Sector 1: Costa Occidental del Embalse de Ullum

En el sector 1 (Fig. 4), próximo a la localidad de Villa Ibáñez, se encuentra el afloramiento más extenso de la Formación Valentín, que abarca un área de 5,7 km² con aproximadamente 11 m de espesor expuesto (Figs. 6a y b).

Figura 6 a) Afloramiento de la Formación Valentín en el sitio donde se levantó la columna PB-VI y b) la columna PB-COU. Persona de escala: 1,7 m. c) Facies Fhb en la asociación FF2 basal de la columna PB-COU, d) Asociación CHA, e) Facies Fh y Sme que integran la asociación FE y f) Facies St, Sh2 y G(S)h que integran la asociación CH(SB) seguido de una delgada capa de Ghc y luego Fh de color verdoso, parte de la asociación CR. Las fotografías de b) hasta f) pertenecen a la columna PB-COU.  

Columna PB-VI (31°27’26.35”S - 68°42’37.74”O). La secuencia inicia de base a techo con un ciclo granocreciente de 3,5 m de espesor integrado por las asociaciones de facies FF2, LV y CH(SB) (Fig. 5a). La asociación FF2 constituye una sucesión de fangos bitemáticos limo-arcillosos macizos con laminación horizontal a suavemente ondulados (Fhb), fangos arenosos (F(S)h) y una capa endurecida, con evidencias de bioturbación, marcas de raíces, y estructura en bloques que presenta pedogénesis incipiente (P). Esta asociación posee un espesor de 2,2 m y bancos de geometría tabular. Por encima, la asociación LV se manifiesta como una intercalación cíclica de arenas finas a medianas con laminación ondulítica (Sr) y fangos endurecidos con laminación horizontal (Fh) de color pardo que totalizan 80 cm de espesor. Sobre estos, la asociación CH(SB) está constituida por arenas medianas a gruesas con entrecruzamiento planar (Sp) y ondulítico (Sr) con finas láminas de fangos (Fh) formando cubiertas (mud drapes) con grietas de desecación sumando un espesor de 35 cm. En los siguientes 3,8 m se desarrolla un nuevo ciclo granocreciente conformado por las asociaciones de facies FF2, FE, CS y CH(SB). La asociación FF2 se desarrolla como una sucesión granodecreciente de 2 m de espesor de fangos bitemáticos limo-arcillosos a arcillo-limosos de color pardo rojizo a pardo verdoso (Fhb) que hacia su tope presenta un nivel de paleosuelo escasamente desarrollado (P) con estructura en bloques. Intercalada entre la asociación FF2 se observan unas capas de poco espesor de arenas subarcosas masivas medianas moderadamente seleccionadas (Sm) y limos masivos friables bien seleccionados (Lm) que constituyen la asociación FE. La asociación CS, con 1 m de espesor, presenta fangos con laminación horizontal (Fh), arenas finas friables bien seleccionadas con ondulitas ascendentes (climbing ripples) en cuerpos lenticulares (Src) de ~30 cm de espesor y 2 m de extensión lateral, arenas subarcosas con laminación horizontal de bajo régimen de flujo (Sh1), fangos masivos (Fm) y fangos arenosos bitemáticos con laminación heterolítica flaser. Lateralmente se observaron lentes de mayores dimensiones (30 cm x 5 m) de arenas medianas a gruesas. La asociación CS presenta abundante bioturbación (cuerpos cilíndricos verticales de 1 a 3 cm de largo de arenas cementadas) posiblemente icnitas del género Skolithos, sugiriendo un ambiente con alta energía. Sobre estos depósitos, conformando la asociación CH(SB), aparecen arenas medianas muy friables con entrecruzamiento en artesa (St) con algunas cubiertas de fango entre artesas (Fh) que hacia el techo pasan a arenas guijarrosas con entrecruzamiento planar de alto ángulo con intraclastos (S(G)pi) de fangolitas y venillas de yeso. Por último, la columna culmina con un nuevo paquete de la asociación FF2 constituido por 1 m de fangos pardo amarillentos a pardo verdosos con laminación horizontal difusa a masivos y endurecidos con estructura en bloques (Fh, P). Las facies fangosas en general (F) y en algunos casos las arenosas finas presentan pequeños cristales y/o laminillas de yeso en forma diseminada en toda la columna. La edad de los sedimentos en la base de la secuencia es de 13.790 ± 50 años 14C AP (cal 2sigma 16.770 a 16.440 años cal. AP) y de 12.790 ± 40 años 14C AP (cal 2sigma 15.330 a 15.160 años cal. AP) en el techo, correspondiéndose con el Pleistoceno tardío (^{Blanc y Perucca, 2017}).

