ARTÍCULOS

Influencia de factores extrínsecos en la evolución de una planicie aluvial: sedimentología de la Formación Challacó en el Cerro Lotena, provincia del Neuquén, República Argentina.

 

Gonzalo Diego Veiga *

* Centro de Investigaciones Geológicas (UNLP-CONICET). Calle 1 N° 644, 1900 La Plata, República Argentina.

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Resumen

La Formación Challacó está representada en el ámbito del Cerro Lotena por una sucesión de más de 300 m de espesor, compuesta por conglomerados y areniscas conglomerádicas en la base que pasan a facies arenosas y fangolíticas hacia el tope. Para estos depósitos se definieron las principales facies sedimentarias y las asociaciones de facies, con el objeto de establecer su ambiente de acumulación.
En la sección basal, se identificó un ambiente de alta energía, caracterizado por el desarrollo de una planicie aluvial entrelazada gravosa, dominada por barras longitudinales en la base y por barras transversales hacia la parte más alta de la sección.
Por su parte, la sección superior está representada por dos términos (denominados miembro fino y miembro grueso) que caracterizan un sistema fluvial de carga mixta y alta sinuosidad relativa. El miembro fino está compuesto por tres asociaciones de facies que representan la acumulación en la planicie de inundación, en los albardones de los canales y en canales menores de descarga. El miembro grueso está compuesto por facies arenosas y corresponde a los canales principales del sistema, los que pueden presentar tendencia granodecreciente, producto de la migración lateral de los mismos, o macroformas de acreción lateral. Intercaladas con estos depósitos aparecen facies más gruesas que reflejan condiciones de mayor energía de un sistema entrelazado gravoso de discreto desarrollo vertical.
El desarrollo de una potente secuencia de conglomerados en la base, por sobre las facies de plataforma de la Formación Lajas representa un cambio paleogeográfico significativo vinculado principalmente con actividad tectónica en el área de la Dorsal de Huincul, que genera importante relieve y una tasa de creación de espacio de acomodación constante y de magnitud.
La transición a lo largo de toda la unidad, desde facies de alta energía en la base a baja energía hacia el techo, se correlaciona con un ascenso del nivel de base del sistema fluvial (transgresión), que permite la agradación de la planicie aluvial y el pasaje a un sistema de menor gradiente.
La presencia de dos secuencias menores en la parte superior de la unidad, evidenciadas por variaciones en la granulometría de los depósitos y por el grado de amalgamación de las facies de canal, se vincula con oscilaciones en el  nivel relativo del mar, el que se considera que actúa como nivel de base del sistema fluvial. De esta forma se reconocen tramos de la sucesión que representan diferentes condiciones de acumulación y que se correlacionan con los cortejos sedimentarios del esquema secuencial clásico.

Palabras clave: Sistemas Fluviales; Controles Extrínsecos; Nivel de Base; Jurásico; Cuenca Neuquina.

Extended abstract

The sedimentation of the Cuyo Group ends with the continental deposits of the Challacó Formation in the southern part of the Neuquén Basin. At the vicinity of Cerro Lotena, 50 km southeast of Zapala in central Neuquén (Fig. 1), this unit is more than 300 m thick, and it is mainly composed of conglomerates at the base (Fig. 2) and lenticular sand bodies intercalated with red and green mudstones at the top (Fig. 3).
These deposits were originally described as part of the Lotena Formation (Weaver, 1931), but this name is currently applied to marine sediments of the Loteniano-Chacayano Cycle, whereas the continental deposits at the top of the Cuyo Cycle, are characterized as Challacó Formation.
A detailed sedimentary section was measured. This section was drawn at 1:200 scale (Fig. 4). Sedimentary body architecture, facies and facies associations were defined in order to distinguish depositional environments. Finally, a stratigraphic scheme based on the identification of sequences and changes in the depositional conditions, was developed.
According to lithology and primary sedimentary structures, sixteen sedimentary facies were recognized (Table 1). These facies were identified with the classic code proposed by Miall (1977, 1978) with some modifications. Conglomerates are common in the lower part of the unit. Massive facies (Gm) is the most widespread identified, but also planar (Gp) and trough (Gt) cross-stratified conglomerates are present. Gravelly-sand facies are also important at the base of the Challacó Formation, specially those with planar and low angle cross-stratification (SGp, SGh/l) related to bidimensional and low relief subaqueous dunes. Trough cross bedded (SGt) and massive gravelly-sandstones (SGm) are also present. Sandstones and mudstones are common in the upper section. Planar, trough, inclined and low angle cross-stratified sandstones (Sp, St, Si, Sl) are present as channel deposits; massive, plane-bedded and ripple cross-laminated (Sm, Sh, Sr) facies are associated to massive and laminated mudstones (Fm, Fl) as overbank deposits.
The lower section of the Challacó Formation in the studied area is characterized by the presence of two facies associations which represent the development of a braidplain, dominated by tractional flows (Fig. 5). Facies Association 1 is composed of Gm facies and represents high flow-regime deposits of longitudinal bars. Facies Association 2 is characterized  by cross-bedded conglomerates (Gp, Gt) accumulated as transverse bars and minor channel-fills.
The upper section is integrated by finer sediments, mainly sandstones and mudstones. Six facies associations were identified (Fig. 6). Facies Association 1 represents the subaqueous accumulation of fine deposits in a floodplain. Associated with floods, levee (Facies Association 2) and crevasse channel deposits (Facies Association 3) are also present. These three associations were grouped into the “fine member” of a mixed-load high sinuosity river system. The “coarse member”, composed of sandy facies, is related to two different types of channel-fills: high sinuosity channels with the development of lateral accretion deposits (Facies Association 4) and less sinuous channels, with more tractional load, but with the presence of a fining-upwards trend that represents the lateral migration of the main channel. This mixed-load river system is interrupted by the occurrence of coarse-grained deposits (Facies Association 6) that represent higher flow conditions and the development of a braided river system of limited vertical extent.
The abrupt facies change between the marine Lajas Formation and the coarse-grained fluvial facies of the Challacó Formation, represents a remarkable paleogeographic change. The development of 150 m of coarse-grained proximal deposits also implies a constant and considerable accommodation rate, which can be related to tectonic inversion of normal faults and the development of an Intra-Bajocian unconformity in the “Huincul Arch” zone.
The transition from braided river deposits to a mixed-load, high sinuosity river system represents a gradual uplift and flattening of the base profile. This change is correlated with a base level rise associated to an important transgression.
Two sequences were recognized in the upper section. They show an erosional lower boundary with basal conglomeratic deposits (Facies Association 6) of a braided river system that grades upwards to a mixed-load high sinuosity river system with isolated channel sand-bodies and a considerable proportion of fine member facies. The sequences end with similar deposits, but with more amalgamated channel-fills and thin intercalations of overbank facies.
The oscillation of base level can be responsible of the above described pattern. If relative sea level is considered the base level of  the system, the portions of the sequences showing distinct accommodation conditions can be related to the Systems Tracts of the classic sequence stratigraphy framework. The Lowstand Systems Tract is characterized by coarse-grained deposits of Facies Association 6 that represent the steepening of the base profile during a base level fall. The basal erosion surface is interpreted as a sequence boundary. A Transgressive Systems Tract is defined for the middle portion, which is dominated by fluvial channel isolation. The high accommodation rate for the Transgressive Systems Tract was induced by a rapid sea level rise. Though it is quite difficult to define a maximum flooding surface in these continental deposits, the increase in coarse member deposits amalgamation suggests the transition from a Transgressive System Tract to a Highstand Systems Tract.

