp represents medium-to coarse-grained, massive sandstone composed of glass and pumice fragments (Fig. 3a-c, f). Sgp strata (up to 9 m thick) show lobate shape and exfoliation weathering (onion exfoliation). Pumiceous clasts are abundant and smaller than 15 cm, and intraformational Fl clasts are common with sizes up to 30 cm. Under the microscope tuffaceous matrix, highly angular to subrounded clasts, a matrix-supported fabric and moderate to poor sorting are noted, textural maturity is immature. This facies was most likely deposited by debris flows (Palmer and Neall, 1991; Smith and Lowe, 1991; Herrera and López, 2003; Miall, 2006; Borrero Peña et al., 2008). The low content of non-volcanic clasts and the common conservation of primary volcanic features in the pumice fragments suggest that these deposits originated by reworking of a non-welded volcaniclastic deposit (Smith and Lowe, 1991; McPhie et al., 1993).
Two architectural elements were defined based on facies spatial relationships: Volcaniclastic Sedimentation (VS sensu Borrero Peña et al., 2008) and Floodplain Fines (FF sensu Miall, 2006), which occur interbedded. SV is mainly composed of Sgp and Sm facies, with subordinate contribution of Sh facies. It is characterized by an erosional basal boundary and a gradual upper contact (to FF element). This architectural element represents multi-episodic sedimentation from debris flows and/ or hyperconcentrated flows to diluted currents and originated from re-sedimentation of a non-welded volcaniclastic deposit. FF element is composed of Sr and Fl facies. This element records alternating deposition from settling and traction in standing water bodies. In fact, the Sr facies could represents surface water recharge. Five depositional episodes are defined considering erosional surfaces (Fig. 2); each depositional episode suggests that settling/ traction processes evolved from debris flows and/ or hyperconcentrated flows to stream flows by dilution, either by sedimentation or water addition. The resulting vertical stacking pattern of each depositional episode is a fining-upward succession including, from base to top, the following facies: Sgp, Sm, Sh, Sr and Fl facies (Fig. 5). This spatial distribution of facies is comparable with the model of composite sediment flow deposits (Sohn et al., 1999; Lirier et al., 2001). According to this model, the resulting successions are characterized by debris flow deposits in the near-vent position, which are replaced by hyperconcentrated flow and streamflow deposits toward the downstream zone (Fig. 5). On the other hand, the absence of channelized deposits linked to more complex tractive flows could be related to individual depositional episodes during short time intervals (Smith, 1991a). Besides, the presence of desiccation cracks and/or fossil content infer a considerable time of subaerial exposure (Smith, 1991a). Facies and facies association, petrography and allocation of depositional episodes allow to propose that these lahar-runout deposits could correspond to a syn-eruptive stage (Smith, 1986; Smith 1991a,b; Smith and Lowe, 1991; McPhie et al., 1993; Bahk and Chough, 1996). These authors suggest that the syn-eruptive stage is dominated by debris from hyperconcentrated flows, monolithological volcanic compositions, deposits dominated by sandstone, and high aggradation rates. However, Lirier et al. (2001) argued that debris and hyperconcentrated flows are not directly linked with a syn-eruptive stage, because they could be triggered by several mechanisms, even during inter-eruptive stages. It should be noted in this regard that the record of ballistic projections supports a syn-eruptive stage. Finally, the recognized stacking pattern, the paleocurrent directions measured in the Sr and Sh facies, and the direction of ballistic projections all favor the presence of a volcanic edifice located to the northeast of the study area. This interpretation is consistent with a volcanic caldera located to the south of Cerro La Laja (Ducart, 2007).

Keywords: Volcanic Sedimentation; Lahar-runout; Northpatagonian Massif; Triassic; Los Menucos Group.