Columna PB-COU (31°27’17.85”S - 68°41’52.32”O). Esta sección (Figs. 5b y 6b) presenta tres ciclos: el primero con arreglo granocreciente formado por la sucesión FF2, FE, FF1, CHA y CH(SB) el segundo con un arreglo no definido, conformado por CR, CS y FF1 y el tercero de tendencia granodecreciente constituido por LA, FF2 y FF1. En la base de la secuencia, la asociación FF2 está constituida por depósitos mantiformes a lentiformes de fangos bitemáticos (Fhb) con laminación horizontal a ondulítica tangencial y en menor medida fangos masivos y fangos arenosos con laminación horizontal (F(S)h) de colores pardo rojizo a pardo amarillento verdoso, con un espesor de 1,2 m. Los ciclos bitemáticos rojizos-verdosos poseen de ~2 a ~5 mm de espesor y se repiten en patrón fractal en ciclos mayores de ~5 cm de espesor. Lateralmente se observan algunos lentes de arena mediana friable (Sm, Sh1). En la parte superior de este paquete, se observaron icnitas posiblemente del género Skolithos de ~10 cm de longitud y ~1 cm de grosor, motas negras y bioturbación moderada. Por encima, se presenta la asociación FE representada por una delgada capa lentiforme de hasta 10 cm de espesor, de arenas finas bien seleccionadas con laminación entrecruzada planar (Spe), con base plana y superficie erosiva en el techo posiblemente asociada a la migración de pequeñas dunas de crestas más o menos rectas en parches de arenas eólicas (Fig. 5c). Por encima, aparece la asociación FF1, con 1,42 m de espesor, constituida por un parche basal de arenas finas seguido de una serie de fangos bitemáticos con laminación horizontal (Fhb) intercalados por pequeñas lentes arenosas con ondulitas (Sr). En algunos casos, los fangos bitemáticos se presentan con ondulitas ascendentes en capas lentiformes erosivas sobre sustrato de fangos bitemáticos más arcillosos (Fig. 4c). Lateralmente se observan fangos bitemáticos arcillo-limosos a arcillosos macizos (Fhb) formando cuerpos lenticulares canalizados con base erosiva que constituyen la asociación CHA (Fig. 6d). El techo de esta sucesión presenta pedogénesis incipiente con una diferenciación leve entre posibles horizontes A y B. El horizonte A, con 17 cm de espesor, presenta intensa bioturbación, marcas de raíces y aspecto endurecido. Se observó una moderada translocación de arcillas hacia el horizonte B, constituido por una capa de limos arcillosos masivos con estructura en bloques donde se observaron algunos cutanes (P-Ar). El nivel de paleosuelo resalta por la mayor cementación de las capas las que presentan una estructura prismática. La secuencia continúa con la asociación FE, con 2,7 m de espesor, conformada en la base por arenas masivas con nódulos o concreciones carbonáticas (Smn) que luego dan paso a arenas finas con laminación horizontal (Sh1) y pequeños ciclos granodecrecientes de arenas muy finas masivas (Sm) a fangolitas laminadas (Fh) con grietas de desecación. Hacia la parte media y superior de esta asociación, continúa una intercalación rítmica de arenas masivas muy finas y bien seleccionadas (Sme) con fangos con laminación horizontal (Fh), grietas de desecación, marcas de gotas de lluvia y un fino nivel de paleosuelos (P) caracterizado por su estructura en bloques, bioturbación moderada a fuerte y endurecimiento (Fig. 6e). Sobre la asociación FE, se sitúa un paquete de arenas subarcosas medianas a gruesas con estratificación cruzada en artesa (St) y con ondulitas ascendentes (Src) con intercalación de lentes de gravas arenosas (G(S)h) compuestas por clastos de rocas plutónicas constituyentes de la asociación CH(SB) con un espesor de 80 cm (Fig. 6f). Cada artesa presenta en su techo cubiertas de fango (mud drapes). Sobre este paquete, se desarrollan las asociaciones de facies CR, CS, FF1, LA que constituyen el segundo ciclo, de arreglo indefinido. La asociación CR presenta unos 20 cm de espesor, representada por una capa milimétrica de gravas arenosas muy finas tipo lag basal (G(S)h) seguido de fangos verdes con laminación horizontal (Fh) con grietas de desecación (Fig. 6f), capas de arenas finas a medianas con laminación horizontal (Sh1) y con ondulitas (Sr) y cubiertas de fango (mud drapes) con grietas de desecación y encapes de yeso. Los fangos verdes preservan impresiones de tallos y hojas y bioturbación en forma de tubos horizontales. Por encima, se desarrolla la asociación CS, con 40 cm de espesor, constituida por arenas difusamente laminadas con nódulos (Smn) seguido de fangos bitemáticos areno-limosos a veces con ondulitas (Fhb) en paquetes con formas lobulares (presencia de superficies limitantes tipo 4c) y muy bioturbados. Sobre CS, una nueva sucesión de 1 m de espesor de la asociación FF1 se caracteriza por fangos bitemáticos limosos con ondulitas ascendentes (Fhbc), fangos bitemáticos limo-arcillosos con laminación ondulítica (Fhb), en cuerpos lobulares y presencia de venillas y rosetas de yeso, seguido de arenas masivas bioturbadas (Sm). Las crestas de las ondulitas están preservadas en la mayoría de los casos. En el techo se dispone una capa de fangolitas endurecidas, las cuales se presentan muy bioturbadas, con mayor contenido de materia orgánica en relación a las capas subyacentes, con precipitación de sales, estructura prismática y fractura concoide, constituyendo un nivel de paleosuelo (P). Sobre estos se dispone el tercer ciclo, de carácter granodecreciente formado por fangos bitemáticos con laminación inclinada de bajo ángulo (Fhb) con superficies sigmoidales de acreción lateral limitadas por superficies de 3° orden seguidos por arenas medianas con ondulitas (Sr) en cuerpos lenticulares asimétricos de 5 m de ancho, fangos con laminación horizontal con marcas de gotas de lluvia y precipitación de sales y un nuevo nivel de paleosuelo (P) en su techo formado por parches arenosos endurecidos, improntas salinas de raíces y estructura en bloque. Esto constituye la asociación LA con un espesor de 90 cm. Finalmente, hacia el techo de la secuencia, aparece la asociación FF2 constituida por una fina capa de limos masivos seguida de una serie de fangos bitemáticos con 1 m de espesor y laminación horizontal (Fhb) inicialmente bien definida que progresivamente se hace más difusa hacia el techo. Sobre FF2 se dispone otro ciclo de asociación FF1 con un espesor de 10 cm, constituida por arenas finas masivas con buena selección que presentan intercalación de pequeñas lentes (~20 cm de ancho) de fangos masivos.

Sector 2: Costa nororiental del Embalse de Ullum

En el sector 2 (Fig. 4) la Formación Valentín aflora en la zona limítrofe entre el valle de Ullum-Zonda y el piedemonte occidental de la Loma de Las Tapias y el piedemonte sur de la Loma de Ullum, donde los depósitos finos de la formación interactúan con los depósitos más gruesos de los sistemas aluviales de piedemonte que descienden de las lomas.

Columna PB-FVZ (31°26’46.64”S - 68°39’11.88”O). La sección analizada se presenta como una sucesión de seis ciclos granodecrecientes. La sección inicia sus primeros 4,7 m de espesor con la asociación CH (SB+GB), conformada por depósitos aluviales de los sistemas transversales (DAT) que integran los tres primeros ciclos granodecrecientes. Esta asociación está integrada por gravas clasto-sostén con estratificación horizontal (Ghc) y arenas gravosas con laminación horizontal (S(G)h) en canales lentiformes formando una faja de canales amalgamados no confinados con gravas residuales en el piso de los canales (Ghci). Hacia la parte superior de la asociación, los canales se vuelven más arenosos y las gravas más finas aumentando la proporción de S(G)h. Internamente, esta unidad presenta superficies limitantes de 2° orden y al menos dos superficies de 3° orden que señalan la acreción aguas abajo de las barras de canal. El techo de esta asociación está constituido por intercalaciones de gravas finas residuales (Ghc, Ghci) en las bases de cada capa, seguido por arenas gruesas con laminación horizontal (Sh1). Sobre esta capa aparece la asociación LS, de 40 cm de espesor, constituida por arenas gravosas (S(G)h) y una intercalación de fangos arenosos con laminación horizontal (F(S)h) y arenas limosas con entrecruzamiento planar (Sp). Por encima, se desarrolla nuevamente la asociación CH con facies de gravas clasto-sostén compuestas por rodados de rocas plutónicas con estratificación horizontal (Ghc) formando pequeñas lentes, arenas gravosas con laminación horizontal (S(G)h), y arenas gruesas con entrecruzamiento planar (Sp) en capas tabulares, alcanzando un espesor de 80 cm. Las asociaciones LS y CH mencionadas representarían el pasaje transicional desde los depósitos transversales hacia la Formación Valentín. La base de la Formación Valentín comienza con la asociación CS, con 1,3 m de espesor, formada por capas lentiformes de fangos con laminación horizontal (Fh), fangos arenosos laminados con impresiones de restos vegetales (F(S)h) intercalados con arenas masivas medianas a finas (Sm), fangos bitemáticos arena-limo con laminación horizontal (Fhb) de color pardo verdoso, estratocrecientes, en paquetes lenticulares y a veces con intraclastos limo-arcillosos que podrían constituir pequeños canales arenosos sobre el lóbulo de derrame. Se observó moderada bioturbación con marcas de raíces acompañadas de sales precipitadas de color blanco (rizolitos) en la facies Fhb. Culmina en su techo con un nivel delgado de limos bioturbados y endurecidos con estructura en bloques formando un nivel de paleosuelo (P). Suprayace a este paleosuelo la asociación CH(SB), con 70 cm de espesor, conformada por paquetes tabulares a lenticulares de arenas medianas con laminación horizontal difusa en la base (Sh1) que pasa luego a arenas finas con ondulitas (Sr) y por último fangos arenosos con laminación horizontal (F(S)h) siguiendo un arreglo granodecreciente. Por encima, la asociación FF1, con 60 cm de espesor, incluye fangos bitemáticos limo-arenosos pardo verdoso a pardo rojizo (Fhb) con algunas ondulitas, pero muy bioturbado con mezcla de materiales, marcas de raíces, motas blancas y en algunos casos pequeños encapes de yeso discontinuos intercalados en la laminación. Se observan algunos niveles muy delgados de fangos con laminación horizontal (Fh) con grietas de desecación pequeñas. Hacia arriba, los fangos bitemáticos se vuelven limo-arcillosos con ondulitas en los términos más limosos y mucha menor bioturbación pasando a una asociación FF2, con 50 cm de espesor. Por encima, se sitúa la asociación CS, con 40 cm de espesor, formada por una capa de arenas gruesas masivas (Sm) con gradación normal que hacia el techo se vuelven finas y están endurecidas, culminando con un nivel de paleosuelos (P) constituido por arenas parcialmente cementadas, con estructura en bloques y bioturbación. La secuencia culmina con una capa de 30 cm de espesor de limos masivos bien seleccionados, muy friables y pulverulentos pertenecientes a la asociación FE. La transición entre los depósitos aluviales de los sistemas transversales (DAT) y la Formación Valentín suprayacente, situada a los 5 m de la base de la sección, fue datada en 7.460 ± 30 años 14C AP (cal 2sigma 8.330-8.180 años cal. AP), fecha coincidente con la transición del Holoceno temprano (Groenlandiense) a medio (Norgripiense) (^{Blanc y Perucca, 2017}).