Key words: Fluvial Systems; Extrinsic Controls; Base Level; Jurassic; Neuquén Basin.

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INTRODUCCIÓN

La sedimentación del Grupo Cuyo (Jurásico inferior a medio) culmina, en el sector sudoriental de la Cuenca Neuquina, con los depósitos de la Formación Challacó (DeFerraríis, 1947). La misma aflora en las inmediaciones del Cerro Lotena con un potente registro integrado principalmente por conglomerados y areniscas conglomerádicas, con intercalaciones de fangolitas rojas hacia la parte superior, que caracterizan un ambiente de depositación continental. Esta sucesión se desarrolla por encima de las facies de plataforma de la Formación Lajas (Weaver, 1931) y es cubierta en discordancia por las pelitas de la Formación Vaca Muerta (Weaver, 1931). Este autor denominó Formación Lotena a los 300 metros de conglomerados y areniscas que aparecen por debajo de las pelitas del Tithoniano Formación Vaca Muerta).  La disposición de estos depósitos en el Cerro Lotena indica que las capas descriptas por Weaver (1931) como Formación Lotena integran un ciclo de sedimentación continuo junto con las Formaciones Los Molles (Weaver, 1931) y Lajas infrayacentes (Marchese, 1971; Dellapé et al., 1979) y que, por lo tanto, se corresponden con los depósitos continentales de la parte superior del Ciclo Cuyano. De esto se deduce que la Formación Challacó representa un equivalente de la Formación Lotena en el sentido litoestratigráfico propuesto originalmente por Weaver (1931).
Sin embargo, a partir de posteriores estudios (Gulisano et al., 1984; Leanza, 1985, 1990; Legarreta & Gulisano, 1989; Riccardi & Gulisano, 1990; Gulisano & Gutiérrez Pleimling, 1994; Zavala, 1996a, 1996b) se utilizó la denominación de Formación Lotena para caracterizar un conjunto litológico que representa otro ciclo de sedimentación (Loteniano-Chacayano), mientras que para los depósitos continentales de tope del Ciclo Cuyano (Gulisano et al., 1984; Mesosecuencia Cuyo de Legarreta & Gulisano, 1989; Subsintema Cuyo de Riccardi & Gulisano, 1990) se utilizó la denominación de Formación Challacó.
Por su parte, Suero (1951) denominó “Serie de Conglomerados” a los 300 metros que aparecen entre el Bajociano y el Tithoniano, los que asigna a un ambiente de depositación continental y los correlaciona con el estadio de máxima regresión iniciada con la depositación de la Formación Lajas. Debido a la ausencia de fósiles en este sector propone una edad Caloviano por correlación con estudios realizados en el sector del Arroyo Picún Leufú (Herrero Ducloux & Leanza, 1943). Más recientemente, Zavala (1996a; 1996b) incluye estos depósitos en las secuencias JC6 y JC7 de su esquema; y les asigna un ambiente de depositación continental, principalmente fluvial entrelazado correspondiente al Bajociano superior/ Bathoniano inferior a Bathoniano medio. Por su parte, Limeres (1996) en sus estudios en las inmediaciones del Cerro Granito reconoce dos secuencias que correlaciona con la Formación Challacó (C4-Bajociano superior-Bathoniano a Caloviano inferior- y C5-Caloviano inferior a medio-).
Este trabajo tiene por finalidad analizar en forma exhaustiva las facies sedimentarias y principales asociaciones de facies que constituyen la Formación Challacó en la región del Cerro Lotena, con el objeto de identificar los diferentes procesos que tuvieron lugar durante su acumulación y de esta forma elaborar un modelo conceptual de los sistemas depositacionales involucrados. Sobre esta base fue posible reconocer dos secciones, una inferior y otra superior, entre las cuales se evidencia un cambio importante en el registro sedimentario y por ende en el ambiente de acumulación. A partir de las variaciones en las condiciones de depositación, se propone un marco estratigráfico basado en la identificación de secuencias depositacionales que permitan la correlación de estos depósitos con otros afloramientos de la unidad. Asimismo se hacen consideraciones en cuanto a los posibles controles sobre el desarrollo de dichas secuencias.

ZONA DE ESTUDIO Y METODOLOGÍA

El sector estudiado está ubicado a unos 50 km al sudeste de la localidad de Zapala en el sector central de la provincia del Neuquén y forma parte de una estructura vinculada con la Dorsal de Huincul donde la Formación Challacó aparece en el flanco sur de un anticlinal de rumbo ENE-OSO con unos 315 m de potencia e inclinaciones que varían entre más de 80° en la base y unos 60° en la parte superior (Fig. 1).

Figura 1. Bosquejo geológico y localización del área de estudio.
Figure 1. Geologic map and location of the studied area.

La sección basal está compuesta por facies gruesas, principalmente conglomerados, areniscas conglomerádicas y en menor medida areniscas gruesas, las cuales se presentan formando cuerpos tabulares y continuos (Fig. 2); es -a su vez- notoria la total ausencia de niveles fangolíticos en la base de la unidad. Por su parte en los 150 m superiores, predominan las facies pelíticas de geometría tabular, junto a areniscas finas, las que se disponen en cuerpos menos potentes y de morfología lenticular (Fig. 3). También aparecen en la parte superior, litosomas gruesos aislados, compuestos por conglomerados o areniscas conglomerádicas que poseen características similares a los de la sección inferior.

Figura 2. Vista general de la sección inferior de la Formación Challacó en el Cerro Lotena.
Figure 2. General view of the lower section of the Challacó Formation in the Cerro Lotena area.

