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Formación Punta Negra: análisis secuencial y evolución de la Cuenca Devónica Precordillerana.

 

Ulises Daniel Bustos * y Ricardo A. Astini **

* TOTAL AUSTRAL S.A., Depto Exploración. Moreno 877, piso 19, 1091 Buenos Aires, República Argentina.
** U.N.C. Facultad de Ciencias Ex., Fís. y Naturales, Cátedra de Estratigrafía y Geología Histórica. Av Vélez Sársfield 299, C. C. 395,  5000 Córdoba, República Argentina. CONICET.

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Resumen

Se presentan los resultados de un análisis estratigráfico-secuencial realizado en la Formación Punta Negra (Devónico medio-superior?), en el sector central de la Precordillera de San Juan. Se estimó para esta unidad un período de depositación aproximado de 15 millones de años, cuyos ciclos reconocidos correponderían a registros de parasecuencias (vinculadas a ciclos eustáticos de cuarto orden). Estas serían de carácter agradacional a progradacional y constituirían un cortejo sedimentario de nivel alto (HST), coronando una secuencia de tipo 1. Los procesos habrían operado en una cuenca de antepaís en rampa (“foreland ramp-type basin”), caracterizada por un perfil asimétrico con una zona más profunda adyacente a una faja plegada y corrida (en el borde occidental de la cuenca) y con una rampa de muy bajo gradiente hacia el antepaís (borde oriental). La discordancia del tope de Punta Negra (límite Devónico-Carbonífero) representaría un límite de secuencia de tipo 1, generada por una combinación de mecanismos eustáticos y tectónicos. La génesis asociada a dicha discontinuidad y las relaciones angulares observadas a ambos lados de la misma, ponen en dudas la naturaleza de la fase diastrófica Chánica como relacionada a un evento colisional (Chilenia).

Palabras clave: Formación Punta Negra; Cortejo sedimentario de nivel alto; Cuenca de antepaís en rampa; Límite Devónico-Carbonífero; Orogenia Chánica.

Extended abstract

The Punta Negra Formation (Braccacini, 1949) is a thickening and coarsening-upward succession of sandstones interbedded with mudstones, of aproximately 1000 m thick, that outcrop in the Central Precordillera of San Juan province. The lower boundary is a muddy-shelf succession (Astini, 1991), the Talacasto Formation, some 600 m thick and dated as Lower to Middle Devonian (Herrera, 1991, 1993). It is unconformably overlain by Carboniferous deposits (Paganzo Group) of mostly transitional and continental environments (López Gamundí et al., 1994). The age of The Punta Negra Formation was formerly assigned to the Middle and Upper Devonian (Baldis, 1973; González Bonorino, 1975; Furque & Cuerda, 1979), based on stratigraphic relationships. New fossil findings include it in the Middle Devonian. With sedimentation rates typical of foreland basins (0.044-0.927 m/1000 years, Schwab, 1986), the period of deposition of the Punta Negra Formation could be around 15 million years. The cycles recognized in this unit, constitute aggradational to progradacional parasequence sets, interpreted as parts of a highstand systems tract (HST), linked to fourth order eustatic cycles. This interpretation is also based on the fact that the Punta Negra Formation overlies the Talacasto muddy shelf with which it is transitional. From a sequence stratigraphic viewpoint this can be interpreted as the transition from a mainly aggradational to a aggradational/progradational stage during the HST (Posamentier & Vail, 1988). Their main differences are the sandstone/shale ratios and the abundant plant remains both of which increase in the Punta Negra Formation, whereas the macrofauna drastically decreases. The average grain size increases and the maturity of the sandstones decreases in the Punta Negra Formation, which yields a high percentage of stable and unstable heavy minerals.
The sedimentary proccesses would have operated in a ramp-type foreland basin, caracterized by an asymmetrical profile with the deeper zone adjacent to the orogenic belt (to the west), and depositional slopes of very low gradient (1º) adjacent to the foreland, with constant subsidence, high terrigenous influx and polarity of sedimentation east-west. According to its petrography the source area would have been the Sierras Pampeanas Occidentales (Pie de Palo-Valle Fértil-La Huerta).
The unconformity which separated the Carboniferous from the Devonian is parallel and represents a sequence boundary, interpreted as a type 1 boundary. It may have been generated by a combination of tectonic and glacio-eustatic mechanisms, although due to the absence of angularity it may have had a strong sea-level control. For the first time we suggest that a probable major glacial-induced sea-level fall is more likely that an origin related to a main collisional event (the Chanic Orogeny). The local angularities between the Carboniferous and Precarboniferous strata in the Precordillera could be instead due to local extensional faulting.

Key words: Punta Negra Formation; Highstand systems tract; Foreland ramp-type basin; Devonian-Carboniferous boundary; Chanic Orogeny.