Sector 5: extremo norte del piedemonte occidental de la Sierra Chica de Zonda

En el sector 5, los afloramientos de la Formación Valentín yacen -mediante discordancia erosiva- bajo una potente cubierta aluvial conformada por depósitos recientes del piedemonte occidental de la Sierra Chica de Zonda y quedaron expuestos por la explotación de dos canteras para extracción de áridos. En este sector se realizó el relevamiento de dos columnas estratigráficas de detalle identificadas como PB-DS1 y PB-DS2 (Fig. 5). La columna PB-DS1 (Fig. 7d) está situada a 200 m de PB-DS2 (Fig. 7e) en dirección noreste.

Figura 7 a) La Formación Valentín en contacto transicional (línea punteada) sobre depósitos aluviales gravosos en el sector 2 (columna PB-FVZ). b y c) Exposición de la Formación Valentín (color claro) en barrancas en el sector 3. El afloramiento presenta forma de lente, desapareciendo hacia el sur y el norte dentro de los depósitos del piedemonte occidental de la sierra de Marquesado (color oscuro). d) Sitio de la columna PB-DS1. La Formación Valentín aparece deformada plásticamente por un depósito de remoción en masa (RM). Cinta amarilla: 1 m. e) Sitio de la columna PB-DS2. SG: depósitos de flujos gravitatorios fluidos. FLS: facies lacustres de cuenca o sublitorales. FLM: facies lacustres marginales (litorales). BD: barra arenosa. FF2: llanura de inundación distal.  

Columna PB-DS1 (31°34’0.76”S - 68°42’38.84”O). En este sitio, la base del afloramiento inicia con la asociación GB, con 15 cm de espesor aflorante, constituida por gravas polimícticas clasto-sostén finas a medianas (Ghc), redondeadas, compuestas por rocas plutónicas y volcánicas (riolitas, granodioritas, andesitas, entre otras) y grauvacas gris verdosas con matriz arenosa de composición similar. La composición polimíctica con rocas ígneas plutónicas y los clastos redondeados son compatibles con los depósitos asociados al sistema de transferencia (río San Juan) (DST, Fig. 5). Por encima, con 20 cm de espesor, se dispone en contacto neto la asociación FLM conformada por una intercalación de capas irregulares de fangos a veces arenosos (arenas de cuarzosas y feldespáticas) con laminación horizontal (Fh, F(S)h) con arcillas masivas de colores verde y morado (Cm) que se inyectan en forma de pequeños hilos en las capas arenosas suprayacentes. Con 70 cm de espesor, continúa la asociación BD constituida por capas discontinuas de espesor variable de arenas finas a medianas masivas (Sm), con laminación horizontal (Sh1) y a veces con ondulitas (Sr), intercaladas con fangos con laminación horizontal (Fh) en algunos casos arenosos (F(S)h) que constituirían barras arenosas. La asociación BD presenta deformación hidroplástica como resultado de la inyección de la asociación RM constituida por un espeso paquete lenticular de algunos metros de extensión y ~2 m de espesor máximo de arenas fangosas y brechosas con bloques (S(FB)m) (Fig. 7d). Las arenas son cuarzo-feldespáticas y las brechas y bloques de composición calcárea lo que indica una mezcla entre el flujo masivo proveniente del macizo calcáreo de la Sierra Chica de Zonda y las arenas y fangos siliciclásticos de la Formación Valentín. La secuencia continúa hacia arriba con una lente de brechas monomícticas clasto-sostén (Bmc) de espesor variable y composición calcárea que constituye la asociación SG que marcan un cambio en la fuente de los sedimentos hacia el piedemonte occidental de la Sierra Chica de Zonda (DAT, Fig. 5). En este sitio, las calizas cámbricas de la Formación La Laja aparentan estar sobreimpuestas a la Formación Valentín, aunque, debido a la mala calidad del afloramiento, no fue posible determinar la geometría y tipo de contacto.

Columna PB-DS2 (31°34’4.79”S - 68°42’45.50”O). La secuencia inicia con la asociación GB, integrada por gravas monomícticas clasto-sostén (Gcm) compuestas por clastos de calizas cuya textura mejor seleccionada, mayor granulometría y mayor redondeamiento (en comparación a Bmc) sugiere un aporte local, aunque con mayor grado de transporte. Provienen quizás de depósitos de los sistemas transversales cercanos, posteriormente retrabajados por el sistema axial (DAA) que en este sitio está representado por el río de La Ciénaga. Por encima, en contacto neto se dispone la asociación FLS con 80 cm de espesor compuesta por fangos bitemáticos limo-arcillosos con laminación horizontal (Fhb) muy cohesivos, de colores verdosos a blancuzcos con abundantes impresiones de restos vegetales tipo juncos, marcas de raíces y aureolas de oxidación postdepositacionales (Figs. 8a, b y c). Continúa en contacto neto la asociación FLM que constituye un potente paquete de arcillas plásticas masivas marrón rojizas con motas negras (Cm), con marcas de raíces y aureolas de oxidación postdepositacionales (Fig. 8d). Esta asociación posee 1 m de espesor y hacia la parte superior presenta algunas intercalaciones de fangos limo-arcillosos masivos a laminados de color marrón claro (Fh, Fm). La laminación, donde es visible presenta deformación sinsedimentaria por carga (laminación convoluta, load casts), especialmente en el techo de la misma (Fig. 8e). Se sobrepone en contacto neto la asociación BD constituida por una alternancia de arenas finas con laminación ondulítica (Sr) y fangos con laminación horizontal (Fh) en paquetes tabulares deformados y segmentados (Fig. 8g), que luego dan paso a un paquete de arenas medianas a gruesas con laminación horizontal (Sh1), laminación entrecruzada planar (Sp) y ondulitas (Sr, Fig. 8f). Esta asociación posee un espesor de 1,7 m y presenta evidencias de marcas de raíces en forma de rizolitos muy débilmente cementados con aureolas de oxidación postdepositacionales especialmente notorias en las arenas medianas a gruesas (Fig. 8g). Por encima, aparece la asociación FF2 de 1,2 m de espesor, formada por un espeso paquete de fangos bitemáticos endurecidos (Fhb) con algunos niveles de paleosuelos (P) (Fig. 7e) los cuales presentan evidencias de translocación de arcilla en forma de cutanes (protosol argílico) y presencia de niveles carbonosos (restos vegetales) de espesor milimétrico, uno de los cuales fue utilizado para datación radiométrica por ^{Blanc y Perucca (2017}; muestra PB-DS1, Tabla 1). Se observan algunas lentes intercaladas de brechas monomícticas clasto-sostén compuestas por calizas (Bmc). Finalmente, y luego de un intervalo de 5 m inaccesible para el relevamiento, la secuencia culmina con la asociación GB conformada por un espeso paquete de brechas monomícticas de calizas de piedemonte de más de 2 m de espesor (DAT, Fig. 5). Los depósitos que integran las asociaciones FLS, FLM y BD no presentan contenido de carbonato de calcio (no reacciona en HCl), mientras que este es abundante en la asociación FF2 superior. La edad de esta sección en su base es de 8.420 ± 30 años 14C AP (cal 2sigma 9.475-9.400 años cal. AP) y en su porción media de 7.230 ± 180 años 14C AP (cal 1sigma 8.191- 7.828 años cal. AP), registrando la transición del Holoceno temprano (Groenlandiense) al Holoceno medio (Norgripiense) (Blanc y Perucca, 2017).