Figura 3. Sección superior de la Formación Challacó en el Cerro Lotena.
Figure 3. Upper section of Challacó Formation in the Cerro Lotena area.

Las tareas de campo consistieron en el relevamiento de un perfil sedimentológico de detalle (escala 1:100), ubicado en el sector sudoccidental del Cerro Lotena, en el que se realizó la descripción litológica y muestreo banco por banco. Igualmente se definieron las estructuras sedimentarias primarias, determinándose sus dimensiones y orientación, la geometría de los cuerpos sedimentarios (Spalletti, 1987) y la naturaleza de las discontinuidades que los limitan. Este estudio se complementó con observaciones en las inmediaciones del Cerro Granito, ubicado al noreste de la sección estudiada, y en el sector conocido como Rincón del Águila, ubicado al norte. Dichas observaciones permitieron considerar a la sección relevada como representativa de la depositación de la Formación Challacó en esta área.
Sobre la base de esta información se confeccionó una sección columnar escala 1:200 (Fig. 4), se definieron las facies sedimentarias y las asociaciones de facies a partir de su relación vertical y lateral, al igual que las principales tendencias verticales de tamaño de grano y espesor de los estratos. Posteriormente, y sobre la base de las variaciones en las condiciones de depositación, se analizó la evolución del sistema fluvial, jerarquizando los principales factores que controlaron la depositación de esta unidad.

Figura 4. Sección vertical de la Formación Challacó, facies sedimentarias y asociaciones de facies.
Figure 4. Vertical section of Challacó Formation in Cerro Lotena. Sedimentary facies and facies associations.

FACIES SEDIMENTARIAS

Se describieron las facies sedimentarias en función de la litología y las estructuras sedimentarias primarias, utilizando el clásico código propuesto por Miall (1977, 1978), el cual fue levemente modificado (Spalletti, 1994). La distribución de las facies se observa en la figura 4, y en la tabla 1 se sintetizan las características sobresalientes y los principales procesos a partir de los cuales se originaron.

Tabla 1. Facies sedimentarias de la Formación Challacó en el Cerro Lotena. Código de facies tomado de Miall (1978). Facies SG tomadas de Spalletti (1994).
Table 1. Sedimentary facies of the Challacó Formation. Facies code from Miall (1978). SG facies from Spalletti (1994).

Conglomerados.
Los conglomerados son muy comunes a lo largo de toda la sección inferior y se disponen principalmente en la base de cuerpos de hasta 10 m de espesor. Sin embargo pueden aparecer también como intercalaciones de menores dimensiones entre los depósitos más finos en la parte superior de la unidad.
En general, la textura es clasto sostén, con una proporción variable de matriz arenosa gruesa a sabulítica que puede ser significativa. Los clastos son redondeados a subredondeados, de 3 a 5 cm de diámetro, aunque es frecuente la presencia de algunos de hasta 20 cm. La selección es buena, y en ocasiones se incrementa hacia la parte superior de los bancos, lo cual va acompañado de una disminución en la granulometría de los clastos.
Se reconocieron tres facies conglomerádicas: macizas (Gm), con estratificación entrecruzada planar (Gp) y con estratificación entrecruzada en artesa (Gt).
Los conglomerados macizos (Gm) son los más abundantes en toda la sección. No presentan estructuras primarias, salvo esporádica imbricación de los ejes mayores de los clastos. Se disponen en niveles tabulares, muy continuos, de hasta 4 m de potencia. La base de estos depósitos es en general plana o levemente irregular y puede presentar evidencias de erosión. En algunos niveles se  registra  una  tendencia granodecreciente en  las capas macizas y el límite superior puede ser transicional a facies más finas igualmente macizas o con estratificación horizontal. Esta facies se atribuye al desarrollo de barras gravosas longitudinales (Williams & Rust, 1969; Smith, 1974; Rust, 1978; Ramos et al., 1986; Billi et al., 1989) o a súbita depositación en condiciones de alto régimen de flujo por corrientes de poca profundidad y alta descarga (Rust, 1972; Ramos & Sopeña, 1983).
Los conglomerados con estratificación entrecruzada planar (Gp)  son los más abundantes dentro de las facies entrecruzadas y aparecen como unidades tabulares y muy continuas de hasta 2 m de espesor. Generalmente consisten en sets entrecruzados asociados a facies macizas y cuyas capas frontales pueden ser levemente tangenciales en la base. Los clastos mayores se disponen en la base de las capas, definiendo una tendencia granodecreciente (en algunas oportunidades presentan difusa imbricación en el mismo sentido que la inclinación de las capas frontales). Estos conglomerados se asignan al desarrollo de barras transversales que representan condiciones de menor descarga y transporte que las barras longitudinales (Rust, 1972; Hein & Walker, 1977). La distribución de paleocorrientes es bastante uniforme para estos depósitos, con una dirección de transporte hacia el oeste. También se observa que en algunos cuerpos las capas frontales gravosas, alternan con capas de menor granulometría (arenisca gruesa a sabulita). Estas facies (Gp-Sp) representan condiciones de flujo alternantes, producidas por variaciones importantes en la descarga (Steel & Thompson, 1983; Rust, 1984; Ramos et al., 1986).
En menor medida aparecen conglomerados con estratificación entrecruzada en artesa (Gt), en cosets lenticulares de hasta 4 m de potencia. La base de estas unidades suele ser cóncava y erosional. Al igual que para los conglomerados con estratificación entrecruzada planar, pueden presentar tendencia granodecreciente en las capas frontales. Se asignan a barras subácueas tridimensionales desarrolladas en las porciones más profundas de los canales (Costello & Walker, 1972; Miall, 1978; Ramos et al., 1986).