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INTRODUCCIÓN

La incorporación del término lahar a la literatura geológica (Van Bremelen, 1949) ha tratado de resumir una situación que geológicamente responde a un proceso de muy corta duración y magnitud considerable. Esta terminología fue propuesta para definir un flujo de barro compuesto por bloques angulosos inmersos en una matriz, siendo los componentes principalmente de origen volcánico. Smith (1986) propone dejar de utilizar el concepto de lahar y considera apropiado el análisis desde el punto de vista de procesos sedimentarios, definiendo a los lahares como una mezcla de detritos y agua que fluye rápidamente desde un volcán. Los mecanismos de iniciación de estos flujos fueron bien documentados por Vallance (2000), Manville et al. (2009) y Vallance e Iverson (2015). Estos pueden originarse por: i) fusión de masas de hielo o nieve; ii) el colapso de lagunas intra-caldera, intra-crater o lagunas en valles confinados; iii) fuertes lluvias; iv) explosiones freáticas secundarias; v) licuefacción de avalanchas de detritos o vi) directamente disparados por la propia erupción volcánica. Los conceptos de depósitos laháricos sineruptivos e intereruptivos son ampliamente tratados en la bibliografía (Smith, 1986, 1987, 1991a,b; Smith y Lowe, 1991; McPhie et al., 1993; Bahk y Chough, 1996; Pierson y Scott, 1985, 1999; Lirier et al., 2001; Sierra et al. 2009). En este sentido Smith (1991a) se refiere a los depósitos sineruptivos como Tipo 1 (T1) y a los depósitos intereruptivos como Tipo 2 (T2). Ambos depósitos se limitan por superficies erosivas y desarrollo de suelos. Los primeros, T1, se originan a partir de flujos de detritos o hiperconcentrados, o a partir de corrientes con alta concentración de sedimentos, pudiendo extenderse decenas de kilómetros desde el área fuente. Se caracterizan por registrar altas tasas de agradación y capas mantiformes de areniscas gruesas a conglomerádicas de hasta decenas de metros de espesor y composición clástica monolitológica de naturaleza piroclástica. Los segundos, T2, se originan a partir de flujos de corrientes diluídas. La extensión lateral de estos depósitos está dominada por tasas de migración lateral de canales e influenciada también por la aparición de zonas emergidas vegetadas. Estos depósitos desarrollan canales incisos y las litologías varían desde conglomerados hasta limoarcilitas. Por último, Smith (1991a) divide a los depósitos T2 en 2a y 2b dependiendo de la extensión lateral de las capas. La geometría de los depósitos 2a está controlada por tasas bajas de subsidencia y/o erupciones frecuentes dando como resultado depósitos de menor extensión lateral y con incisiones más profundas. Por otra parte, la geometría de los depósitos 2b está controlada por una mayor subsidencia y/o erupciones menos frecuentes; esta condición registra depósitos de mayor extensión e incisiones más someras. Por su parte, Lirier et al. (2001), como resultado del estudio de depósitos en masa producidos por grandes lluvias en las laderas del volcán Vesubio, concluyen que los procesos de remoción en masa no tendrían directa relación con episodios eruptivos, pudiendo darse de manera más frecuente, inclusive en estadíos intereruptivos.
Borrero Peña et al. (2008), como corolario del estudio realizado en una secuencia volcánica plio-pleistocena, proponen separar a los estadíos y depósitos eruptivos en base a un criterio temporal. Definen como sineruptivos a aquellos depósitos resedimentados entre 10-1 y 101 años después de la erupción y como post-eruptivos a los depósitos resedimentados entre los 102 a 104 años posteriores a la erupción.
En este contexto y enmarcado en la influencia que el paisaje volcánico ha tenido sobre los procesos que originaron los depósitos clásticos de la Formación Vera en el área del Puesto Tscherig (Labudía et al., 1995; Labudía y Bjerg, 2001) es que se llevó a cabo un nuevo estudio basado en el reconocimiento de facies, procesos sedimentarios y estudios de proveniencia detrítica. De esta manera, el objetivo de este trabajo es presentar el análisis de facies sedimentarias que conlleva a la posterior interpretación de paleoambientes sedimentarios de depositación, buscando ponderar la influencia que el vulcanismo explosivo tuvo sobre el desarrollo de las facies.

MARCO GEOLOGICO

El contexto regional para el Triásico en el Macizo Nordpatagónico está ligado a un fuerte magmatismo y volcanismo ácido que dominó plenamente la región. Este magmatismo podría estar relacionado a un evento extensional posterior a la orogenia Gondwánica (González et al., 2016). Vinculado a este volcanismo se han descripto varias cubetas sedimentarias menores que afloran de manera saltuaria en todo el Macizo (Los Menucos, Paso Flores, Comallo, etc.), pudiendo corresponder cada uno a diferentes cuencas, las que muy posiblemente estuvieron desconectadas. En varios de estos depocentros se observa la marcada influencia piroclástica del relleno sedimentario, apareciendo asociado tanto vertical como lateralmente a mantos de volcanitas y/o ignimbritas (Kokogian et al., 2001).El estudio de la Cuenca de Los Menucos ha producido variados trabajos estratigráficos a lo largo de los años, entre los que cabe mencionar a Miranda (1966), Stipanicic et al. (1968), Rapela et al. (1996), Cucchi et al. (1999), Labudía y Bjerg (2001) y Lema et al. (2008). Los afloramientos bien conocidos corresponden a los ubicados entre las Sierras de Queupuniyeu y la localidad de Sierra Colorada al naciente; y la Meseta de Bajos Hondos, el Bajo de Lenzaniyeu y la Meseta de Coli-Toro al poniente. Al norte limitan con el bajo tectónico del Graben del Piche y al sur se extienden hasta perderse debajo de los basaltos terciarios de la Meseta de Somuncurá (Fig. 1). El Grupo Los Menucos (Labudía y Bjerg, 2001) se apoya en discordancia angular sobre facies plutónicas del Complejo Plutónico Volcánico La Esperanza (Llambías y Rapela, 1984), y también sobre metamorfitas de bajo grado de la Formación Colo Niyeu (Labudía y Bjerg, 1994); de edades permo-triásica y cámbrica, respectivamente (Martínez Dopico et al., 2017). El límite estratigráfico superior está dado por los depósitos jurásicos de abanicos aluviales del graben del Cerro Piche (Bodnar y Falco, 2017; Falco et al., 2017). El Grupo Los Menucos está constituido por las formaciones Vera y Sierra Colorada. La Formación Vera es una secuencia sedimentaria de hasta 130 m de espesor e incluye intercalaciones de conglomerados, areniscas, tobas, tufitas y limoarcilitas que hacia el tope intercalan con ignimbritas dacíticas. Esta unidad ha sido motivo de varias contribuciones paleontológicas, destacándose la presencia de improntas vegetales de la flora de Dicroidium, ichinitas de tetrápodos y conchostracos (Casamiquela 1964, 1974; Artabe, 1985a,b; Domnanovich et al., 2008; Gallego, 2010). La Formación Sierra Colorada, de espesor máximo cercano a 250 m, está compuesta por coladas de lavas, tobas, brechas, aglomerados volcánicos, ignimbritas y vitrófiros de composición riolítica que cubren a la unidad subyacente. Una edad isocrónica Rb/Sr de 222±2 Ma obtenida en roca total posicionaría al Grupo Los Menucos exclusivamente dentro del Triásico (Rapela et al., 1996).