Figura 8 Detalle de las facies y asociaciones descriptas en la columna PB-DS2 en el sector 5. a y b) Muestras de la facies Fhb, asociación FLS, donde se observan las impresiones de restos vegetales y las marcas de raíces con aureolas de oxidación postdepositacional. c) Contacto entre las asociaciones GB y FLM que señala el momento de la formación del cuerpo lacustre. d) Detalle del contacto entre las asociaciones FLS y FLM. e) Detalle del contacto entre las asociaciones FLM y BD donde se observa la deformación hidroplástica por carga en la facies Fh y el entrecruzamiento ondulítico de la facies Sr. f) y g) Detalle de la estructura de la asociación BD. MP: minerales pesados. Pincel y espátula: 20 cm.  

Sectores 3, 4 y 6: secciones de control

En los sectores 3 y 4, en el piedemonte occidental de la Sierra de Marquesado (Fig. 4), los sedimentos aluviales provenientes de la sierra homónima se interdigitan con los depósitos de la Formación Valentín, los cuales ganan espesor rápidamente hacia el oeste (Figs. 7b y 7c). Lateralmente, la formación se acuña desapareciendo hacia el sur y el norte, abarcando una extensión de pocos kilómetros. La sección inicia con brechas monomícticas clasto-sostén (Bmc), con clastos subangulosos de composición calcárea del orden de 1 a 4 cm de longitud pertenecientes a la asociación SG con un espesor aflorante de 1 m. En contacto concordante neto le sigue la asociación FF1 conformada por un paquete de ~9 m de espesor caracterizado por la intercalación rítmica de fangos laminados rojizos y a veces verdosos (Fm, Fh, Fhb) y arenas medianas a gruesas con guijas subangulosas de calizas aisladas y laminación horizontal ondulante (Sh1). Las tres facies alternan en paquetes de ~5 cm de espesor. Hacia el techo, las capas son arenosas (Sm, Sh1, ¿Sh2?) a areno-gravosas (S(G)h) con clastos suspendidos de calizas, subangulosos a angulosos, de hasta 6 cm de longitud y algunas lentes de brechas clasto-sostén monomícticas (Bmc). La secuencia culmina con un potente paquete de brechas (Bmc) derivadas del piedemonte con base erosiva correspondientes a la asociación SG (Figs. 7b y 7c). En algunos afloramientos en el sector 4 se observaron motas y tablillas de yeso caóticamente distribuidos en limos arenosos masivos.

En el extremo sur del sector 6, los afloramientos de la Formación Valentín se apoyan sobre el abanico terminal del río de La Ciénaga. Los depósitos se caracterizan por la presencia de niveles arenosos a areno-gravosos con estratificación horizontal de alto régimen de flujo, laminación entrecruzada en artesa y ondulítica (Sh2, Sh1, St, Sr, S(G)h) constituyentes de la asociación LS y niveles gravosos a gravo-arenosos medianos a finos lenticulares (Ghc, Ghci, G(S)h) tipo residual (lag) compuestos por gravas polimícticas, con rodados de rocas plutónicas y volcánicas y algunos clastos de grauvacas y cuarzo que conforman la asociación GB-LS (Figs. 9a y b). Los mismos presentan intercalaciones de niveles limo-arcillosos (Fh, Fm, Fhb) desde pocos milímetros (cubiertas de fangos, mud drapes) hasta ~30 cm de espesor con grietas de desecación, marcas de gotas de lluvia y abundante bioturbación que constituyen la asociación FF1 (Fig. 9b). La geometría de los bancos es mayormente tabular (arenas) a lenticular (gravas). Hacia el techo de la secuencia se observa un aumento de la bioturbación que desdibuja parcialmente la estratificación confiriéndole una textura rugosa irregular con numerosas cavidades. Un poco más al norte, los depósitos se disponen en una delgada franja a lo largo del piedemonte oriental del cerro Zonda. En este segmento, la Formación Valentín se apoya mediante contacto neto sobre gravas monomícticas (Bmc), compuestas esencialmente por clastos subangulosos de grauvacas provenientes del piedemonte oriental del cerro Zonda (Figs. 9c y d). La misma está constituida por una alternancia de capas de arcilla, limos y en menor proporción arenas (Fhb), de colores pardo rojizos a pardo verdosos con laminación horizontal difusa y considerablemente bioturbados. Estos sedimentos formarían parte de la asociación FF2. ^{Blanc y Perucca (2017}) dataron el nivel cuspidal de estos depósitos, obteniendo una edad de 6.930 ± 30 años 14C AP (cal 2sigma 7.835 a 7.685 años cal. AP) (Tabla 1), correspondiente a fines del Holoceno temprano (Groenlandiense).

Figura 9 a) Afloramiento de la Formación Valentín en el extremo sur del sector 6. b) Detalle de la facies Sh2 (arenas con laminación horizontal de alto régimen de flujo) que caracteriza a la asociación LS. c) Detalle de la facies Fhb, constituyente de la asociación FF2 en la parte central del sector 6. d) Vista hacia el noreste del afloramiento de la Formación Valentín en la parte central del sector 6.  

Unidad pleistocena

En las columnas PB-VI y PB-COU en el sector 1 (Figs. 5a y 5b) se observaron dos arreglos faciales dominantes: en la mitad inferior de la secuencia, las asociaciones de facies CH(SB), LV, FF1+CHA, FF2, FE y en la mitad superior, las asociaciones LA, CS, CR, FF1, FF2 y FE. Las asociaciones de facies de la porción inferior presentan canales CH(SB) que se caracterizan por presentar relleno simple, que indicaría predominio de agradación vertical. El arreglo superior presenta elementos de acreción lateral que sugiere una reducción en la tasa de agradación vertical.