Areniscas conglomerádicas.
Se caracterizan por presentar una abundante matriz arenosa gruesa en la que se distribuyen saltuariamente clastos psefíticos que no superan los 10 cm de diámetro y que en promedio varían entre 2 y 5 cm. Son muy frecuentes en la sección inferior y se vinculan genéticamente a los conglomerados anteriormente descriptos. Se reconocieron cuatro facies de areniscas conglomerádicas:
Las areniscas conglomerádicas con estratificación horizontal o entrecruzada de bajo ángulo (SGh/l) son las más abundantes. Se presentan como niveles de hasta 4 m de potencia, de geometría tabular y de gran continuidad lateral. La base puede ser neta y horizontal, aunque en ocasiones pasa transicionalmente desde conglomerados macizos. Representan la depositación bajo condiciones intermedias entre el desarrollo de dunas tridimensionales y de capa plana de alto régimen de flujo (Dam & Andreasen, 1990; Godin, 1991), y están asociadas a barras de muy poco relieve en flujos de elevada velocidad y poca profundidad.
En menor proporción aparecen areniscas conglomerádicas con estratificación entrecruzada planar (SGp), conformando sets muy tabulares y continuos de hasta 3 m de espesor, aunque los más comunes no superan 1,5 m. Aparecen agrupados en cosets muy potentes y de gran desarrollo longitudinal. Cuando la proporción de clastos psefíticos es grande, se observa mayor concentración sobre el plano de estratificación inferior, determinando una tendencia granodecreciente en las capas frontales. En general los límites de estas unidades son planos y muy continuos, sin que existan gradaciones a ningún otro tipo de facies. Al igual que para los conglomerados se asignan al desarrollo de barras transversales bidimensionales (Ramos et al., 1986).
Las areniscas conglomerádicas con estratificación entrecruzada en artesa (SGt) son mucho menos abundantes, aunque cuando aparecen constituyen niveles de importante desarrollo, que pueden superar los 5 m de potencia. En general la base de estos cuerpos corresponde a una superficie de discontinuidad cóncava y fuertemente erosional. Su geometría es marcadamente lenticular, pero su desarrollo lateral es igualmente significativo. En pocas ocasiones se observa la tendencia grano-decreciente en las capas frontales registrada en las demás facies entrecruzadas, ya que en general los clastos gruesos no son muy abundantes y aparecen dispersos en la matriz arenosa gruesa. Se vinculan al desarrollo de dunas tridimensionales areno-gravosas que representan el relleno de canales de mayor profundidad (Collinson, 1970).
Más esporádicamente aparecen areniscas conglo-merádicas macizas (SGm), principalmente asociadas con las facies conglomerádicas macizas. No presentan estructuras sedimentarias primarias y los clastos psefíticos aparecen dispersos en la matriz arenosa sin que se observe ningún tipo de gradación. Pueden pasar en forma transicional desde conglomerados macizos y representan la parte superior de barras longitudinales (Miall, 1978).

Areniscas.
Las  facies arenosas, representan una mínima proporción de las facies en la sección inferior. Sin embargo, dominan en la parte más alta del perfil, donde conforman cuerpos de geometría lenticular y hasta 10 m de potencia. Se trata de areniscas de grano grueso a medio, bien seleccionadas; en su mayor parte presentan estratificación horizontal, aunque igualmente se reconocieron facies entrecruzadas y en menor medida macizas.
En la sección inferior, vinculadas a la parte superior de los cuerpos conglomerádicos, predominan las areniscas con estratificación horizontal (Sh). En general la base es transicional, tanto desde facies conglomerádicas macizas como desde facies de areniscas conglomerádicas con estratificación horizontal, representando condiciones de depositación de alto régimen, asociadas al tope de las barras gravosas (Harms & Fahnestock, 1965). Esta facies también se presenta, en la sección superior, conformando cuerpos lenticulares de hasta 4 m de potencia con numerosas superficies de erosión internas, o como delgadas intercalaciones en los depósitos más finos. En este caso, representan condiciones de depositación de alto régimen vinculadas a corrientes de poca profundidad (en parte asociadas con desbordamientos) (Harms & Fahnestock, 1965; Plint, 1986).
Las areniscas con estratificación entrecruzada planar (Sp) igualmente aparecen intercaladas entre las facies conglomerádicas o en la parte superior de los cuerpos gruesos. Los sets entrecruzados no superan 1 m de potencia y su geometría es tabular. Debido a su ocurrencia más o menos aislada y a la poca variación en el espesor se considera que representan las caras de avalancha de barras transversales arenosas bidimensionales (Cant & Walker, 1978; Bluck, 1979).
También se reconocieron areniscas con estratificación entrecruzada en artesa (St), las que constituyen cuerpos de hasta 2 m de potencia. Los sets individuales no superan los 60 cm de espesor, su desarrollo lateral oscila entre 1 y 1,5 m. Se vinculan con el desarrollo de dunas arenosas subácueas tridimensionales, formadas en los sectores de mayor profundidad de los canales (Collinson, 1970).
Al igual que para las facies de areniscas conglomerádicas se reconoció una facies arenosa que presenta una estratificación entrecruzada de bajo ángulo (Sl). Ésta se encuentra con frecuencia en la base de cuerpos arenosos que aparecen en la sección superior, con espesores que difícilmente superan 1 m, y se observa que  pasan, hacia el tope, a facies con estratificación horizontal. Al igual que para las facies más gruesas se interpreta como producto de la depositación por corrientes de poca profundidad con el desarrollo de barras arenosas de escaso relieve (Dam & Andreasen, 1990; Godin, 1991).
Las areniscas macizas (Sm), aparecen como delgadas intercalaciones asociadas a las facies macizas más gruesas o como delgados niveles entre facies fangolíticas. La ausencia de estructuras podría estar vinculada con procesos de bioturbación y posterior meteorización de estas rocas, aunque cuando aparecen asociadas a depósitos psefiticos pueden constituir relictos de barras longitudinales (Miall, 1977; Ramos et al., 1986).
Entre a las facies con estratificación horizontal o macizas que se intercalan con los depósitos finos en el tope de la unidad se reconocieron delgados niveles de areniscas finas con incipiente laminación ondulítica (Sr), que representan la depositación en condiciones de bajo régimen de flujo en corrientes de muy poca profundidad.
También resulta evidente en la sección superior la presencia de facies conformadas por intercalaciones de areniscas finas y gruesas, en niveles tabulares de aproximadamente 20 cm, y que se desarrollan con una cierta inclinación con respecto a la base de la unidad (Si). Las capas son en general macizas, pero la disposición inclinada de las capas sugiere el desarrollo de superficies de acreción lateral en canales de alta sinuosidad (Plint, 1983; Plint & Browne, 1994).

Fangolitas.
Es característica para la sección superior la presencia de niveles compuestos por fangolitas rojas, verdes y castaño-amarillentas de importante desarrollo. Conforman cuerpos muy potentes y de geometría tabular, que en ocasiones intercalan con delgados niveles de areniscas finas con estratificación horizontal o macizas. Estas facies se encuentran ausentes en toda la sección inferior.
Las fangolitas macizas (Fm) son las más abundantes y se presentan como niveles tabulares que pueden alcanzar los 15 m de espesor. Muestran coloración rojiza muy característica y una ausencia total de estructuras primarias. Hacia la parte superior de los cuerpos que conforman, suelen pasar abruptamente a depósitos algo más limosos y de color verde pálido. A veces, también hacia el tope, se reconocen litosomas de menos de 1 m de espesor compuestos por fangolitas verdes y castaño-amarillentas que presentan una incipiente laminación paralela (Fl). Estos cuerpos pueden intercalar con depósitos arenosos finos, de poco espesor, compuestos principalmente por facies macizas. Usualmente se observa en las facies macizas una estructura en bloques subangulosos de hasta 10 cm de diámetro, característica del incipiente desarrollo de paleosuelos (Retallack, 1988).
Debido al pasaje transicional que suele existir entre las facies Fm y Fl se interpreta que ambas representan la depositación por decantación en un medio subácueo, bajo la influencia de intensa acción biológica que modificó sus estructuras primarias (Plint & Browne, 1994). 