Figura 1. a) Mapa de ubicación de la Cuenca de Los Menucos y sus principales límites geográficos. En el recuadro (de línea punteada) está indicada el área de estudio de la presente contribución. b) Mapa geológico del área estudiada y sector aledaño, modificado de Cucchi et al. (1999), Labudía y Bjerg (2005), Lema et al. (2005, 2008) y Ducart (2007).
Figure 1. a) Location map for the Los Menucos basin and its geographical boundaries. The rectangular box (dashed line) indicates the study area. b) Geological map of the study area and surrounding zone (modified after Cucchi et al., 1999; Labudía and Bjerg, 2005; Lema et al., 2005, 2008 and Ducart, 2007).

AREA DE ESTUDIO

La sección clástica bajo estudio y perteneciente a la Formación Vera, aflora desde el Cerro La Laja hasta Puesto Tscherig (Fig. 1). Esta sucesión alcanza los 41 m de espesor (Fig. 2), y los estratos buzan al suroeste con bajas inclinaciones. El inicio del perfil medido se ubica en los 40°52’16’’S y los 68°15’07’’O, al sur del camino que lleva al Puesto Tscherig, aproximadamente a 1,5 km de este (Fig. 1). En Cerro La Laja los depósitos de esta sección sedimentaria son explotados como rocas de aplicación; donde los afloramientos son más potentes y con mayor continuidad lateral. Allí alcanzan un espesor próximo a los 50 m y se componen fundamentalmente de facies areniscosas, la base no está expuesta y se cubre por volcanitas efusivas andesíticas. Hacia el oeste, en proximidades del Puesto Tscherig, estos depósitos clásticos se observan intercalados en la secuencia ignimbrítica, la base se encuentra en contacto con brechas volcánicas y el techo con tobas lapilíticas andesíticas. En Puesto Tscherig y áreas adyacentes la sucesión es predominantemente limoarcílitica, con cantidades subordinadas de areniscas y conglomerados que no alcanzan el metro de espesor. Sobre el extremo oeste las sedimentitas desaparecen quedando solo exposiciones de las variedades litológicas volcaniclásticas (Fig 1). Las observaciones realizadas por Labudía et al. (1995) y Labudía y Bjerg (2001, 2005) sobre las sedimentitas que motivan el presente trabajo permitieron inferir una gran variedad de facies clásticas que representarían diferentes ambientes sedimentarios. Dichos autores describieron la existencia de climas estacionales, con desarrollo de sistemas fluviales con cursos activos durante los períodos de lluvias abundantes con canales asociados a barras. Para los períodos de escasas precipitaciones destacan el desarrollo de barreales y lagos efímeros. Concluyen también que estos ambientes reflejan el desarrollo incipiente de la red de drenaje con baja pendiente, estrechamente relacionada a la evolución volcánica local.