La llanura de inundación (áreas intercanal) se puede dividir en tres zonas: aquella proximal, dominada por facies arenosas depositadas por desbordes, acusada por la frecuente presencia de las asociaciones CS, CR, y en menor medida LV; una zona de transición hacia sectores menos energéticos en posición intermedia a distal, caracterizadas por llanuras de inundación (FF1) con abundante bioturbación vertical y frecuentemente afectadas por desbordes a partir de una red de canales secundarios arcillosos que surcaban la llanura de inundación (CHA); y finalmente una zona distal marcada por las asociaciones FF2 y FE con depositación por decantación y agradación eólica. En el primer arreglo facial, la presencia de canales simples intercalados con espesas facies de llanura de inundación, la frecuente preservación de las crestas de las estructuras sedimentarias de corriente y la presencia de niveles soterrados con desarrollo pedogenético incipiente, sugieren altas tasas de sedimentación (^{Nadon, 1994}; ^{Gibling, 2006}). Las planicies de inundación son cohesivas dominadas por sedimentos inorgánicos, arena, limo y arcilla, planicies de orden C de acuerdo con ^{Nanson y Croke (1992}), definidas en zonas de climas semi-áridos. Si bien la preservación de la materia orgánica fue pobre, posiblemente debido al clima y al sesgo tafonómico, se observó que las asociaciones FF se caracterizan por presentar intercalaciones de tonos verdes y rojizos, restos orgánicos oxidados, marcas de raíces e intensa bioturbación en varios niveles, lo que sería evidencia de la presencia de vegetación (^{Spicer y Wolfe, 1987}; Spicer, 1989; 1991). En los valles de climas estacionales áridos y semiáridos donde se desarrollan sistemas fluviales multicanalizados, la vegetación se concentra en las barras y en los bordes de los canales. En estos sectores del sistema fluvial es donde hay mayor probabilidad de recibir agua, por lo que estas barras tienen abundante vegetación y actúan dividiendo el flujo y generando el patrón multicanalizado. Cuando se produce el abandono de estos canales se producen procesos pedogenéticos, que luego son interrumpidos por procesos de agradación eólica, como es mencionado en sistemas de interacción fluvio-eólica (^{Dávila y Astini, 2003}; ^{Tripaldi y Limarino, 2008}). De acuerdo a su carácter granocreciente y el desarrollo de canales de carga de lecho limo-areno-arcillosa con agradación vertical e inmersos en espesas facies de llanura de inundación, esta primera sucesión puede ser interpretada como depositada en un sistema fluvial multicanalizado de tipo anastomosado de agradación rápida (Orden C, Nanson y Croke, 1992). En esta parte de la secuencia se observaron algunos niveles de paleosuelos inmaduros, denominados Protosoles de acuerdo a la clasificación de ^{Mack et al. (1993}). En uno de estos niveles de paleosuelos se pudo observar la acumulación de arcilla iluvial que es indicativa de un horizonte argílico, aunque pobremente desarrollado y que se denomina Protosol argílico. Otros rasgos observados en el sector son grietas de desecación, marcas de gotas de lluvia y el desarrollo de fangos bitemáticos verdosos y rojizos en la llanura de inundación que junto a los paleosuelos indicarían condiciones estacionales semi-áridas a posiblemente semi-húmedas (Mack et al., 1993). Sin embargo, la intercalación de las facies eólicas culminando los ciclos de agradación de la llanura de inundación y la presencia de yeso singenético reflejaría un mayor grado de aridez y estacionalidad marcada (Tripaldi et al., 2001).

El segundo arreglo facial, conformado por las asociaciones de facies LA, CS, CR, FF1, FF2 y FE, representa un cambio ambiental a condiciones más áridas. La porción superior se caracteriza por un mayor desarrollo de las facies eólicas (asociación FE) que son interrumpidas por facies de decantación con presencia de marcas de gotas de agua de lluvia (Fh) y yeso singenético en forma de venillas y encapes, indicando estacionalidad. ^{Salinas (1979}) observó que la mayoría de los histogramas de las muestras analizadas de la Formación Valentín resultaron bimodales con la moda principal en la fracción limos muy finos y la moda secundaria en arenas muy finas e interpretó que este carácter bimodal podría deberse a dos fuentes de aporte sedimentario, una fluvial y otra eólica. El segundo arreglo facial (LA, CS, CR, FF1, FF2 y FE) presenta además barras de acreción lateral tipo point bar (LA) con llanuras de inundación dominada por las asociaciones FF1, FF2 y FE. La presencia de yeso en motas, venillas, rosetas y formando encapes en el techo de algunos canales y la coloración dominantemente amarillenta a rojiza de los depósitos, sería indicativo de condiciones oxidantes en un clima más árido y marcadamente estacional (^{Watson, 1992}). La faja de canales habría sido de régimen temporario debido a la presencia de encapes de yeso en las facies canalizadas, indicando quizás una posición alejada del cauce principal. Esta sección correspondería a un sistema fluvial meandriforme efímero con planicies formadas por acreción vertical caracterizado por agradación fluvial y eólica (^{Miall, 1996}; ^{Tripaldi et al., 2001}). El dominio de facies de grano fino en la unidad pleistocena de la Formación Valentín sugiere que el río San Juan habría transportado carga principalmente limo-arenosa o bien, que este sector del valle habría estado alimentado por canales secundarios relativamente alejados del canal principal. A partir de las edades numéricas (Tabla 1) y considerando el espesor de los depósitos sedimentarios en dicho intervalo, se estimó una tasa promedio de sedimentación de ~7 mm/año para la unidad pleistocena.

Unidad holocena

En el sector 2 se observaron dos arreglos faciales: CH(GB+SB) y LS en la mitad inferior representativos de los depósitos del sistema transversal (DAT) y CH(SB), CS, FF1-2 y FE en la mitad superior, que representan a la Formación Valentín. En los primeros 4,5 m de la columna PB-FVZ (Fig. 5c), las asociaciones de facies GB, SB, LS y CS fueron interpretadas como canales multiepisódicos de carga gravo-arenosa formados por flujos fluidos canalizados con transiciones a alto régimen de flujo y alta carga sedimentaria, en un ambiente de abanico aluvial. El análisis geomorfológico indicó que estos depósitos se encuentran en la zona de influencia de los abanicos aluviales asociados a los sistemas de drenaje transversales del flanco occidental de la Loma de Las Tapias, que constituiría la fuente de procedencia. Hacia la sección media de la columna, se presenta el contacto transicional hacia la Formación Valentín marcado por un cambio a facies arenosas canalizadas -asociación CH(SB)- que muestran facies de abandono (cubiertas de fango) y el posterior desarrollo de una llanura de inundación caracterizada por las asociaciones CS, FF1, FF2 y FE (segundo arreglo facial). Los depósitos presentan arreglos internos simples representados por laminación horizontal y poco desarrollo de litosomas (algunos lóbulos de desbordamiento) indicando que las crecientes torrenciales y la decantación serian uno de los mecanismos de agradación dominantes. Esta asociación se interpretó como un sistema fluvial con canales multiepisódicos y planicies de inundación arenosas no confinadas, con importante acreción vertical y aporte eólico (orden C, ^{Nanson y Croke, 1992}). Esto sugiere que habría existido una interacción entre el ambiente de abanico aluvial de los sistemas transversales y el sistema de transferencia (río San Juan) en la sección superior (correspondiente a la Formación Valentín) dada la abundancia de facies finas (relación canal:llanura = 1:3,5) con respecto a la porción inferior (relación canal:llanura = 6:1). El carácter efímero de la escorrentía, la poca preservación de raíces, minerales de yeso singenético, y las facies eólicas hacia el techo indicarían condiciones climáticas estacionales áridas hacia los 8.300 años AP.

En los sectores 3 y 4, la base de la sucesión sedimentaria expuesta en las barrancas de la costa oriental del embalse de Ullum está formada por depósitos pedemontanos de abanicos coluviales dominados por flujos fluidos similares al ambiente actual, caracterizado por la inmadurez textural de los clastos y gránulos y su composición calcárea de procedencia local. Esta unidad habría tenido interacción con el sistema de transferencia (río San Juan) al observarse interdigitado mediante contactos netos un gran cuerpo lenticular de facies de llanura de inundación limo-areno-arcillosas correspondientes a la Formación Valentín, el cual se acuña hacia el sur, el este y el norte. ^{Salinas (1979}) mencionó la presencia de venillas y nódulos de yeso -que también fueron reconocidos en este estudio- en los sedimentos finos de este sector, lo que sugiere que del mismo modo que en el sector 2, fueron depositados en condiciones áridas estacionales. A partir de las similitudes geomorfológicas, litológicas, ambientales y por su similar posición topográfica, este afloramiento podría correlacionarse con los niveles de la Formación Valentín descriptos en el sector 2.