ASOCIACIONES DE FACIES DE LA SECCIÓN INFERIOR

Como se indicara más arriba, la sección inferior está caracterizada por la textura gruesa de sus depósitos, predominantemente conglomerados y areniscas conglomerádicas, con menor proporción de areniscas gruesas.
En el sector estudiado la Formación Challacó se destaca por dos asociaciones de facies que conforman cuerpos de geometría diferente y que representan condiciones de flujo y depositación particulares. Sin embargo, ambas asociaciones están compuestas principalmente por facies conglomerádicas y se disponen en cuerpos tabulares, con una elevada relación ancho/espesor (Fig. 5).

 
Figura 5. Asociaciones de facies de la Sección Inferior de la Formación Challacó.
Figure 5. Facies Associations of the Lower Section of the Challacó Formation.

Asociación 1.
La asociación 1 se caracteriza por la abundancia relativa de facies gruesas macizas (Gm). En general constituye cuerpos muy tabulares y continuos, que se desarrollan sobre una superficie de discontinuidad plana, con poco relieve y escasas evidencias de erosión. Los cuerpos se inician con un conglomerado basal macizo, a veces con imbricación, que pasa transicionalmente a facies algo más finas macizas o con estratificación horizontal (SGm, SGh/l. En ocasiones los cuerpos culminan con un delgado nivel de areniscas gruesas con estratificación horizontal (Sh) o macizas (Sm). La potencia de estos cuerpos puede superar los 5 m y en algunos casos se amalgaman verticalmente. Esta asociación de facies se vincula al desarrollo de flujos de muy alto régimen, que generan barras longitudinales gravosas en un sistema entrelazado (Hein & Walker, 1977)

Asociación 2.
En la asociación de facies 2 predominan las estructuras entrecruzadas, principalmente planares y en menor medida en artesa, asociadas tanto a las facies gravosas (Gp, Gt) como a las de menor granulometría (SGt, SGp). Se asocian a ellas, conglomerados macizos (Gm), y facies areno-gravosas y arenosas con estratificación horizontal (SGh/l, Sh).
Se disponen en cuerpos de geometría lenticular, aunque la relación ancho/espesor es elevada al igual que para la asociación de facies 1. La base de los cuerpos es cóncava, con importante relieve, y de neto carácter erosional.
En la mayor parte de los casos, la base se encuentra conformada por un conglomerado macizo (Gm) o con estratificación entrecruzada planar (Gp), que hacia la parte superior pasa a depósitos más finos, igualmente entrecruzados (SGp, Sp), en una secuencia granodecreciente. Es común la presencia de cuerpos compuestos íntegramente por facies con estratificación entrecruzada en artesa (Gt, SGt), de geometría más lenticular que representan la migración de barras tridimensionales en las partes más profundas de los canales.
Los depósitos de la asociación 2 se habrían originado a partir de cursos de agua de mayor profundidad, con un más alto grado de canalización. La abundancia facies gruesas traccionales, atribuidas principalmente al desarrollo de barras transversales, y la presencia de depósitos asociados a relleno de canales más profundos, sumado a la alta relación ancho/espesor de los cuerpos y a la baja dispersión en las paleocorrientes, sugieren el desarrollo de un sistema de canales entrelazados gravosos.

MODELO PALEOAMBIENTAL PARA LA SECCIÓN SUPERIOR

Las asociaciones de facies presentes en la sección inferior, permiten proponer un modelo de ambiente fluvial proximal, caracterizado por el desarrollo de una planicie entrelazada de carga traccional principalmente gravosa, donde alternan dos tipos de eventos de características diferentes.
Por un lado, representados por la Asociación de Facies 1, se reconocen depósitos que representan el desarrollo de flujos de alto régimen, compuestos principalmente por facies conglomerádicas macizas (Gm) atribuidas a barras longitudinales, activas durante las etapas de mayor descarga y alto régimen de flujo.
Por otro, la Asociación de Facies 2 representa un sistema entrelazado de menor régimen de flujo (Massari, 1983; Hein & Walker, 1977) con dominio de barras transversales y facies entrecruzadas en artesa que se presentan como el relleno de canales de mayor profundidad desarrollados entre las barras (Ramos et al., 1986).
Si bien estas dos asociaciones de facies se intercalan en toda la sección inferior de la Formación Challacó es posible reconocer el predominio de la Asociación de Facies 1 en la parte más baja de la unidad, y un pasaje gradual hacia el tope de esta sección a depósitos representados por la Asociación de Facies 2.

ASOCIACIONES DE FACIES DE LA SECCIÓN SUPERIOR

A diferencia de lo que sucede en la base de la unidad, la sección superior se caracteriza por la importante proporción de facies fangolíticas y arenosas finas. Las facies arenosas se disponen en cuerpos lenticulares, de hasta 10 m de potencia. Estas características indican un cambio en el ambiente de sedimentación con respecto a la sección inferior. Sin embargo aparecen intercalados entre las facies finas, depósitos más gruesos (facies G y SG) similares a los que predominan en la base de la unidad, pero de menor desarrollo.
Existe una gran variedad de facies sedimentarias en la sección superior de la Formación Challacó, las que han sido agrupadas en seis asociaciones de facies (Fig. 6).

Figura 6. Asociaciones de facies de la Sección Superior de la Formación Challacó.
Figure 6. Facies Associations of the Upper Section of the Challacó Formation.

Asociación 1.
Esta asociación resulta  muy importante a lo largo de toda la sección superior. Está compuesta por fangolitas macizas (Fm) de color rojo que hacia la parte superior pueden presentar laminación paralela (Fl) y colores verde pálido a castaño-amarillento. Conforman cuerpos muy continuos y tabulares, los cuales pueden aparecer como intercalaciones de menos de 1 m de espesor entre los depósitos asociados a los canales menores, o como potentes bancos que se superponen alcanzando más de 15 m de espesor.
Debido a la ausencia casi total de estructuras y a los procesos de alteración que sufrieron estas rocas es muy difícil asociarlos con un ambiente de depositación particular. Sin embargo, cuando muestran potentes espesores y se observa que pasan transicionalmente desde facies maciza a facies con laminación paralela, se asignan a procesos predominantes de decantación subácuea en la planicie de inundación, con importante acción biológica que modificó las estructuras mecánicas originales.