Figura 2. Perfil sedimentológico esquemático del área estudiada. Se indica la posición estratigráfica de las facies y elementos arquitecturales (códigos en Tabla 1). Se presenta además la abundancia porcentual relativa de cuarzo total (Qt), feldespato total (F) y fragmentos líticos totales (Ft) para cada facies. En números romanos se indican los eventos depositacionales (Ed) reconocidos. Abreviaturas: limoar: limoarcilita; ar: arenisca; co: conglomerado.
Figure 2. Sedimentological section of the study area. The stratigraphic position of the facies and architectural elements are indicated (codes as in Tabla 1). The relative abundances of total quartz grains (Qt), total feldspar grains (F), and total lithic fragments (Lt) are plotted. The Roman numbers indicate depositional events (Ed). Abbreviations: limoar: mudstone; ar: sandstone; co: conglomerate.

METODOLOGÍA DE TRABAJO

El estudio se aborda siguiendo el esquema de clasificación para rocas volcaniclásticas de White y Houghton (2006). Este esquema se basa en el mecanismo inicial de depositación y unifica la terminología para todos los depósitos volcaniclásticos y sus derivados por meteorización y erosión. Según esta clasificación, los depósitos volcaniclásticos son acumulaciones de partículas formadas por acción volcánica directa y que son movilizadas directamente por procesos relacionados con el volcanismo efusivo o explosivo antes de ser depositadas. Como partículas volcaniclásticas se consideran a los fragmentos piroclásticos, autoclásticos, hyaloclásticos y peperíticos. White y Houghton (2006) concluyen que el término volcaniclástico no sea usado para aquellas rocas derivadas de la meteorización y erosión de rocas volcánicas, contrariamente a lo propuesto por Fisher (1961). En tanto, para aquellas rocas derivadas de la meteorización y/o erosión de rocas volcánicas, White y Houghton (2006) proponen dar el nombre de rocas sedimentarias con o sin un sufijo volcánico, pudiendo aludir este agregado a sus componentes, selección y morfología de los clastos (ej.: Smpr, arenisca masiva, Sm; rica en pómez, pr). La codificación de facies y elementos arquitecturales corresponde a la propuesta presentada por Herrera y López (2003), Miall (2006) y Borrero Peña et al. (2008). Para las facies, el código se compone de una letra mayúscula que se refiere al tamaño granulométrico predominante y una o más letras minúsculas representando la estructura sedimentaria u otro rasgo diagnóstico de la facies. Por otra parte, los elementos arquitecturales se representan con dos letras mayúsculas y comprenden un conjunto de estratos genéticamente relacionados, que representan una depositación relativamente continua por un proceso en particular y reflejan el estilo de depositación a nivel de los elementos geomorfológicos mayores (Borrero Peña et al., 2008). La descripción petrográfica en sección delgada se realizó según la escala granulométrica de Wentworth (1922), la selección según Jerram (2001), la fábrica y contacto entre granos según Tucker (2001). La redondez se evaluó según Pettijohn et al. (1987) y la madurez textural según Nichols (2009). El marco tectónico del área de aporte de las areniscas fue determinado en base a las composiciones modales de cuarzo monocristalino (Qm), cuarzo policristalino (Qp), cuarzo total (Qt), feldespato potásico (K), plagioclasa (P), feldespato total (F) y fragmentos líticos (Fl), todos ellos recalculados según el modelo de Dickinson (1985).

RESULTADOS

Facies
Se discriminaron cinco litofacies: Facies de limoarcilita y arenisca fina laminada (Fl); Facies de arenisca con estratificación horizontal (Sh); Facies de arenisca masiva (Sm); Facies de arenisca con óndulas (Sr) y Facies de arenisca con trizas y pómez (Sgp). Estas facies son descriptas e interpretadas a continuación, y resumidas en la Tabla 1. En la figura 2 se muestran las relaciones espaciales entre las facies reconocidas.

Facies Fl. Facies de limoarcilita y arenisca fina con laminación paralela horizontal (Fig. 3d-f), las coloraciones varían del pardo rojizo oscuro al pardo castaño. Se presentan en finas láminas de potencia menor al centímetro alcanzando en su conjunto un espesor máximo de 11 m, la geometría es tabular. Se dispone transicionalmente sobre facies de areniscas con estratificación horizontal (Sh) o masivas (Sm), y por debajo de facies de areniscas con trizas y pomez (Sgp) o masivas (Sm) en contacto erosivo; ocasionalmente intercala con facies de areniscas con óndulas (Sr). Estos niveles son portadores de pisadas de tetrápodos y es común observar grietas de desecación. También se reconocen estructuras de deformación supraestratales que en planta tienen forma ovalada asimétrica con un borde engrosado en media luna (rebaba) alcanzando tamaños del orden centimétrico (Fig. 3d). La porción asimétrica coincide con el máximo engrosamiento del borde en media luna. En escasas ocasiones se reconocen clastos tamaño lapilli fuertemente alterados como generadores de estas estructuras. La orientación promedio de los bordes engrosados de estas estructuras es hacia el sudoeste. En sección delgada estas sedimentitas se caracterizan por poseer textura clástica con matriz tobácea, clastos subangulosos a subredondeados moderadamente bien seleccionados, fábrica clasto soportada con contactos puntuales y la madurez textural es madura.