En el sector 5, las columnas analizadas PB-DS1 y PB-DS2 (Figs. 5d y 5e) comienzan con la asociación GB, interpretada como depósitos de canal con carga de lecho gravosa . El carácter monomíctico de las gravas en la columna PB-DS2, a diferencia de las gravas polimícticas observadas en la columna PB-DS1, indica que las mismas son de procedencia relativamente local y se asocian a sistemas fluviales transversales (posiblemente algún tributario proveniente de la Sierra Chica de Zonda). Su mayor madurez textural en comparación a los depósitos de piedemonte locales sugiere que habrían sido transportadas a su posición actual por el sistema axial (río de La Ciénaga). Por el contrario, en la columna PB-DS1, el carácter polimíctico y la alta madurez textural de las gravas, constituidas mayoritariamente por rodados de rocas plutónicas y volcánicas, es compatible con sedimentos aportados por el sistema de transferencia (río San Juan).

El subambiente que se desarrolla por encima y superpuesto en contacto neto, fue interpretado como una secuencia somerizante de ambiente lacustre caracterizada por las asociaciones de facies FLS (sublitoral), FLM (sublitoral a intralitoral), BD (intralitoral a litoral) y FF2 (llanura de inundación distal). El pasaje inmediato de las facies fluviales gravosas de canal (asociación GB) a un ambiente lacustre relativamente profundo (asociación FLS) sugiere que el anegamiento y la formación del cuerpo lacustre habría ocurrido de forma abrupta (Fig. 10), poco antes de los 9.475 años AP (^{Blanc y Perucca, 2017}). La intercalación de la asociación RM observada en la columna PB-DS1 es el resultado de procesos de remoción en masa procedentes del flanco occidental de la Sierra Chica de Zonda. La deformación hidroplástica producida en los sedimentos de la Formación Valentín por la inyección de la asociación RM indica que este evento ocurrió cuando los sedimentos aún se encontraban saturados de agua, posiblemente entre los 9.400 y los 8.300 años AP. Las impresiones de restos vegetales observadas en la asociación FLS asemejan a hojas y tallos de juncos, característica vegetación ribereña. La posición horizontal de las impresiones y la nítida laminación del sedimento sugiere que el material vegetal original no se encontraba en posición de vida, sino depositado en el fondo junto al sedimento (^{Spicer y Wolfe, 1987}; Spicer, 1989, 1991). Spicer y Greer (1986) mencionaron que las hojas alargadas, o aquellas con un pecíolo grande como es el caso de los juncos, generalmente tienen altas velocidades de sedimentación reduciendo la probabilidad de ser transportadas a grandes distancias. El carácter ribereño de los juncos y la buena integridad de los restos reflejada en la claridad y detalle de las impresiones, indicaría un origen parautóctono con escaso a nulo transporte previo a la depositación. La laminación nítida y la granulometría fina del sedimento (limos y arcillas) indicaría depositación en aguas calmas. La coloración blanca verdosa del sedimento sugiere condiciones levemente reductoras, posiblemente producidas por anoxia localizada, asociada a la descomposición de materia vegetal (^{Bridge y Demicco, 2008}). La coloración rojiza a pardo amarillenta de la asociación FLM, que sobreyace en forma transicional a la asociación FLS, indicaría un cambio en las condiciones ambientales. El paso a la asociación FLM señalaría la apertura del sistema y el ingreso de mayores caudales de agua y sedimento con la concomitante oxigenación de la columna de agua. No se observaron evidencias de exposición subaérea en las asociaciones FLS y FLM por lo que estos depósitos se habrían formado por debajo de la zona de fluctuación anual del nivel de agua, en la franja sublitoral. Sobre la asociación FLM, se desarrollan arenas con estructura de corriente y fangos subordinados con estructuras de deformación hidroplástica ligadas a sedimentación rápida interpretados como depósitos de barra arenosa (asociación BD; ^{Wright, 1977}; ^{Orton y Reading, 1993}). La sobreimposición de óxidos sobre algunas de estas capas, señalaría un cambio en las condiciones de reductoras a oxidantes, posiblemente como resultado de un eventual descenso de la tabla de agua en forma posterior a la colmatación del lago. Las edades numéricas indicarían para el cuerpo lacustre del sector 5 una tasa de acumulación promedio estimada de ~2,1 mm/año, valor significativamente menor que el obtenido para la unidad Pleistocena (7 mm/año).

Figura 10 a) Imagen artística “paleosatelital” que representa la interpretación paleogeográfica del valle de Ullum-Zonda para el Holoceno temprano durante la depositación de la facies FLM en el sector 5 b) Imagen satelital del valle de Ullum-Zonda en la actualidad.  

Hacia la parte superior de la secuencia, la asociación FF2 representa la colmatación del cuerpo lacustre y la instalación de un ambiente fluvial distal según se deduce de la presencia de niveles milimétricos de materia orgánica, desarrollo de horizontes de paleosuelos incipientes con translocación de arcillas (protosol argílico) con matriz y/o débil cementación carbonática. En una cantera ubicada 200 m al sur de la columna PB-DS2, ^{Salinas (1979}) describió la presencia de venillas y motas de yeso, nódulos y manchas rojizas de óxidos de hierro, alto contenido de materia orgánica y posiblemente sulfuros metálicos diseminados en los niveles superiores de la Formación Valentín lo que sugiere condiciones ambientales áridas a semi-áridas marcadamente estacionales con ocasional aumento local de la humedad, posiblemente asociado a la variación de la altura de la tabla de agua o a anegamientos temporales de la llanura de inundación.

Los ostrácodos de la familia Cyprididae mencionados por ^{García (1996}) y ^{Colombo et al. (2000}) en las capas superiores de la Formación Valentín en el sector 5, representan el 50% de los ostrácodos de agua dulce (^{Martens et al., 2007}). Las carófitas, por su parte, son un tipo de algas verdes que se encuentran con frecuencia en aguas quietas o de flujo lento, oligotróficas a mesotróficas, duras, con carbonatos de calcio o magnesio disueltos y toleran bajas concentraciones de sal. A partir de la presencia de girogonites de Chara cf. hispida var. Major (Hartman) Wood y Chara cf. Papillosa asociado a los ostrácodos Cypridopsis (Pionocypris) sp., Darwinula sp., Eucypris sp., Chlamidotheca incisa (Clauss) Brehm y Limnocythere nov. sp., junto a gastrópodos y restos de percíctios, García (1996) determinó un paleoambiente de aguas dulces a subsalinas, con pH neutro a alcalino, de baja temperatura, asociadas a un cuerpo lacustre alimentado por aguas de deshielo en un clima relativamente frío. El gran número de girogonites (partes calcificadas de las carófitas) y ostrácodos, el grano fino de los sedimentos y el excelente estado de preservación del material, indicaría el desarrollo de poblaciones sucesivas en un ambiente léntico muy tranquilo y relativamente profundo, considerando que las especies encontradas viven en profundidades de 0,5 a 9 m (García, 1996).

Sin embargo, los niveles en que se menciona el hallazgo de dichos fósiles fueron interpretados como depósitos de llanura de inundación en el presente trabajo (asociación FF2). En defensa de esta hipótesis, cabe señalar que muchas especies de la familia Cyprididae se encuentran en cuerpos de agua temporales y tienen huevos resistentes a la sequía, por lo que también pueden estar presentes en ambientes fluviales.