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INTRODUCCIÓN

La Formación Punta Negra (Braccacini, 1949) de edad devónica media a superior (Baldis, 1973; Furque & Cuerda, 1979), es una unidad litológica constituída de areniscas y pelitas intercaladas, de coloración verde oliva-grisáceo y de 1000 m de espesor aproximado. González Bonorino (1975) y González Bonorino & Middleton (1976) aportaron las bases del conocimiento para comprender su evolución paleoambiental, mientras que Baldis (1973) resaltó los diferentes cambios de facies de dicha unidad. Más recientemente, Astini (1990) cuestionó el modelo de abanicos submarinos profundos sugerido con anterioridad, basado en un criterio secuencial. Los cambios de facies hacia el NW y N podrían constituir la clave para comprender la historia tardío Devónica, ya que es al norte del río Jáchal (Precordillera Septentrional) donde la transición con el Carbonífero estaría presente (Cingolani et al., 1990; Caminos et al., 1993). De acuerdo con sus descripciones, la Formación Punilla correspondería a los tramos subácueos y transicionales de sistemas de “fan deltas” con proveniencias desde el este.
La estratigrafía secuencial (Vail et al., 1977; Van Wagoner et al., 1990) constituye una metodología de gran utilidad para establecer relaciones espacio-temporales en el análisis de registros sedimentarios. Un aspecto esencial es la jerarquización de unidades estratales, desde la lámina hasta la secuencia. Esto permite la delimitación de cortejos sedimentarios (“systems tracts”) proporcionando un marco de gran utilidad en la predicción de facies sedimentarias (Posamentier et al., 1988; Posamentier & Vail, 1988). Los modelos clásicos de estratigrafía secuencial, que están basados en patrones observados en ambientes de márgenes continentales pasivos, sufren modificaciones sustanciales cuando las morfologías del sustrato son rampas en ámbitos de márgenes activos (Posamentier & Allen, 1993a y 1993b).
Tomando como base estos conceptos, el objetivo de este trabajo es analizar e interpretar la evolución de la Formación Punta Negra, como así también, caracterizar la discordancia que bisela su techo.
El área estudiada se ubica en el sector central de la Precordillera de San Juan, comprendiendo una franja norte-sur de aproximadamente 100 km de longitud, en la que se levantaron varios perfiles estratigráficos de detalle sintetizados en la figura 1.

Figura 1. Mapa de ubicación del área de estudio y principales afloramientos de la Formación Punta Negra en la Precordillera.
Figure 1. Location map of the studied area and outcrops of the Punta Negra Formation in the Precordillera of San Juan province.

PALEOAMBIENTE

Estudios recientes llevados a cabo en los depósitos de esta formación (Bustos, 1995, 1996), permitieron reconocer ocho facies sedimentarias agrupadas en tres asociaciones, genéticamente relacionadas entre sí: "Asociación de facies A", estando constituída de base a techo por areniscas con estructuras de alto régimen de flujo (tipo “hummocky”) y capas psamíticas gradadas, se interpretó como influjos clásticos depositados a partir de corrientes de turbidez de baja concentración, ocasionalmente afectados por olas de tormenta en un ambiente de plataforma externa-media; "Asociación de facies B", representada por pelitas y areniscas finas con abundantes restos vegetales fragmentarios e incarbonados y muy bioturbadas, se asignó a turbiditas de interlóbulos e intercanales pertenecientes a complejos turbidíticos; y "Asociación de facies C", agrupando facies arenosas gruesas con estatificación cruzada que alternan con capas gradadas producto de transporte traccional y depósitos de flujos turbidíticos de alta concentración respectivamente, representando depósitos de lóbulo proximal y canales distributarios asociados. Completando el espectro de facies, se resalta la presencia de una asociación de facies de canales distributarios con abundantes estratificaciones cruzadas que corona la unidad en la zona de Puesto Bachongo (Cuerda et al., 1990), al sur del río San Juan.
La asociación A es exclusiva de la base de la formación, mientras que las asociaciones B y C alternan cíclicamente en el resto de la sucesión, generando un arreglo vertical de neto carácter grano-estratocreciente y progradante. Paleocorrientes con diseños unimodales y bimodales, de orientación este-oeste, transversales al eje mayor de la cuenca y arealmente homogéneos (ver Fig. 7 en Bustos, 1996), estaría indicando que las bocas de aporte detrítico habrían sido múltiples o bien que el sistema alimentador tubo una gran movilidad lateral, capaz de distribuir sedimentos uniformemente en todo el depocentro.
Atributos sedimentológicos tales como buena continuidad lateral de capas, patrones grano-estrato crecientes predominantes, presencia de canales poco incisivos (infiriéndose flujos básicamente desencauzados y poco erosivos), predominio neto de litologías psamo-pelíticas, delgados registros de deformación sinse-dimentaria localizados en las inmediaciones de facies canalizadas, escaso desarrollo de estructuras flamígeras, relaciones laterales de facies caracterizadas por interdigitaciones sutiles y compensación de topografía de fondo, junto con los diseños de paleoflujos observados, permiten inferir que la depositación de esta unidad habría tenido lugar sobre una paleotopografía de escasa pendiente, con valores inferiores a 1º y arealmente continua, constituyendo una configuración "en rampa" (sensu Van Wagoner et al., 1990).
Por otra parte, la notable abundancia de restos vegetales en toda la formación, la bioturbación observada en las diferentes asociaciones de facies, la presencia de exiguos pero significativos hallazgos de asociaciones de braquiópodos (Herrera & Bustos, en prep.) y el registro de retrabajo de olas, evidencian somerización (González Bonorino, 1975; Cuerda et al., 1990; Poiré & Morel, 1996; Bustos, 1996), e indicarían, en conjunto, su depositación en ambientes de plataforma, con una relativa cercanía de la línea de costa. Asimismo, siendo la tendencia general de la formación granoestrato-creciente y siendo el pasaje de la Formación Talacasto (plataforma fangosa) infrayacente de naturaleza transicional (Astini, 1990, 1991; Bustos, 1996), se considera que la sedimentación tuvo lugar de un modo progradante sobre una plataforma submarina.
Teniendo los caracteres sedimentarios antes enumerados un estrecho vínculo con sucesiones clásticas deltaicas (e.g. Collinson, 1968; Bhattacharya & Walker, 1992), si bien no están presentes la totalidad de las facies proximales típicas de este ambiente en el área de estudio (Bustos, 1996), el esquema paleoambiental de la Formación Punta Negra correspondería a un sistema deltaico constructivo, con progradación de lóbulos deltaicos turbidíticos alimentados por una alta tasa de sedimentación sobre una plataforma submarina fangosa, sujeta ocasionalmente a eventos de tormentas y caracterizando a una rampa topográfica de muy escasa pendiente. Este paleoambiente es coherente con la escasa fauna de braquiópodos recientemente hallada y la gran cantidad de detritos vegetales presentes en todo el espesor de la unidad (Poiré & Morel, 1996), que no poseen grandes diferencias con lo hallado dentro de la Formación Talacasto subyacente (véase Astini, 1991). Importantes analogías pueden establecerse del punto de vista estratigráfico y sedimentológico con unidades similares del ámbito subandino de Bolivia y Argentina (Sempere, 1995; Starck, 1995) y de los Apalaches centrales en el este norteamericano. En esta última región se desarrolló durante el Devónico el delta de Catskill cuyo arreglo litofacial y arquitectura interna han sido estudiadas en detalle por Lundegard et al. (1985). La Formación Punta Negra presenta sorprendentes analogías con esta unidad en particular en lo referente a la asociación de facies de frente deltaico y prodelta, constituyendo asimismo, un caso de colmatación progresiva de un depocentro devónico desarrollado en una región de antepaís (véase más adelante).