Figura 3. Fotos de afloramientos de las diferentes litofacies reconocidas. a) Superposición de areniscas de la facies Sgp en contacto erosivo, al techo gradación a facies Sm. Representa sobreimposición de dos eventos depositacionales delimitados por una superficie erosiva. El segundo evento depositacional registra el efecto de dilución. b) Gradación de facies Sm a Sh, en contacto erosivo yace la facies Sgp. Sobreimposición de dos eventos limitados por una superficie erosiva. c) Facies Sgp con bloques intraformacionales de Fl. d) Gradación de facies Sh a Fl, nótese las estructuras deformacionales supraestratales producto de las proyecciones balísticas de lapillis. e) Intercalación de facies Sr y Fl. f) Alternancia de facies Sh y Fl cubiertas en contacto erosivo por facies Sgp. Sobreimposición de dos eventos limitados por una superficie erosiva. g) Facies Sh con restos de troncos fósiles indeterminados. Abreviaturas: pz: pómez, lít: fragmentos líticos, pb: proyecciones balísticas.
Figure 3. Photographs of outcrops of the recognized lithofacies. a) Sandstones of the Sgp facies overlapping, with erosive contact, gradation at the top of the Sm facies. This represents overlapping of two depositional events delimited by an erosive surface. The second event registers the effect of dilution. b) Gradation of Sm to Sh facies. Sgp overlies, with erosive contacts, both the Sm and the Sh facies. Overlapping of two depositional events is separated by an erosive surface. c) Facies Sgp with intraformational blocks of Fl. d) Sh to Fl facies gradation; note the suprastratal deformational structures due to lapilli ballistic projection. e) Interbedded Sr and Fl facies. f) Alternation of Sh and Fl facies overlain with an erosive contact by Sgp facies. Overlapping of the products of two depositional events separated by an erosive surface. g) Sh facies carrying remains of unidentified fossil trunks. Abbreviation: pz: pumice, lít: lithic fragments, pb: ballistic projection.

Interpretación. Esta facies se interpreta como generada por decantación en cuerpos de agua (Miall, 2006). Las estructuras de deformación asimétricas supraestratales se interpretan como proyecciones balísticas de lapillis que impactan de manera oblicua al sustrato (Manga et al., 2012), dando como resultado el borde engrosado en media luna. La orientación promedio de estas estructuras indicaría que estas proyecciones balísticas provendrían desde el noreste.

Facies Sh. Esta facies se compone de arenisca mediana con estratificación horizontal y color pardo castaño claro (Fig. 3b, d, f, g). Conforma capas con geometrías tabulares y espesores de hasta 2 m. Se caracteriza por presentar estratificación horizontal con una separación de estratos de orden centimétrico. Es poco frecuente la ocurrencia de lineación primaria de corriente. Se desarrolla transicionalmente desde areniscas masivas (Sm) y de igual forma es cubierta por limoarcilitas y areniscas laminadas de la facies Fl. Es portadora de icnitas de tetrápodos y restos de troncos fósiles indeterminados. Al igual que en la facies Fl, estas sedimentitas portan estructuras de deformación asociadas a la presencia de lapillis, que también muestran engrosamientos preferenciales en sus rebordes ubicados al sudoeste. En sección delgada se reconoce textura clástica con matriz tobácea, clastos subangulosos a subredondeados con selección moderada a bien seleccionada, fábrica clasto soportada con contactos puntuales y la madurez textural es submadura.
Interpretación. Depósito de arenas acumulado en condiciones de lecho plano de alto régimen de flujo (Miall, 2006). Al igual que en la facies Fl, las estructuras de deformación asimétricas supraestratales se interpretan como proyecciones balísticas de lapillis que provendrían desde el noreste.

Facies Sm. Se compone de arenisca mediana a gruesa masiva, de color pardo castaño a pardo morado claro (Fig. 3b), y se dispone en estratos con geometría tabular que no superan el metro de espesor. Sobreyace en carácter transicional a facies de arenisca con trizas y pómez (Sgp) o mediante contacto erosivo a facies de limoarcilitas y areniscas laminadas (Fl). Es cubierta transicionalmente por facies de areniscas con estratificación horizontal (Sh) y limoarcilitas y areniscas laminadas (Fl). En sección delgada se reconoce textura clástica con matriz tobácea, clastos angulosos a subredondeados, fábrica matriz a clasto soportada con contactos puntuales. La selección es moderada a pobre y la madurez textural submadura.
Interpretación. Smith y Lowe (1991) interpretan depósitos semejantes como el producto de corrientes diluidas (que si fuesen sineruptivas serían de Tipo 2) o flujos hiperconcentrados. Por otra parte, Pierson y Scott (1999) y Lirier et al. (2001) interpretan depósitos equivalentes como el resultado de la dilución basal de flujos de detritos a flujos hiperconcentrados. También, Jo (2003) considera que estas facies representarían depositación rápida de flujos de detritos. La ausencia de estructuras de corte y relleno sugiere que el proceso de depositación estaría ligado a flujos hiperconcentrados o estadíos intermedios entre éstos y corrientes diluidas sineruptivas.