La culminación de la secuencia con la asociación SG, con base marcadamente erosiva, constituida por gravas monomícticas angulosas a subangulosas de calizas, marca el fin de la sedimentación de la Formación Valentín, su pedimentación y la progradación del piedemonte occidental de la Sierra Chica de Zonda sobre los depósitos de la llanura fluvial en algún momento cercano a los 4.500 ± 850 años AP según se infiere de la edad de materiales finos descriptos en las terrazas fluviales de la quebrada de Zonda (^{Blanc, 2019}).

En la parte sur del sector 6 (Figs. 9a y b), las asociaciones de facies GB, SB, LS y FF1 conforman un subambiente interpretado como un sistema de canales gravo-arenosos simples dominados por flujos de alta energía efímeros de tipo arroyada en manto, con facies de llanura de inundación poco desarrolladas cuyas características (ej. marcas de gotas de lluvia y grietas de desecación) sugieren condiciones climáticas áridas estacionales. Corresponderían a depósitos de planicie aluvial del abanico terminal del río de La Ciénaga (Fig. 4). En la parte centro y norte del sector 6, la súbita aparición de facies de llanura de inundación (asociación FF1-2) indicaría una rápida retrogradación del ambiente pedemontano en favor de una planicie fluvial, posiblemente perteneciente al sistema de transferencia (río San Juan), similar al descripto en el sector 3. ^{Salinas (1979}) describe contenidos relativamente altos de materia orgánica en estos sedimentos, lo que señalaría algún grado de cubierta vegetal y disponibilidad de humedad, al menos en forma local.

Sintetizando la cronología, la unidad Holocena habría iniciado su depositación poco antes de los 9.475 años AP con un repentino aumento en el nivel de base local y el resultante anegamiento descripto para el sector 5. En el sector 2, la transición de las facies de abanico aluvial de los sistemas transversales a los depósitos finos del sistema de transferencia (Formación Valentín) se habría producido ~1.100 años más tarde, entre los 8.330 y los 8.180 años AP en condiciones climáticas áridas marcadamente estacionales. En forma coincidente, en el sector 5 se producía la colmatación del lago dando paso a una planicie fluvial cuyas características permiten interpretar un clima relativamente frío, árido a semi-árido marcadamente estacional. Finalmente, el momento de máxima agradación del sistema, registrado en el sector 6, habría acontecido poco después de los 7.685 años AP (^{Blanc y Perucca, 2017}), 600 años más tarde, en un clima árido estacional.

Dinámica del río San Juan durante el Pleistoceno y Holoceno

Durante el cuaternario tardío, la carga de lecho del río San Juan ha estado constituida en forma dominante por grava polimíctica gruesa a mediana, compuesta por rodados de rocas plutónicas y volcánicas procedentes de Cordillera Frontal y por clastos de rocas sedimentarias provenientes tanto de Cordillera como de Precordillera (^{Ramos y Vujovich, 2000}). Esto queda evidenciado por las espesas secuencias gravosas cuaternarias de los mega-abanicos aluviales que constituyen el relleno de los valles intermontanos de Ullum-Zonda y Tulum (^{Rocca, 1969}; ^{Rodríguez et al., 2002}; ^{Lloret y Suvires, 2006}; entre otros). De esto se deduce que los materiales finos, si bien abundantes, no constituyen la carga de lecho principal del río San Juan. Surge entonces la incógnita de porqué dominan las facies de grano fino en los depósitos de la Formación Valentín -incluso en zonas medias a proximales- y porqué las granulometrías gruesas están casi ausentes en las facies de canal, siendo que se trata de ambientes fluviales relativamente energéticos y no tanto lacustres o de barreal (playa lake) como se creía previamente (^{Groeber y Tapia, 1926}; ^{Pandolfo, 1975}; ^{Salinas, 1979}; ^{Colombo et al., 2000}; Suvires y Gamboa, 2011; ^{Blanc y Perucca, 2017}; entre otros). Las gravas representan únicamente entre el 4,6% y el 10,5% de las facies que integran los depósitos de canal que responden estrictamente al sistema de transferencia en los perfiles analizados y son gravas finas (~0,2 a 1 cm). Esto puede ser resultado de diversos factores como ser la pérdida de competencia de la corriente por: reducción del gradiente, variaciones en el caudal, aumento de la carga sedimentaria de grano fino o bien por la posición respecto del cauce principal en la planicie fluvial.

En relación al factor gradiente, Groeber y Tapia (1936) y ^{Blanc (2019}) consideraron que el ascenso relativo de Precordillera Oriental (bloque Marquesado-Chica de Zonda) respecto del bloque subsidente del valle de Ullum-Zonda durante el Pleistoceno tardío y Holoceno habría ocasionado frecuentes endicamientos y/o reducción del gradiente del río San Juan en dicho valle. Blanc y Perucca (2017) y Blanc (2019) evidenciaron procesos de agradación/incisión concomitantes con procesos de deformación tectónica y ascenso de las sierras de Precordillera Oriental y quebrada de Zonda que habrían contribuido significativamente en el bloqueo del cauce del río San Juan durante el Pleistoceno tardío y hasta el Holoceno medio inclusive. ^{Colombo et al. (2000}), por su parte, indicaron la progradación de abanicos coluviales en el interior de la quebrada de Zonda como posible factor detonante de endicamientos durante el Holoceno temprano a medio.

En relación al factor caudal, al menos durante el Holoceno temprano, la existencia de cuerpos de agua estables, calmos y con episodios anóxicos en una ubicación proximal al cauce principal del río San Juan, sugiere un cierto grado de estabilidad en la posición del mismo, posiblemente como resultado de caudales relativamente bajos y/o estables. Caudales bajos -a igual gradiente- implican una reducción en la competencia de la corriente, dificultando o incluso impidiendo el transporte de los materiales más gruesos. La duración del evento lacustre analizado en este trabajo (>2.000 años) sugiere que la capacidad erosiva del río se encontraba limitada ya que de otro modo habría erosionado más rápidamente cualquier bloqueo del cauce. Coincidentemente, ^{Gil et al. (2005}) y ^{Méndez et al. (2014}) mencionaron episodios de sequía en la Cordillera durante el Holoceno temprano a medio (Groenlandiense y Norgripiense, 9.000 a 5.500 años AP) que se habrían traducido en la reducción de los caudales de los ríos cordilleranos, coincidentes con reportes de sequías en el flanco chileno de los Andes a los 32°S (^{Heusser, 1990}; ^{Lamy et al., 1999}; ^{Jenny et al., 2002}; ^{Maldonado y Villagrán, 2006}; entre otros). La oxigenación de la columna de agua y el aumento del aporte sedimentario representado por la transición de la facies FLS a la facies FLM descriptas en la columna PB-DS2 sugieren la posibilidad de un nuevo aumento relativo del caudal del río San Juan coincidente con el período frío de 8.200 AP.