CARACTERIZACIÓN DE LA CUENCA

Análisis petrográficos sobre un total de doce secciones delgadas, permitieron reconocer tres componentes petrográficos: cuarzo, fragmentos líticos y feldespatos. El cuarzo se presenta en sus variedades mono y policristalino, cuyos granos muestran inclusiones globulares y extinción ondulosa y normal. Los fragmentos líticos son de rocas metamórficas cuarzo-micáceas y sedimentarios (clastos pelíticos). Los feldespatos están representados por plagioclasas (oligoclasa-andesina) en individuos tabulares con maclas polisintéticas y feldespato potásico (ortoclasa) en granos subangulares con una importante alteración a sericita (Fig. 2a y 2b). Los minerales pesados son muy frecuentes, incluyendo apatita, epidoto, titanita, granate, turmalina, zircón y rutilo. El accesorio más común es la mica blanca (muscovita). Composicionalmente, seis muestras se clasificaron como arenitas líticas, cuatro como arenitas sublíticas y dos como litarenitas arcósicas líticas.

Figura 2. a) Microfotografía de una arenisca lítica. Es una arena fina a media con textura inmadura y selección pobre. Son abundantes los fragmentos líticos y algunas plagioclasas. Aumento 3.2x. Nicoles cruzados. b) Microfotografía de una arenisca cuarzosa-sublítica. Las micas son abundantes, la textura es inmadura y la selección pobre. Aumento 1.2x. Nicoles cruzados.
Figure 2. a) Microphoto of lithic sandstone. Was clasified as fine to coarse sand with immature texture and poorly selected. There are abundants lithics and plagioclases. 3.2x. Cross nichols. b) Microphoto of quartzose-sublithic sandstone. The micas are abundant, the texture is immature and the selection is poor. 1.2x. Cross nichols.

Se plotearon las muestras analizadas en los diagramas ternarios (Fig. 3) propuestos por Dickinson (1985), dando como resultado una proveniencia principal desde orógeno reciclado y mixta en forma subordinada, según la cual los aportes detríticos provienen de rocas sedimentarias y metasedimentarias, erosionadas como consecuencia del levantamiento orogénico.

Figura 3. Modas detríticas de las areniscas de la Formación Punta Negra. Los diagramas triangulares de proveniencia de Dickinson (1985) A- QFL y B- QmFLt, muestran una proveniencia principal desde orógeno reciclado y mixta en segundo lugar.
Figure 3. Main detrital modes of the Punta Negra sandstones. The diagrams of provenance from Dickinson (1985) A- QFL and B- QmFLt, show a main provenance from recycled orogen and mixed in second place.