Facies Sr. Esta facies comprende arenisca fina de color pardo castaño medio, con óndulas asimétricas (Fig. 3e). Conforma sets de hasta 5 cm de espesor que se agrupan en cosets que alcanzan los 20 cm de potencia. Esta facies se desarrolla tanto por debajo como por arriba de limoarcilitas y areniscas laminadas de la facies Fl. Las paleocorrientes medidas indican que la migración de estas óndulas habría sido hacia el suroeste. En sección delgada se reconoce textura clástica con matriz tobácea, clastos subangulosos a subredondeados, fábrica clasto soportada con contactos puntuales, y buena selección. De acuerdo a la madurez textural se clasifica como submadura a madura.
Interpretación. Esta facies fue depositada por migración de óndulas de corriente en condiciones de bajo régimen de flujo (Miall, 2006). La estrecha relación de esta facies con las limoarcilitas y areniscas laminadas de la facies Fl indica que la migración de estas formas de fondo estaría ligada a cuerpos de agua, posiblemente asociada a etapas de recarga hídrica superficial por corrientes diluidas.

Facies Sgp. Comprende arenisca mediana a gruesa masiva, compuesta de trizas de vidrio volcánico y pómez, de color pardo grisáceo medio (Fig. 3a-c, f). Se dispone en cuerpos de geometría tabular a lobulada con típica exfoliación catafilar. El espesor de los cuerpos individuales puede alcanzar los 2 m, formando una sucesión de hasta 9 m de potencia. Esta facies suprayace mediante contacto erosivo a limoarcilitas y areniscas laminadas de la facies Fl, y subyace en contacto neto a areniscas masivas de la facies Sm. Son característicos de esta facies los niveles pumíceos con clastos de hasta 15 cm de eje máximo. Estos clastos pumíceos se reconocen en todo el depósito, concentrándose en la base los de mayor tamaño, donde flotan en la matriz tobácea. Hacia el tope se muestran de forma aleatoria y de menor tamaño, no pudiendo observarse patrones de gradación. También se reconocen clastos intraformacionales de limoarcilitas y areniscas laminadas de la facies Fl con tamaños que alcanzan los 30 cm. En sección delgada se reconoce textura clástica con matriz tobácea, clastos muy angulosos a subredondeados y fábrica matriz soportada. La selección es moderada a pobre y la madurez textural inmadura.
Interpretación. La fuerte mezcla de detritos con baja selección, inmadurez textural, clastos intraformacionales de gran tamaño y ausencia de ordenamiento interno sugiere que esta facies fue depositada por flujos de detritos (Palmer y Neall 1991; Smith y Lowe, 1991; Herrera y López, 2003; Miall, 2006; Borrero Peña et al., 2008). El escaso a nulo contenido clástico no volcánico, además de la conservación de caracteres volcánicos primarios de los clastos, sugiere que estos depósitos son producto de la removilización de un depósito piroclástico no soldado (Smith y Lowe, 1991; McPhie et al., 1993).

Asociación de facies: Elementos Arquitecturales
Se reconocieron dos elementos arquitecturales denominados Sedimentación Volcaniclástica (VS sensu Borrero Peña et al., 2008) y Depósitos Finos de Barreales (FF sensu Miall, 2006). Ambos elementos se presentan interestratificados (Fig. 2).

Elemento VS. Está representado por las facies de areniscas con trizas y pómez (Sgp), areniscas macizas (Sm) y areniscas con estratificación horizontal (Sh). Tiene geometría tabular. La base siempre es una superficie erosiva y la parte superior pasa transicionalmente al elemento FF. Se caracteriza por presentar el siguiente arreglo general de base a techo: arenisca de la facies Sgp que grada principalmente a arenisca de la facies Sm y ocasionalmente a Sh. También es posible observar como base de este elemento a la facies Sm.
Interpretación. Este elemento representa depósitos mono y multiepisódicos de flujos de detritos y/o hiperconcentrados hasta corrientes diluidas a partir del retrabajo de un depósito piroclástico no soldado. Características análogas fueron descriptas por Borrero Peña et al. (2008) para la Secuencia Volcánica de Aranzazu.

Elemento FF. Es una interestratificación de facies de limoarcilita y arenisca laminada (Fl) y facies de areniscas con óndulas (Sr), esta última en carácter subordinado a facies Fl. La geometría real observada en el campo es tabular, aunque no se descarta que den geometrías lenticulares en una escala mayor.
Interpretación. Este elemento representa depósitos originados por la decantación de sedimentos en cuerpos de agua efímeros (Miall, 2006) y por la depositación de corrientes tractivas relacionadas a periodos de recarga hídrica superficial.