Respecto del factor tipo de carga, ^{Colombo et al. (2000}; 2009) describieron importantes depósitos de grano fino desarrollados durante el Pleistoceno tardío y en menor medida el Holoceno a lo largo de los valles de los dos grandes sistemas de transferencia que atraviesan la Precordillera: el río San Juan, al oeste de Ullum-Zonda y el río Jáchal, ubicado ~160 km hacia el norte. Dichas acumulaciones fueron producto de obstrucciones en el cauce de los ríos por la progradación de abanicos aluviales pedemontanos procedentes de las quebradas axiales. ^{Martos (1995}) indicó que, durante los ciclos glaciales, las bajas temperaturas en las serranías de Precordillera habrían favorecido la generación de grandes volúmenes de regolito producto de los procesos de crioclastismo. La movilización de este material detrítico y la subsecuente progradación de los sistemas axiales hacia el sistema de transferencia endicándolo, habría ocurrido durante eventos o periodos de mayores precipitaciones de tipo torrencial durante el Holoceno temprano (Colombo et al., 2009) y posiblemente durante la etapa previa al periodo híper-árido pleistoceno (23.000 a 13.000 años AP, ^{Mehl y Zárate, 2014}; y referencias allí citadas). Algunas de estas obstrucciones en el sistema de transferencia formaron acumulaciones de sedimento y agua de varias decenas de km² de extensión. Una eventual ruptura no catastrófica y posterior retrabajamiento de estos endicamientos naturales aportaría grandes volúmenes de material fino que serían transportados por el río hacia el valle Ullum- Zonda, donde el desconfinamiento de la corriente y la reducción del gradiente favorecería altas tasas de sedimentación (ej. Sector 1) y la presencia de facies finas incluso en las zonas apicales del abanico (ej. extremo norte del sector 6). Estos flujos episódicos de grandes volúmenes de sedimentos de grano fino en el sistema de transferencia podrían explicar el ocasional dominio de grano fino como carga de lecho transportada por el río San Juan hacia el valle de Ullum-Zonda durante el Pleistoceno tardío y Holoceno temprano a medio.

La depositación de las secuencias de la Formación Valentín se habría producido en eventos de agradación episódicos y de duración limitada (36% del rango temporal registrado), separados por intervalos de incisión y/o no depositación más extensos (64% del intervalo total desde los 16.700 años AP hasta la actualidad). El aparente hiatus estratigráfico que existiría entre la unidad pleistocena y la unidad holocena (del 15.200 al 9.475 AP), los lapsos en que se formaron los depósitos (~1.000 años en el sector 1 y >2.000 años en el sector 5), el grado de incisión actual que presentan y la presencia de niveles de terrazas tanto en la Formación Valentín como en depósitos aluviales asociados, sugiere un nivel de base local y/o perfil de equilibrio fluvial cambiante, alternando ciclos de agradación e incisión/no depositación. Estos ciclos aparentan tener algún grado de correlación con los avances y retrocesos glaciales. La unidad pleistocena coincide con el Último Máximo Glacial (LGM) y la unidad holocena con el período frío del 8.200 AP.

El retroceso glacial general en los Andes habría comenzado entre los 18.000 (^{Terrizano et al., 2017}) y los 14.000 años AP (^{Lowell et al., 1995}). ^{Wegmann y Pazzaglia (2002}) y ^{Bull (2007}), entre otros, sostienen que, en general, en los valles alimentados por ríos con regímenes glacio-nivales, los ríos suelen agradar durante los periodos glaciales y, por el contrario, tienden a incidir sus cauces durante los periodos interglaciales. Terrizano et al. (2017) observaron esta misma tendencia de agradación durante los estadíos glaciales e incisión durante los interglaciales en los niveles aluviales de algunos tributarios del río San Juan que descienden por el piedemonte oriental de la Cordillera Frontal. Las edades numéricas indican que la sedimentación en la unidad Pleistocena habría finalizado poco después de los 15.160 años AP (^{Blanc y Perucca, 2017}). El fin de la sedimentación de la unidad Pleistocena y el comienzo de un ciclo de incisión podría estar relacionado entonces a un cambio en el caudal y/o la carga sedimentaria del río San Juan relacionado a la desglaciación. Bajo esta interpretación, la edad del fin de la sedimentación en la unidad Pleistocena constituiría la edad mínima del inicio de la desglaciación en los Andes en la cuenca del río San Juan.

En la unidad Holocena, el cambio abrupto de un ambiente sedimentario fluvial gravoso a un cuerpo lacustre restringido evidenciado en la sección basal de la Formación Valentín en el sector 5 (9.475 años cal. AP) sugiere la ocurrencia de un ascenso casi instantáneo del nivel de base del valle de Ullum- Zonda. Este cambio podría asociarse a un evento sísmico (a través de la deformación del terreno y/o la ocurrencia de procesos de remoción en masa) y/o a un avance de los sistemas axiales por factores climáticos (lluvias torrenciales) que habrían obstruido con sus depósitos el cauce del río San Juan en la quebrada de Zonda (^{Colombo et al., 2000}; ^{Blanc, 2019}). Dicha transgresión coincide con el final del Holoceno temprano (Groenlandiense), cuando se desarrollaba en la región centro-oeste de Argentina el cambio de un régimen climático con bajas temperaturas, dominado por las precipitaciones invernales, hacia un clima estacional más cálido y seco dominado por precipitaciones estivales (^{Markgraf, 1983}; ^{Gil et al., 2005}; ^{Mancini et al., 2005}; entre otros). Estas precipitaciones estivales habrían sido de tipo torrencial y de magnitud significativa (Zárate y Páez, 2001 en ^{Mehl y Zárate, 2014}) y serían responsables de la movilización de grandes volúmenes de sedimento hacia los sistemas de transferencia (Colombo et al., 2000; 2009). Por su parte, para el sector cordillerano, algunos autores mencionan condiciones de aridez con reducción en las precipitaciones níveas y una reducción relativa de los caudales de los ríos durante el Holoceno temprano (Groenlandiense) y hasta los 6.000 años AP (Gil et al., 2005; ^{Méndez et al., 2014}; entre otros). Esto sería compatible con los resultados de este trabajo que sugieren la existencia de cuerpos de agua calmos y restringidos en sectores proximales a un cauce principal de posición relativamente estable. Sin embargo, esta tendencia hacia el aumento de temperatura, aridización y reducción de caudales, se habría invertido temporalmente durante el episodio frío del 8.200 AP.

Procedencia sedimentaria

^{Salinas (1979}) describió a los sedimentos de la Formación Valentín como submaduros con una porción significativa de sus materiales derivados de rocas sedimentarias retrabajadas. Esto sería compatible con una importante componente de aportes procedentes de las rocas sedimentarias de Precordillera, especialmente de las rocas neógenas que afloran en los valles axiales y que habrían quedado contenidos en los endicamientos ocurridos aguas arriba del valle de Ullum-Zonda. En algunos casos favorables, la fracción de arcilla heredada en sedimentos recientes puede conducir a la identificación de la zona de procedencia (^{Meunier, 2005}). En el caso de la Formación Valentín la fracción arcilla presentan una composición predominante de cloritas e illita, y en forma subordinada caolinita (Salinas, 1979). La principal fuente de aporte de clorita e illita suelen ser depósitos glaciales (ej. ^{Kolla et al., 1981}), mientras que la caolinita suele derivar de suelos formados en ambientes tropicales húmedos (Meunier, 2005). La illita y la caolinita también son comunes en las bentonitas/tonsteínas. Esto indicaría que las arcillas presentes en la Formación Valentín, al menos las de origen aluvial, derivan principalmente de las regiones englazadas de la Cordillera de los Andes. La caolinita, por su parte, señalaría un aporte sedimentario Precordillerano secundario, posiblemente de los depósitos bentoníticos/tonsteínicos existentes en las potentes secuencias sinorogénicas neógenas de antepaís y en las secuencias de rift triásicas de Precordillera Occidental (^{Stipanicic, 1972}; ^{Guerstein, 1982}; ^{Ramos y Vujovich, 2000}; ^{Levina et al., 2014}; entre otros).