Asociación 2.
Está  constituida por una alternancia de depósitos arenosos muy finos, macizos (Sm) o con estratificación entrecruzada (Sp) y de fangolitas verdes y castaño-amarillentas con laminación paralela (Fl) y macizas (Fm). En ocasiones los bancos arenosos macizos alternan con facies  igualmente arenosas pero de granulometría menor. La potencia de estos depósitos puede alcanzar los 2 m, la geometría externa es tabular a la escala de los afloramientos y es común la superposición vertical de estos ciclos determinando espesores que pueden superar los 6 m.
Los depósitos de esta asociación se atribuyen a flujos de desbordamiento no canalizados, de poca profundidad y de alta carga detrítica, que representarían la depositación vinculada a un albardón o al banco acrecionario interior (Plint, 1983; Spalletti, 1994).

Asociación 3.
Esta asociación se encuentra casi exclusivamente compuesta por facies arenosas con estratificación horizontal (Sh) y en menor proporción por facies con estratificación ondulítica (Sr) y entrecruzada planar (Sp). Se presenta como cuerpos de geometría lenticular de hasta 2 m de potencia. La base suele ser plana, a veces cóncava, con evidencias de erosión.
Estos depósitos se habrían formado a partir de flujos canalizados, de alto régimen, vinculados con el desarrollo de canales menores de descarga del canal principal (“crevasses”), producto de eventos de desbordamiento (Clemente & Pérez-Arlucea, 1993; Spalletti, 1994). En ocasiones los depósitos se desarrollan por encima de facies arenosas muy finas, macizas y bioturbadas, lo que sugiere que estos canales de descarga erosionan sedimentos pertenecientes a lóbulos de explayamiento (“crevasse splays”) desarrollados con ligera anterioridad (Elliott, 1974; Clemente y Pérez-Arlucea, 1993).

Asociación 4.
Esta asociación se encuentra caracterizada por el desarrollo de cuerpos lenticulares, de hasta 6 m de potencia y de unos 200 m de extensión lateral, compuestos por facies arenosas finas a muy finas, macizas, en capas alternantes y que presentan estratificación inclinada con respecto a los límites de los cuerpos que conforman (Thomas et al., 1987). La base de estos depósitos puede ser cóncava y algo erosional. La  Asociación de facies 4 se vincula con el desarrollo de superficies de acreción lateral desarrolladas en barras de punta de los márgenes convexos de canales de mayor sinuosidad. La granulometría fina de estos depósitos revela una más elevada carga en suspensión de estos flujos (Plint & Browne, 1994).

Asociación 5.
Se caracteriza por la presencia de facies arenosas y en menor medida areno-gravosas con estratificación entrecruzada planar (Sp, SGp) y en artesa (St, SGt), junto a facies de areniscas con estratificación horizontal (Sh) en el techo o de areniscas conglomerádicas con estratificación horizontal o entrecruzada de bajo ángulo (SGh/l) en la base. Se trata de cuerpos de geometría lenticular, de 100 a 200 m de extensión lateral en los afloramientos y hasta 10 m de potencia, con base marcadamente cóncava y erosional, en los que es común la tendencia granodecreciente. Las facies entrecruzadas presentan una distribución de paleocorrientes similar a la de la sección inferior, con orientación preferencial hacia el OSO.
La abundancia de depósitos asociados al desarrollo de megaóndulas bidimensionales y tridimensionales, la dispersión de paleocorrientes y la tendencia granodecreciente que se vincula con procesos de migración lateral de los cursos permite atribuir estos depósitos a canales arenosos, de sinuosidad relativamente alta, pero que no desarrollan estructuras de acreción lateral hacia sus márgenes convexos.

Asociación 6
Esta asociación de facies se presenta como litosomas aislados, de gran continuidad lateral pero restringido desarrollo vertical, intercalados entre los depósitos arenosos y pelíticos que dominan la sección superior de la unidad en este sector. Está  constituida por facies gravosas macizas (Gm) o entrecruzadas (Gp) que pasan en secuencia granodecreciente a facies de areniscas conglomerádicas con estratificación horizontal (SGh/l) o con estructuras entrecruzadas tanto en artesa (SGt) como planar (SGp). Esta secuencia puede rematar en un nivel compuesto por areniscas con estratificación horizontal (Sh) o presentar igualmente delgadas intercalaciones compuestas por esta facies. Conforma cuerpos de geometría marcadamente tabular, de hasta 10 m de potencia y dispuestos sobre una superficie basal horizontal, con evidencias de erosión.
La Asociación 6, representa condiciones de flujo similares a las de la sección inferior, vinculadas con el desarrollo de una planicie aluvial caracterizada por el desarrollo de canales entrelazados (de baja sinuosidad) y carga de lecho compuesta por gravas, donde se destacan el desarrollo de barras transversales y longitudinales (Hein & Walker, 1977; Ramos et al., 1986) y depósitos de relleno de canal.