Proveniencia
En la Tabla 2 y figura 2 se presentan los resultados del conteo grano a grano de cada facies, recalculados en abundancia porcentual. Estos se muestran ilustrados en clásicos diagramas ternarios de proveniencia (Fig. 4 a, b). De los gráficos de abundancia porcentual relativa de cuarzo total (Qt), feldespato total (F) y fragmentos líticos (Lt) se destaca que el contenido de cuarzo total no presenta variaciones considerables entre facies, como así tampoco se observan variaciones estratigráficas entre facies isópicas (Fig. 2). La abundancia de F es inversamente proporcional al contenido de Lt.

Tabla 2. Abundancia porcentual recalculada de cada facies para el análisis de proveniencia. Qm, cuarzo monocristalino; Qp, cuarzo policristalino; Qt, cuarzo total; F, feldespato total; K, feldespato potásico; P, plagioclasa; Lt, fragmentos líticos totales. Datos expresados en porcentaje relativo.
Table 2. Percentages of component abundance for the recognized facies -recalculated for provenance analysis. Qm, monocrystalline quartz; Qp, polycrystalline quartz; Qt, total quartzose grains; F, total feldspar grains; K, K-feldspar grains; P, plagioclase grains; Lt, total lithic fragments. Data in relative percent.

Figura 4. a) y b) Diagramas ternarios para análisis de proveniencia de areniscas (Dickinson, 1985). Qm: cuarzo monocristalino; Qt: cuarzo total; F: feldespato total; Lt: fragmentos líticos totales.
Figure 4. a) and b) Ternary diagrams for sandstone provenance analysis after Dickinson (1985). Qm: monocrystalline quartz; Qt: total quartzose grains; F: total feldspar grains; Lt: total lithic fragments.

Los granos de cuarzo monocristalino (Qm) predominan ampliamente sobre los granos de cuarzo policristalino (Qp); los primeros se presentan frescos, con senos de corrosión y/o conservando algunas caras cristalinas. Con respecto a los clastos de feldespato (F), las variedades potásicas (K) predominan sobre las plagioclasas (P), con relaciones que llegan a 30:1. Entre los fragmentos líticos totales (Lt) predominan Sr y Fl, es comparable con los modelos de eventos de depositación compuesto (EDC) propuestos por Sohn et al. (1999) y Lirier et al. (2001). Dichos modelos exponen que los flujos diluidos derivan de la dilución de flujos de detritos, incluyendo un estadío intermedio de flujo hiperconcentrado. A esta evolución de los flujos, Sohn et al. (1999) la denominan flujo diluido de arrastre (trailing dilute flow). En esta dilución de flujos pendiente abajo los depósitos resultantes se caracterizan por registrar flujos de detritos en la zona proximal, los que son progresivamente cubiertos y reemplazados por depósitos de flujos hiperconcentrados y de corrientes diluidas hacia zonas distales (Fig. 5). En este sentido, cada uno de los cinco eventos depositacionales reconocidos en la sección estudiada sería coincidente con un EDC. La presencia de depósitos proximales con base erosiva sobre depósitos distales podría estar relacionado con generación de relieve positivo y posterior progradación del EDC hacia la porción topográficamente más baja. Las estructuras de deformación generadas por proyecciones balísticas de lapillis en facies intermedias y distales sugieren actividad volcánica explosiva activa durante la sedimentación. Esto permite inferir que la generación de relieve y posterior progradación del EDC y ciclicidad en la sedimentación estaría vinculado directamente con la propia actividad volcánica explosiva y no con procesos externos al depocentro. Por otra parte, la ausencia de depósitos de fajas de canal que típicamente son producto de flujos tractivos más complejos, permitiría suponer que cada evento depositacional representaría un período relativamente corto de tiempo (Smith, 1991a). También es posible suponer que la presencia de grietas de desecación y/o contenido fosilífero evidencia un lapso de tiempo considerable de exposición aérea, que habría permitido la formación de barreales o lagunas esporádicas favoreciendo el desarrollo faunístico y florístico. En este sentido, Smith (1991a) expone que la distinción de paleosuelos como indicadores temporales en este tipo de secuencias fósiles es compleja, principalmente por ser secuencias mayormente arenosas que no representan materiales parentales propicios. Agrega también que, aunque los suelos pudieran estar poco desarrollados, la bioturbación es un elemento diagnóstico para suponer que pudo haber desarrollo de suelos y por lo tanto un lapso de tiempo considerable. Tanto el ploteo en los diagramas triangulares de Dickinson (1978) como las observaciones petrográficas demuestran un fuerte contenido volcaniclástico, incluyendo la presencia de matriz tobácea, granos pumíceos y granos monominerales con senos de corrosión. El contenido volcaniclástico sumado a los procesos de depositación interpretados y al escenario de fuerte vulcanismo tanto explosivo como efusivo reconocido para el área, permitiría suponer que los depósitos estudiados serían producto de la removilización de acumulaciones piroclásticas no soldadas (Smith y Lowe, 1991; McPhie et al., 1993). En este sentido, y si bien el término lahar es todavía discutido (Smith, 1991a), a criterio de los autores este concepto resulta adecuado para referirse a la resedimentación de depósitos piroclásticos no soldados o no litificados. Las características faciales y la morfología de los cuerpos sugieren que estos depósitos laháricos corresponderían a fases sineruptivas tal como lo exponen Smith (1986), Smith (1991a), McPhie et al. (1993) y Bahk y Chough (1996). Estos autores sugieren que la fase sineruptiva estaría dominada por flujos de detritos e hiperconcentrados, composiciones monolitológicas volcánicas y depósitos predominantemente arenosos de base erosiva y con altas tasas de agradación. Por otra parte, Lirier et al. (2001) sostienen que los flujos de detritos e hiperconcentrados no están ligados directamente con fases sineruptivas sino que podrían ser disparados por lluvias, fusión de nieve, ruptura de endicamientos, etc. No obstante, la presencia de estructuras de deformación por el impacto de proyecciones balísticas observadas en las facies Fl y Sh resulta compatible con etapas sineruptivas. Por otra parte, el cambio en la madurez textural muestra estrecha relación con los procesos de transporte y depositación de cada facies, evidenciando un aumento madurativo desde la facies Sgp (depositada por flujo de detritos) a las facies Sr y Fl (depositada por tracción y decantación respectivamente). No obstante, el abundante contenido de fragmentos líticos (Lt) y feldespato (F) en las facies Sr y Fl podría tener estrecha relación con un transporte reducido como consecuencia de las típicas irregularidades del paisaje volcánico. Cabe destacar que para esta misma cuenca se documentaron situaciones análogas respecto a la influencia del paisaje volcánico en la evolución de los sistemas fluviales (Labudía et al., 1995; Labudía y Bjerg, 2001, 2005). Por último, el patrón de apilamiento reconocido, las paleocorrientes medidas en las facies Sr y Sh y la dirección estimada de las estructuras relacionadas a proyecciones balísticas serían congruentes con centros de emisión volcánica ubicados en la porción nororiental de la zona estudiada. Todas estas interpretaciones serían coincidentes con una caldera volcánica localizada al sur del Cerro La Laja (Fig. 1), como fuera propuesto por Ducart (2007).