Dickinson & Suczek (1979) han documentado un amplio espectro composicional de areniscas provenientes de estos orógenos, incluyendo los tectoambientes:
a)- orógenos de arco, cuyos detritos derivan de áreas continentales y estratos metasedimentarios adyacentes a cuencas de antepaís ("foreland basins"). Estas arenas son típicamente ricas en cuarzo y fragmentos líticos sedimentarios y metasedimentarios y poseen porcentajes bajos en feldespatos;
b)- áreas con levantamientos supracorticales, cuyos sedimentos presentan una amplia gama granulométrica de cuarzo y detritos que reflejan fuentes tales como complejos de subducción (incluyendo corteza oceánica) y sistemas de fajas corridas y plegadas. El chert es abundante es estas arenas; y
c)- orógenos de colisión (o cinturones de suturas), cuyos detritos son composicionalmente similares a los de orógenos de arco, pero con características de alternancias entre depósitos marinos y continentales, comúnmente alimentados por sistemas longitudinales y rellenando cuencas oceánicas remanentes.
Por un lado, los porcentajes composicionales y tipos litológicos de las muestras obtenidas de la sucesión devónica, reflejan abundante cuarzo (más del 70%), moderada proporción de fragmentos líticos y valores bajos en feldespatos (5%), mostrando una similitud a la proveniencia de los tectoambientes a y c. Por otro lado, las asociaciones de facies descriptas están compuestas por detritos transportados por sistemas claramente transversales al eje mayor de la cuenca, con escasa o nula componente longitudinal (Bustos, 1996). Esto permitiría descartar un posible desarrollo en el tectoambiente c. Lo antedicho sugeriría para los detritos de esta formación, una fuente de proveniencia similar al tectoambiente a.
La paleotopografía asumida con anterioridad y las conclusiones respecto a la petrología, permiten considerar que la depositación de la Formación Punta Negra habría tenido lugar en una cuenca de antepaís (Cf. Kury, 1993) en rampa (“ramp-type foreland basins”; Posamentier & Allen, 1993a, 1993b), caracterizada por una zona profunda occidental adyacente a una faja orogénica y una zona tendida hacia la región de antepaís (Fig. 4). A su vez, la presencia de registros de la Formación Punta Negra a ambos lados de la actual Sierra de Tontal y facies pelíticas casi exclusivas sobre su flanco occidental, harían suponer que la faja orogénica habría constituído un elemento subpositivo sumergido que no llegaba a actuar como barrera efectiva en la sedimentación (González Bonorino, 1991).

Figura 4. Perfil esquemático de la cuenca de antepaís en rampa devónica. En estos tiempos, el Arco de Tontal habría sido un arco estructural sumergido que no actuaba como barrera efectiva en el pasaje de sedimentos.
Figure 4. Schematic profile showing the foreland ramp-type basin, proposed in this work. In devonian times, the Tontal Arc might have been an submerged structural arc that was not an efective barrier in the sedimentary bypass.

La fuente principal de detritos se habría ubicado en las actuales Sierras Pampeanas Occidentales (González Bonorino, 1975; Cuerda et al., 1990, Loske, 1995, Bustos, 1996), con transporte hacia sectores occidentales, no descartándose el influjo de materiales gruesos desde el oeste, como podría ser el caso de los grandes olistolitos presentes al oeste de Gualilán (Baraldo et al., 1985).
El arreglo estratigráfico a gran escala del Paleozoico medio en la Precordillera Central se caracteriza por ciclos de somerización controlados por la tasa de aporte sedimentario, fluctuaciones eustáticas y por la velocidad de subsidencia (Astini et al., 1996). El elevado aporte clástico durante el Devónico indujo al desarrollo de sistemas depositacionales sobrealimentados (“supply dominated regime” de Swift & Thorne, 1991), generando un predominio de plataformas fangosas y turbidíticas que indican alta tasa de sedimentación y una escasa energía de redistribución, que queda reflejada en la pobre madurez textural y mineralógica de los depósitos que la conforman y la abundancia relativa de material grueso. El régimen sobrealimentado del Devónico precordillerano contrasta notablemente con el régimen subalimentado que dominó durante el Silúrico (Astini & Maretto, 1996); tiempo durante el cual, prevalecieron depósitos con marcada ciclicidad interna y característicos de ambientes de alta energía tanto de oleaje como de tormenta. El importante aporte clástico proveniente desde las Sierras Pampeanas Occidentales durante el Devónico inferior imposibilitó la buena selección de los depósitos plataformales, superando la capacidad redistributiva provista por la energía del medio y las fluctuaciones relativas del nivel del mar. Este hecho favoreció la preservación de sucesiones de “grauvacas” arenosas que poco a poco fueron colmatando la cuenca devónica. Desde el punto de vista de los procesos exógenos el incremento marcado en el aporte sedimentario indica un rejuvenecimiento del relieve en el área fuente, interpretado por Astini (1996) como asociado a inestablididad tectónica en la región del antepaís.
En el afloramiento es posible reconocer la presencia de paquetes de estratos que se suceden cíclicamente de base a techo en la formación (González Bonorino, 1975; Bustos, 1996). Dentro de ellos pueden diferenciarse: 1- ciclos sin tendencia vertical definida, de 5 a 10 m de espesor (8% de los ciclos), limitados prácticamente a la base de la sucesión; 2- ciclos granoestratodecrecientes, de 7 a 10 m de espesor (12% de los ciclos), predominantes en los intervalos medios de las columnas y 3- ciclos granoestratocrecientes, de 10 a 40 m de espesor (80% de los ciclos) ocupando las secciones media-superior de la formación (Fig. 5). El paleoambiente deltaico propuesto en la génesis de estos depósitos y los intervalos involucrados en estos ciclos (de 5 a 40 m), respecto a los espesores medidos en los perfiles (cercanos a los 1000 m) indicarían un control por mecanismos autocíclicos (Cf. Bhattacharya & Walker, 1992).