MODELO PALEOAMBIENTAL PARA LA SECCIÓN SUPERIOR

La sección superior de la Formación Challacó en el sector estudiado está caracterizada por la presencia de dos términos, bien definidos y representados por diferentes asociaciones de facies. Estos términos han sido reconocidos por varios autores (Allen, 1965; Leeder, 1973; Collinson, 1978); y representan la depositación en un sistema fluvial de carga mixta (traccional-suspensivo), constituido por canales arenosos de alta sinuosidad relativa (meandrosos) que se desarrollan en una amplia planicie de inundación fangosa. Collinson (1986) denomina a estas asociaciones mayores miembro grueso y miembro fino, de acuerdo con la granulometría predominante de las facies que los constituyen; representando el primero la depositación en los canales principales del sistema fluvial y el segundo la depositación en la planicie de inundación a partir de fenómenos de desbordamiento.
El miembro fino abarca los depósitos de menor granulometría y está compuesto fundamentalmente por fangolitas macizas y laminadas que integran la asociación de facies 1. Estos depósitos se originan por decantación y de acuerdo a los potentes espesores que presentan, a la baja proporción de paleosuelos y al pasaje transicional de facies macizas a facies laminadas, se considera que la decantación se habría producido en un medio subácueo, representado por cuerpos de agua de poca profundidad pero permanentes, que impiden la exposición subaérea de los depósitos finos y que permiten la acumulación de importantes volúmenes de sedimentos (Plint & Browne, 1994).
También vinculados con el miembro fino se reconocieron depósitos compuestos por la alternancia de areniscas finas y pelitas (asociación de facies 2) atribuidos a un albardón o al banco acrecionario interior. Estos depósitos se presentan por encima de la secuencias arenosas de canal principal y están también vinculados con episodios de desbordamiento.
En menor proporción, se reconocieron cuerpos arenosos menores (asociación de facies 3) que representan canales de descarga de los canales principales. Si bien estos cuerpos son producto de la depositación en canales fluviales, debido a sus dimensiones y a la estrecha relación que guardan con los depósitos de menor granulometría se los considera dentro del miembro fino. En ocasiones, se observa que estos depósitos aparecen por encima de areniscas muy finas, macizas, que podrían representar los sedimentos de un lóbulo de explayamiento previo, generándose una secuencia granocreciente de progradación crevasse splay-crevasse (Clemente & Pérez-Arlucea, 1993)
Por su parte, los depósitos que constituyen el miembro grueso, corresponden a los canales principales de este sistema fluvial. Dos tipos diferentes de canales se identifican en la sección superior de la Formación Challacó, de acuerdo con la geometría de los cuerpos y con las asociaciones de facies presentes. Un primer tipo de canales está caracterizado por la Asociación de Facies 4, y representa el desarrollo de cursos de alta sinuosidad relativa, en los que se produjo la acreción lateral de barras de punta en los márgenes convexos de los meandros. Por su parte, la Asociación de Facies 5 refleja otro tipo de canales, con secuencias granodecrecientes originadas por la migración lateral de los cursos,  pero sin preservación de estructuras de acreción lateral debidas a la migración de barras de punta.
Sin embargo, este sistema fluvial de carga mixta (traccional-suspensivo), de carga de lecho arenosa y de alta sinuosidad, no es representativo del miembro grueso en  toda la sección superior. En tal sentido, aparecen intercalaciones de mayor granulometría (Asociación de Facies 6) que se interpretan como barras longitudinales y transversales de una planicie entrelazada. Esto representa un cambio considerable en el ambiente de depositación e implica un aumento importante en la cantidad de sedimentos depositados en relación con el espacio disponible para la depositación.

CONTROLES EN LA DEPOSITACIÓN Y ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL

Para el conjunto de la Formación Challacó en el sector estudiado se han reconocido tres secuencias depositacionales, las que han podido ser vinculadas con controles tanto tectónicos como eustáticos. Las mismas se ilustran en la figura 7, donde además se puede observar la distribución interna de las facies para cada una de las secuencias.

Figura 7. Esquema de las secuencias reconocidas en la Formación Challacó, distribucón de facies y principales controles.
Figure 7. Scheme of the sequences recognized in the Challacó Formation, facies distribution and main controls.

El desarrollo de una importante secuencia de depósitos continentales proximales, de más de 150 metros de potencia, por sobre las facies de plataforma de la Formación Lajas, representa un cambio paleogeográfico significativo en la evolución del Ciclo Cuyano en este sector de la cuenca.  Diversos factores podrían haber controlado esta disposición, como una importante caída del nivel de base de los ríos, que origina un desplazamiento de magnitud de las facies hacia el interior de la cuenca, o la actividad tectónica en este sector, que genere una redistribución paleogeográfica y un incremento en la cantidad de material que ingresa al sistema.
Hallam (1991) elabora una curva del nivel relativo del mar para el Jurásico andino y observa que para el Bajociano-Bathoniano, se dan notorias divergencias respecto de la curva eustática clásica (Haq et al., 1987), con una caída importante que dicho autor correlaciona con un evento tectónico regional.
Diversos autores proponen la existencia de una discontinuidad Intrabajociana, sobre la base de distintas evidencias. Limeres (1996) en el sector del Cerro Granito, observa una discordancia angular entre los depósitos de la Formación Lajas y los conglomerados de la sección basal de la Formación Challacó, que interpreta como producto de actividad tectónica a lo largo de la Dorsal de Huincul, la cual se habría encontrado activa durante la depositación del Grupo Cuyo. Si bien en los afloramientos del Cerro Lotena no se registra angularidad entre ambas unidades, esta discontinuidad puede ser correlacionada con el cambio observado en la base de la Formación Challacó.
Por su parte, Zavala (1996a, 1996b) considera igualmente la existencia de esta discontinuidad, ubicándola entre las Formaciones Lajas y Challacó en el área del presente estudio y dentro de las facies asignadas a la Formación Lajas en los afloramientos más occidentales del Grupo Cuyo (Sierra de Chacaico, Cerro Lohan Mahuida).
En su análisis estructural de la Cuenca Neuquina, Vergani et al. (1995) consideran que durante el Caloviano se produce una etapa de inversión tectónica de las fallas extensionales que originaron los primeros depocentros de la cuenca. Este hecho genera un importante cambio paleogeográfico cuyo exponente más importante es el desarrollo de la Dorsal de Huincul. Dichos autores ubican la respectiva discontinuidad en la base del Caloviano, debido a que consideran a los depósitos gruesos continentales que estos procesos generan como la parte basal de la Formación Lotena, ubicándolos tanto hacia el norte como hacia el sur del área de influencia de la dorsal. Sin embargo, si consideramos que dichos depósitos continentales no representan la Formación Lotena (en el sentido actual del término litoestratigráfico) sino que corresponden a la parte superior del Grupo Cuyo en otras localidades (Formación Challacó), esta discontinuidad no correspondería a los clásicos movimientos Intracalovianos que separan el Ciclo Cuyano del Loteniano-Chacayano, sino que representarían variaciones importantes dentro del propio Ciclo Cuyano.
Por consiguiente, es factible considerar que el drástico cambio en las condiciones de acumulación y la generación de espacio de acomodación constante y de magnitud, observado en la base de la unidad estudiada, pueda estar relacionado con actividad tectónica en el área de la dorsal, y por ende con el desarrollo de un relieve importante labrado sobre los depósitos de la Formación Lajas.
La transición gradual que se registra dentro de la sección inferior entre un sistema entrelazado gravoso de elevada energía, dominado por el desarrollo de barras longitudinales a uno que representa condiciones de menor energía y gradiente (caracterizado por barras transversales y canales) y más tarde a un sistema de carga mixta y mayor sinuosidad (sección superior) implica una disminución significativa en la energía del sistema fluvial. Sobre la base del concepto de perfil de base propuesto por Quirk (1996), este cambio representa el ascenso gradual de este perfil (que permite la agradación por parte del sistema fluvial) y simultáneamente la disminución en su pendiente, con la consiguiente transición a un sistema de menor energía y mayor sinuosidad. Si consideramos los factores que ocasionan esta variación, sólamente un ascenso del nivel de base de los ríos (nivel hacia el cual grada el sistema fluvial en su conjunto) podría generar simultáneamente el ascenso del perfil de base y a su vez una disminución en la pendiente del mismo. A partir de la correlación del nivel de base del sistema con el nivel relativo del mar, se puede considerar que este cambio en las condiciones de depositación a lo largo de todo el espesor de la Formación Challacó se vincula con el ascenso gradual del nivel relativo del mar; con el desarrollo de un cortejo con características retrogradantes (Fig.7).
El registro de la sección superior no es continuo, ya que es posible definir para los últimos 150 metros, dos secuencias de menor magnitud. Las mismas, se inician con depósitos conglomerádicos de un sistema entrelazado gravoso que pasan a facies de un sistema de carga mixta y alta sinuosidad, dominado por facies finas de planicie de inundación y con depósitos de canal aislados y con bajo grado de amalgamación. Las secuencias culminan con depósitos de un ambiente similar pero con mayor proporción de depósitos del miembro grueso y con elevado grado de interconexión (Fig. 7)
Sobre la base de las variaciones en las condiciones de acumulación es posible considerar que estas secuencias se encuentran, en mayor medida, controladas por ciclos de ascenso y descenso del nivel de base del sistema fluvial (Olsen et al., 1993, Quirk, 1996). Al considerar al nivel relativo del mar como nivel de base del sistema, los distintos tramos de las secuencias, caracterizadas por diferentes condiciones de acomodación, se pueden correlacionar con los cortejos sedimentarios del esquema secuencial clásico (Shanley & McCabe, 1994). De esta forma, el límite inferior de las secuencias se interpreta como un límite de secuencia, originado por una caída importante del nivel relativo del mar, mientras que los conglomerados de la porción basal se vinculan con el desarrollo de un cortejo de nivel bajo (Fig. 8), caracterizado por un aumento importante en la pendiente del perfil de base que se evidencia en el desarrollo de un sistema fluvial de mayor gradiente (Aitken & Flint, 1995). Por su parte el tramo heterolítico con predominio de facies de planicie de inundación representa una importante tasa de agradación del sistema, vinculada con el ascenso del nivel de base y con el desarrollo de un cortejo transgresivo (Wright & Marriott, 1993; Shanley & McCabe, 1994). La porción superior de las secuencias, con mayor proporción de depósitos de canal y con alto grado de amalgamación y desarrollo lateral, representa una disminución  en la pendiente del perfil de base y en la acomodación. Estas condiciones se correlacionan con la disminución en la tasa de ascenso del nivel de base o la progradación de la línea de costa durante los estadíos de nivel relativo del mar alto, con el consiguiente desarrollo de un cortejo de nivel alto (Fig. 8). La mayor influencia de factores locales (intrínsecos) en la acumulación de sucesiones continentales no permite el desarrollo de parasecuencias o la diferenciación de superficies transgresivas o de máxima inundación marina (Aitken & Flint, 1995). Sin embargo, sobre la base de las variaciones en la arquitectura de los depósitos y en los cambios en la acomodación, es posible diferenciar una zona de máxima inundación, que permita separar el cortejo transgresivo del cortejo de nivel alto.