Figura 5. Modelo sedimentario conceptual modificado de Sohn et al. (1999). Esquema idealizado de un evento de sedimentación compuesto por dilución de arrastre (trailing dilute flow) con el respectivo patrón de apilamiento reconocido.
Figure 5. Conceptual sedimentary model modified from Sohn et al. (1999). Idealized scheme for a composite sedimentation event by trailing dilute flow and the resultant stacking pattern.

CONCLUSIONES

El patrón de apilamiento resultante revela cinco eventos de depositación (Ed I -Ed V) limitados por superficies erosivas, y cada uno de ellos está caracterizado por ser granodecreciente y agradacional. Cada una de estas unidades es originada por eventos de depositación compuestos (EDC), en el que los flujos diluidos derivan de la dilución pendiente abajo de flujos de detritos, este proceso es denominado flujo diluido de arrastre por Sohn et al. (1999). El estudio de procedencia para cada facies muestra que estas rocas derivan de la erosión de arcos magmáticos transicionales y disectados. Por otra parte, el análisis petrográfico muestra que aún las facies distales depositadas por decantación y tracción conservan líticos volcánicos y trizas vítreas, siendo las irregularidades del paisaje volcánico y el propio vulcanismo explosivo los principales agentes de control para el desarrollo de las facies. El análisis facial, arquitectural y petrográfico de la sección estudiada permite concluir que los depósitos corresponden a eventos de depositación compuestos por resedimentación de depósitos piroclásticos no soldados o no litificados en un estadío sineruptivo. Las zonas proximales de estos depósitos fueron dominadas por depósitos de flujo de detritos y las zonas distales dominadas por decantación en lagunas esporádicas o barreales en los que en períodos de moderada a baja actividad volcánica proliferó la actividad biológica.

Agradecimientos

Al Sr. Carlos Tscherig y familia por la hospitalidad en las diferentes campañas. Al Lic. Diego Del Río por la colaboración en las tareas de relevamiento, a la Universidad Nacional del Sur y al CONICET por el soporte económico e infraestructura brindada para este estudio. Los autores agradecen a los Dres. Umazano y Varela por las valiosísimas contribuciones realizadas durante la revisión del manuscrito.

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