Figura 5. Ciclos observados en la Formación Punta Negra: a) ciclos sin tendencia vertical definida, base hacia la izquierda. Se ubica una brújula como referencia. b) ciclos granoestratodecrecientes, base hacia la izquierda. La referencia es una persona, en círculo. c) ciclos granoestratocrecientes, base hacia la derecha. En círculo, una persona como referencia.
Figure 5. Cyclicity observed in the Punta Negra Formation: a) cycles without defined vertical tendency, base to the left. A compass as reference. b) finning-upward cycles, base to the left. The reference is a person in the circle. c) coarsening-upward cycles, base to the right. A person as reference in the central circle.

CONSIDERACIONES SOBRE LA EDAD

Las sucesiones estratigráficas se caracterizan por albergar un tiempo de no sedimentación comprendido en diversos tipos de discontinuidades de diferente orden (un contacto entre capas involucra erosión y/o no depositación). El mayor, sin embargo, suele ser la sumatoria de las diastemas comprendidas entre capas. Si bien en la Formación Punta Negra se desconoce el tiempo total implicado en ellas y considerando la ausencia de discontinuidades internas de mayor orden, representadas por hiatos evidentes y paraconcordancias, se estimó aproximadamente el período depositacional en base a un método de cálculo que involucra el espesor de la sucesión, la tasa de sedimentación y coeficientes de descompactación. Estudios de proveniencia efectuados por Schwab (1986) para diferentes marcos tectónicos, indican para cuencas de antepaís una tasa de sedimentación de 0.186 m/1000 años, notablemente superiores a otros tipos de cuencas.
Tomando el valor antes citado, con un espesor medio compactado de 700 m, con una relación arena:pelita promedio de 4:1 y aplicando coeficientes de descompactación conservadores de 1.3 para areniscas y 1.7 para las pelitas   (Van   Hinte, 1978;  Bond  &  Kominz, 1984), se obtiene  para la Formación  Punta Negra un rango de depositación de 15 a 16 millones de años, algo inferior a estimaciones anteriores (20 millones de años, Baldis, 1973; 25 millones de años, González Bonorino, 1975).
Estudios bioestratigráficos recientes en la Formación Talacasto (Herrera, 1993), permitieron asignar al tope de dicha formación una edad emsiana tardía (tope del Devónico inferior) en la localidad de Talacasto y una edad pragiana (piso medio del Devónico inferior) en la localidad de Tambolar. Una fauna de braquiópodos actualmente en estudio, hallada en el tramo medio de la Formación Punta Negra en el perfil de Las Chacritas, señalaría una edad emsiana tardía (Herrera, com. pers.), siendo muy semejante a la hallada por Herrera (1991) en el tramo superior de la Formación Talacasto.
Siendo el contacto entre esta formación y la infrayacente de carácter transicional, teniendo en cuenta que las características de la sedimentación no cambian sustancialmente hacia el tope y asumiendo el período de sedimentación propuesto, se concluye que la depositación de la Formación Punta Negra habría comenzado en el Devónico inferior tardío y no habría superado el tope del Devónico medio, siendo muy probable que su acumu-lación no haya comenzado de manera sincrónica, teniendo lugar inicialmente en el sur del área de estudio. También se contempla una posible correlación lateral de los términos cuspidales de la Formación Talacasto con intervalos basales de la Formación Punta Negra (Herrera, 1991, 1993), por lo cual se tendría para el Devónico inferior tardío sedimentación turbidítica deltaica en el sur de la cuenca y aún de plataforma fangosa prodeltaica en el norte.

ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL

Tomando un valor promedio de 20 m de espesor para los intervalos cíclicos individuales representados en esta formación (González Bonorino, 1975; Bustos, 1995) y teniendo en cuenta el período de sedimentación propuesto, es posible que estos ciclos abarquen lapsos temporales de aproximadamente 500.000 años. Este período de tiempo sería equivalente en duración a los ciclos de 4º orden definidos por Vail et al. (1977) los cuales pueden corresponder a parasecuencias (Van Wagoner et al., 1990) vinculadas a ciclos eustáticos.
Astini (1991) señaló la presencia de un intervalo condensado en el techo de la Formación Talacasto, en base a la presencia de horizontes glauconíticos y nódulos calcáreos que indican bajas tasas de sedimentación. Siendo el pasaje transicional de dicha formación a la Formación Punta Negra (sin ruptura sedimentológica) y considerando la creciente influencia de sedimentación turbidítica deltaica y el arreglo de parasecuencias observado, se interpreta que esta unidad constituye depósitos de un cortejo sedimentario de nivel alto (“highstand systems tract”), con desarrollo de estadíos agradacionales-progradacionales (Posamentier et al., 1988).
El intervalo litológico representado por los depósitos de la asociación de facies A, se caracteriza por una sucesión de estratos sin tendencia granulométrica evidente de base a techo y por un arreglo estratocreciente (Bustos, 1996). El carácter agradacional de la asociación A involucraría un ascenso relativo del nivel del mar, suministros detríticos constantes y tasas de subsidencia mayores que tasas de caída eustática (para que se produzca un aumento relativo del nivel del mar). Por encima de la anterior asociación, se presentan intercalaciones de las asociaciones de facies B (areniscas finas y pelitas) y C (areniscas medias a gruesas) con predominio de esta última hacia el intervalo medio-superior de la formación. Esto se interpreta como una transición de estadíos agradacionales a progradacionales y se avalaría la situación de un pasaje hacia un estadío de equilibrio entre la tasa de subsidencia y el nivel del mar (inicio de la progradación deltaica). Luego, la presencia casi exclusiva de capas arenosas estratocrecientes (asociación de facies C) indicaría una progradación neta. Esto último podría explicar la somerización cuspidal de la formación por una progresiva disminución del espacio de acomodación debido a eustasia o por aumento relativo de la tasa de aporte sobre la subsidencia, generando un descenso relativo del nivel del mar y consiguiente colmatación de la cuenca. Finalmente, una caída eustática más o menos brusca podría haber generado el truncamiento erosivo registrado en el tope de la unidad, que en numerosos per-files infrayace a depósitos glacigénicos del Carbonífero.
Posamentier & Allen (1993a, 1993b), establecen que los patrones estratales en secuencias depositacionales de plataformas, dependen de las tasas de subsidencia tectónicamente controladas. En ambientes tectónicamente activos, los patrones de subsidencia regional pueden ser muy diferentes de aquellos observados en márgenes continentales pasivos, resultando en modificaciones sustanciales de los modelos clásicos de estratigrafía secuencial (Haq, 1991). Esto es evidente en las cuencas de antepaís en rampa, caracterizadas por una zona profunda adyacente a la faja orogénica y una zona tendida hacia el antepaís; denominadas respectivamente "zona A" y "zona B" (Fig. 6a). La zona A se caracteriza por tener una tasa de subsidencia mayor que la tasa de caída eustática, por lo que se registra ascenso relativo del nivel del mar durante un ciclo eustático (aún durante la caída), de manera que si una línea de costa se ubica en esta zona, se desarrollan secuencias de tipo 2; mientras que la zona B se carac-teriza por tener una tasa de subsidencia menor que la tasa eustática, registrándose un descenso relativo del nivel del mar durante un ciclo eustático (frecuentes caídas de tipo 1), con generación de secuencias de tipo 1 si una línea de costa se ubica en este sector de la cuenca (Fig. 6b).

Figura 6. a) Perfil esquemático de subsidenca de una cuenca de antepaís, mostrando las tasas de subsidencia y la localización del punto de equilibrio. El punto de equilibrio en T7 implica tasa de subsidencia= tasa de cambio eustático (Fig. 1 de Posamentier & Allen, 1992a). b) Evolución de secuencias según la posición de la línea de costa. En la zona B, ocurre una caída del nivel del mar durante un ciclo del nivel del mar, tiene lugar un pasaje de sedimentos cuenca adentro e incisión de valles. En la zona A, no hay caída relativa del nivel del mar y no hay pasaje de sedimentos (Fig. 2 de Posamentier & Allen, 1992a). LST = Cortejo sedimentario de nivel bajo, TST = Cortejo sedimentario transgresivo, SMST = Cortejo sedimentario de margen de plataforma, HST = Cortejo sedimentario de nivel alto.
Figure 6. a) Schematic subsidence profile across a foreland basin showing subsidence rates and location of equilibrium point. Equilibrium point at T7 position, means rate of subsidence=rate of eustatic change (Fig. 1 from Posamentier & Allen, 1992a). b) Sequences evolution according to shoreline position. Within zone B, relative sea-level fall occurs during sea-level cycle, causing sedimentary bypass and incised valleys. Within zone A, there is neither relative sea-level fall nor sedimentary bypass (Fig. 2 from Posamentier & Allen, 1992a). LST = Lowstand systems tract, TST = Transgressive systems tract, SMST = Shelf margin systems tract, HST = Highstand systems tract.