Figura 8. Evolución del perfil de base del sistema fluvial para las secuencias reconocidas en la sección superior de la Formación Challacó y su relación con los cambios en el nivel relativo del mar.
Figure 8. Base profile evolution for the sequences recognized in the upper section of the Challacó Formation and relation to relative sea level fluctuaions.

En consecuencia, se puede definir para la acumulación de los depósitos de la Formación Challacó un mayor control tectónico para la sección inferior, promovido por la inversión tectónica en el área de la Dorsal de Huincul. Gradualmente, y debido a un ascenso relativo del nivel del mar, se registra la transición a un sistema de menor energía y mayor sinuosidad, mientras que el desarrollo de la sección superior se encuentra controlado principalmente por variaciones en el nivel de base del sistema fluvial.

CONCLUSIONES

Para los depósitos de la Formación Challacó en el sector del Cerro Lotena, sobre la base de las asociaciones de facies presentes, se reconocieron dos secciones que representan diferentes condiciones de depositación en un ambiente continental.
La sección inferior está caracterizada por la presencia de facies gruesas, principalmente conglomerádicas, depositadas en una planicie aluvial dominada por el desarrollo de canales entrelazados, con carga de lecho gravosa. La sedimentación por parte de estos canales está representada por el desarrollo de barras longitudinales y transversales y por el desarrollo de canales que cortan estos depósitos y que se generan a medida que los canales van cambiando de posición dentro de la planicie aluvial.
Por su parte la sección superior está caracterizada por facies arenosas y pelíticas que representan la depositación por parte de un sistema fluvial de carga mixta (traccional-suspensivo) y mayor sinuosidad. Este sistema se caracteriza por el desarrollo de canales principalmente arenosos (miembro grueso) que se relacionan lateral y verticalmente con facies finas de planicie de inundación (miembro fino).
La presencia de un cambio tan marcado en la depositación está vinculado a distintos factores que afectan la evolución de este sistema fluvial. El desarrollo de una importante sección gruesa en la base estaría relacionada con una importante tasa de subsidencia, tal vez de características locales, generada a partir de la reactivación de estructuras vinculadas con la Dorsal Neuquina.
El desarrollo de un sistema fluvial de carga mixta y alta sinuosidad, intercalado con facies gruesas que representan una planicie aluvial entrelazada, y que caracteriza la sección superior, podría estar controlado por variaciones en el nivel de base del sistema fluvial (nivel relativo del mar). De esta forma se desarrollarían facies más proximales y de mayor energía durante los estadios de nivel bajo; facies heterolíticas con importante tasa de agradación del sistema y canales aislados dentro de la planicie de inundación durante las etapas transgresivas y un sistema similar pero con mayor grado de amalgamación de los canales (menor tasa de agradación de la planicie aluvial) durante los estadios de nivel relativo del mar alto.

Agradecimientos

Al Lic. Ernesto Schwarz por su colaboración en las tareas de campaña, al Dr. Juan Franzese por la discusión de los aspectos tectónicos y regionales, al Dr. Luis Spalletti por su constante apoyo y por la discusión de los conceptos vertidos en el presente trabajo y a los Dres. E. Bellosi y R. Scasso y al Lic. A. Hechem, árbitros de este trabajo, por sus sugerencias que permitieron mejorar el manuscrito original. 

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Recibido: 8 de agosto de 1997.
Aceptado: 14 de octubre de 1997.