Por otra parte, las secuencias de tipo 2 y las secuencias de tipo 1 depositadas en márgenes en rampa (Van Wagoner et al, 1990), se parecen en que ambas carecen de cañones y abanicos submarinos y que en ambos casos, los cortejos iniciales (de borde de plataforma en el tipo 2 y de nivel bajo en el tipo 1) son depositados sobre la plataforma. Sin embargo, a diferencia de las secuencias de tipo 1, en las secuencias de tipo 2 no se observa una caída relativa del nivel del mar en la línea de costa depositacional (“depositional shoreline break”). En consecuencia, las secuencias de tipo 2 carecen de valles excavados y de truncación erosiva significativa que provoque el rejuvenecimiento de los cauces fluviales y migración de las facies cuenca adentro (“basinward shift in facies”).
Considerando que la culminación del relleno sedimentario de la cuenca devónica habría tenido lugar en la "zona B" antes referida, se propone que la Formación Punta Negra representaría el cortejo sedimentario de nivel alto, culminando la depositación de una secuencia de tipo 1 (Van Wagoner et al.,1990). Teniendo en cuenta además que el Carbonífero suprayacente provoca un truncamiento erosivo significativo y rejuvenecimiento manifiesto del relieve se interpreta que el límite de secuencia en cuestión, es de tipo 1 (Cf. Van Wagoner et al., 1990). Se considera oportuno destacar que el desplazamiento de la línea de costa de la posición "A" a la "B", tal vez esté acentuada por un incremento en la tasa de suministro detrítico. Este incremento sería consecuencia de reactivación (elevación) de la zona de aporte, hecho acompañado por un sensible aumento de la granulometría. Esta propuesta está en desacuerdo con la hipótesis planteada por Milana (1992), quien considera una caída relativa del nivel del mar entre las Formaciones Talacasto y Punta Negra, además de interpretar a esta última como depósitos de un cortejo de nivel bajo.
Como ya se expuso, en los perfiles estudiados el tope de esta formación está truncado por una discordancia erosiva, apoyándose sobre ella en general sedimentitas carboníferas de ambiente continental o transicionales. La presencia de registros paleoambientales contrastantes (dominantemente marino a dominantemente continental) a ambos lados de dicha superficie, refleja una abrupta caída del nivel de base. Siendo la Formación Punta Negra un cortejo de nivel alto, representando la culminación de una secuencia depositacional en el sentido de Vail et al. (1977) y Posamentier et al. (1988), se considera a la citada discontinuidad como un límite de secuencia de primer orden. Estimaciones sobre cambios relativos del nivel del mar durante el Fanerozoico (Vail et al., 1977), muestran un pasaje gradual de estadíos de nivel alto para el Devónico medio (Johnson et al., 1985) hacia etapas de nivel bajo para el Carbonífero, lo cual sería coherente con la anterior afirmación.

CONSIDERACIONES REGIONALES

La orogenia Chánica (Turner & Méndez, 1975), acaecida a fines del Devónico, es descripta por varios autores como una fase diastrófica de fuerte carácter compresivo y deformante. Ramos et al. (1984, 1986) y Ramos (1988), la describen como la fase de deformación más importante del ciclo Famatiniano, relacionándola con la colisión y levantamiento ocurridos al acrecionarse un bloque alóctono (Chilenia) al continente de Gondwana. Según la magnitud referida, deberían reconocerse rasgos estructurales como severa deformación de las unidades precolisionales y desarrollo de una discordancia angular manifiesta en todo el ámbito de la Precordillera.
A pesar de lo supuesto en estos trabajos, en el Carbonífero inferior se observa sólo el desarrollo de depósitos de abanicos aluviales, ríos entrelazados y fandeltas, asociados a pequeñas cubetas intermontanas en la Precordillera Occidental (López Gamundí et al., 1994). La relación de estos depósitos (Formaciones Ratón y Malimán) es claramente angular con el Devónico subyacente; pero lo localizado de sus afloramientos, el ángulo variable de la discordancia y los rápidos cambios de facies, permiten infierir un origen a partir de tectónica de bloques (Astini, 1996), en contraposición al carácter regional y la angularidad constante que poseen las discordancias generadas por eventos contraccionales. Al norte del Río Jáchal, la Formación Punilla pasa en aparente transición del Devónico al Carbonífero (Cingolani et al., 1990; Caminos et al., 1993) estando asimismo representada por depósitos de fan deltas.
En la Precordillera Central el Carbonífero (Formación Guandacol y equivalentes), apoya en paraconcordancia sobre la Formación Punta Negra (von Gosen, 1992; González Bonorino, 1991). Esto mismo indujo a Baldis et al. (1982) a considerar al bloque central de la Precordillera como relativamente rígido en relación a sus bordes. Esta es una evidencia clara que descartaría, al menos para el área en estudio, una tectónica plegante devónico-carbonífera. Esto es llamativo al considerar que es allí donde deberían registrarse los efectos de la tectónica compresiva, según los esquemas planteados para la génesis del arco de Protoprecordillera (véase Ramos et al., 1984). A su vez, von Gosen (1992), afirma que el estilo deformacional a ambos lados del límite devónico-carbonífero es el mismo.
Estas consideraciones dan lugar a una serie de inferencias: a) los movimientos chánicos fueron de una magnitud mucho menor a la estimada con anterioridad o no fueron de carácter compresivo; b) no es claro el mecanismo por el cual una discordancia relacionada a eventos tales como colisiones, manifieste angularidad sólo en algunos sectores. Si hubo un frente orogénico ligado a polaridad de colisión oeste-este, sería coherente tener mayor angularidad hacia sectores occidentales y paralelismo hacia sectores orientales, situación inversa a la observada ya que la discordancia en la Precordillera Oriental (Rinconada) es muy importante; c) la colmatación de la cuenca no sería coetánea con la acreción de Chilenia (en el Devónico superior, según Ramos et al., 1986). De acuerdo con lo planteado, de existir tal evento acrecional, habría tenido lugar en tiempos anteriores, quizás en el intervalo Silúrico tardío-Devónico temprano o posteriores (durante el Carbonífero). Al respecto, Astini (1996) y Astini & Maretto (1996) exponen evidencias de diastrofismo afectando al límite siluro-devónico que coinciden con las edades radimétricas obtenidas para el metamorfismo de la tectofacies occidental precordillerana (Buggisch & von Gosen, 1994) y el último evento metamórfico registrado en las Sierras Pampeanas Occidentales (Ramos et al., 1996). Asimismo, para la Precordillera septentrional es importante señalar que Caminos et al. (1993) observaron relaciones de discordancia angular recién dentro del Carbonífero, asignándolo a un episodio diastrófico intracarbonífero (Fase Río Blanco). No existiendo evidencias de diastrofismo, según dichos autores, por debajo del primer horizonte de probable génesis glacial (Caminos et al., 1993, pg. 35).
Observando los rasgos evolutivos de las antefosas en la plataforma australiana (Audley-Charles, 1986), de las cuencas de antepaís de la región norte de los Apeninos (Ricci Lucchi, 1986), de la antefosa de los Himalayas (Johnson et al., 1986) y de las fajas plegadas y corridas de las Sierras Subandinas (Ramos et al., 1986), teniendo en cuenta además la ubicación de los elementos morfoestructurales involucrados, se considera un esquema tectónico alternativo para el Devónico-Carbonífero precordillerano. El mismo consiste en una cuenca de antepaís en rampa sobre un borde de placa convergente, cuyo espacio de acomodación habría estado generado fundamentalmente por flexura, acompañada por diastrofismo en el sector de antepaís, de donde provino la fuente fundamental de sedimentos.
Pavimentos estriados de evidente origen glacial se registran en el techo de la Formación Punta Negra (Milana & Bercowski, 1990; Bustos, 1995; Martínez, com pers.), haciendo de los fenómenos glacieustáticos una alternativa plausible para explicar la terminación del ciclo depositacional devónico. Esto estaría justificado por el brusco descenso del nivel del mar (de escala global), teniendo en cuenta que el Carbonífero constituye uno de los períodos más importantes del tiempo geológico vinculado a glaciaciones (López Gamundí et al., 1992). De esta manera, la discordancia (paraconcordancia) entre el Devónico y el Carbonífero en la Precordillera Central, podría interpretarse como debida a glacieustatismo y no puramente tectónica como fue supuesta con anterioridad.
Es importante notar que siendo la Formación Punta Negra de probable edad devónica media en su techo y el Grupo Paganzo de edad Carbonífero medio-Pérmico temprano, la discordancia involucraría un lapso temporal de aproximadamente 60 m.a. (esto genera dificultades para asignarle una fase diastrófica específica a la discontinuidad en cuestión). Cartas cronoestratigráficas de diferentes partes del mundo (Vail et al., 1977), muestran que las discontinuidades que representan límites de secuencias, implican períodos de tiempo de 10 a 20 m.a.; tres a cuatro veces menor que el presente caso. Esta ausencia de registro llevaría a pensar que la cuenca devónica media se habría comportado como área positiva durante un tiempo prolongado posterior a su depositación, luego del cual habría constituido nuevamente un depocentro para los depósitos carboníferos. Los paleovalles glaciales labrados sobre distintas unidades eopaleozoicas y principalmente sobre la Formación Punta Negra (Cf. Milana & Bercowski, 1990; Martínez & Astini, 1992) son una prueba de ello. Esto lleva nuevamente a considerar para esta discordancia una génesis por combinación glacieustática y tectónica.

CONCLUSIONES

En base a interpretaciones paleoambientales propuestas para la Formación Punta Negra en recientes trabajos (Astini, 1990; Bustos, 1996), se propone un esquema evolutivo del relleno de la cuenca devónica precordillerana.
Se considera que los ciclos detectados en la formación constituirían registros de parasecuencias, relacionados a ciclos eustáticos de 4º orden. Estas parasecuencias presentan arreglos agradacionales a progradacionales, por lo que se considera a la Formación Punta Negra como los registros turbidíticos de un cortejo sedimentario deltaico de nivel alto (HST), cubriendo los depósitos de plataforma fangosa de la Formación Talacasto y culminando una secuencia de tipo 1.
El relleno sedimentario habría evolucionado en una cuenca de antepaís en rampa, cuyo registro alcanzaría aproximadamente al Devónico medio debido a un brusco descenso del nivel del mar de magnitud global (glacioeustático) acentuado por una tectónica (de bloques) posterior. La erosión de áreas positivas así generadas, marcaron la discontinuidad devónico-carbonífera, cuyo análisis secuencial en un entorno de cuencas de antepaís y por el rejuvenecimiento manifiesto del relieve provocado por el Carbonífero que suprayace a la Formación Punta Negra, hacen suponer que esta superficie sería un límite de tipo 1.
En adición a lo anterior, las relaciones angulares Devónico-Carbonífero en el ámbito de la Precordillera Central, permiten a los autores considerar que el evento colisional del "terrane" Chilenia no tuvo relación directa con la génesis de la citada discordancia, es decir, dicho evento no habría ocurrido en el Devónico superior.

Agradecimientos

Los autores desean expresar su agradecimiento a los Dres. J. L. Benedetto y P. Depetris quienes alentaron la publicación del trabajo, al Dr. E. Morel y al Geólogo M. Martínez por comentarios sobre diversos aspectos del mismo y a los Sres. árbitros por sus críticas y sugerencias al presente trabajo. CONICET y CONICOR brindaron el apoyo económico en las tareas de campo.

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Recibido: 6 de noviembre de 1995.
Aceptado: 14 de octubre de 1997.