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Revista de la Asociación Argentina de Sedimentología

Print version ISSN 1853-6360

Rev. Asoc. Argent. Sedimentol. vol.6 no.1-2 La Plata Dec. 1999

 

ARTÍCULOS

Sedimentología, paleoambiente y procedencia de la Formación Pavón (Ordovícico) del Bloque de San Rafael, Mendoza.

 

Marcelo Manassero *, Carlos Cingolani * +, Alfredo Cuerda + y Paulina Abre *

* CIG-UNLP-CONICET. Calle 1 Nº 644, 1900 La Plata, Buenos Aires, República Argentina.(manasser@cig.museo.unlp.edu.ar)
+ Departamento Científico de Geología, Museo de La Plata, UNLP. Paseo del Bosque s/n, 1900 La Plata, Buenos Aires, República Argentina.


Resumen

En este trabajo se describen las características sedimentológicas de la Formación Pavón (Ordovícico) de 700 m de espesor aproximado, aflorante en la región central del Bloque de San Rafael. Esta unidad siliciclástica posee atributos sedimentarios característicos como: facies arenosas dominantes bien seleccionadas, estratificación tabular continua con contactos netos, abundantes graptolitos en las facies más finas. Por otra parte son escasos los calcos de flujo y carga en la base de los estratos, los rasgos canaliformes y las estructuras de deformación sindepositacionales. Todos estos elementos sugieren la presencia de flujos gravitatorios en un ambiente marino relativamente profundo. Los análisis petrográficos y geoquímicos de areniscas, y los datos de paleocorrientes sugieren una procedencia cortical a partir de un bloque continental y/o un orógeno reciclado, ubicado al este de la zona de estudio. Además, el desarrollo de clivaje, recristalización silícea y grado de cristalinidad de la illita muestran condiciones diagenéticas de soterramiento profundo. El modelo sedimentario propuesto para esta unidad es el de flujos gravitatorios arenosos en una plataforma submarina cercana a un basamento granítico costero que aportó grandes volúmenes de arena a la cuenca.

Palabras clave: Ordovícico; Bloque de San Rafael; Flujos gravitatorios arenosos; Procedencia cortical; Anquimetamorfismo.

Extended abstract

The San Rafael Block lies in west-central Mendoza, and has SSE-NNW structural trends in the southern continuation of the Precordillera (Fig. 1a). To the North and South it is bounded by the Cuyo and Neuquén oil-rich basins, respectively. To the East, the San Rafael Block passes into the Pampean Plains vanishing under the back arc volcanics and modern sedimentary cover; to the West, the boundary is defined by the Frontal Cordillera. Previous studies on the Pavón Formation with respect to regional stratigraphy and structure were carried out recently by the research group (Cuerda & Cingolani, 1998; Cuerda, Cingolani & Manassero, 1998, 1999). The study area comprises the eastern sector of the Cerro Bola close to the main locality of San Rafael within the Mendoza Province (Figs.1b and 1c). This paper gives a bed-by-bed description of the siliciclastic sandy facies of the Pavón Formation (Fig. 1b) with a total thickness of 700 m. It crops out in the central region of the San Rafael Block, and is intruded by rhyolites of the Gondwanic Magmatic Association of Permian-Triassic age (Fig. 2). It also shows a rich graptolite fauna within the black shales and siltstones. The age of the Pavón Formation is Early Caradoc based on the presence of the Climacograptus bicornis Biozone. The following sedimentological features have been recognized within the Pavón Formation: good sorting, sand dominated facies, regular tabular bedding with sharp contacts and abundant graptolites in fine sediments; on the other hand, there are scarce flow and load casts at the base of the beds, and also scarce channels and syndepositional deformation structures (Figs. 3, 4, 5 and 7). All these sedimentological features suggest gravity flows in a relatively deep marine sedimentary environment. Petrographical and geochemical analysis of sandstones (Figs. 9, 10 and 11), and paleocurrent data point to a recycled orogen and/or continental block as a source area to the east of the study region. The development of cleavage, siliceous recrystallization and illite cristallinity data suggest deep burial diagenetic conditions. The proposed depositional model for this unit is that of a turbidite sand–rich ramp (Fig. 12) with the source area located in the region of Ponon Trehue (Fig. 1b). This source area is interpreted to be a relative narrow shelf between an ocean and a granitoid basement quite close to the coast, where substancial volumes of sand were produced.

Key words: Ordovician; San Rafael Block; Sandy gravity flows; Cortical provenance; Anchimetamorfism.


 

INTRODUCCIÓN Y ANTECEDENTES

Se dan a conocer los resultados de estudios sedimentológicos realizados en la Formación Pavón, que complementan investigaciones anteriores (Cuerda et al., 1998, Cingolani et al., 1999) sobre bio-litoestratigrafía y estructura en la región del Bloque de San Rafael, a los que se remite al lector para mayores antecedentes. La región bajo estudio, comprende el sector oriental del cerro Bola, situado al sur del río Diamante y a unos 7 km al SE de la localidad de 25 de Mayo, Departamento San Rafael, Mendoza (68º 30’ LO y 34º 35’ LS). Pertenece al relevamiento de la Hoja Geológica 27c-Cerro Diamante (Dessanti, 1956), constituyendo así, parte del denominado pre-Carbonífero del sector central del Bloque de San Rafael (Figs. 1a y 1b).


Figura 1
. a) El Bloque de San Rafael en la provincia de Mendoza. b) Distribución de los afloramientos pre-carboníferos en el Bloque de San Rafael y ubicación de la zona de estudio. c) Geología de la zona del Cerro Bola y secciones relevadas.
Figure 1. a) The San Rafael block in the Mendoza province. b) Outcrop distribution of pre-carboniferous beds within the San Rafael Block and location of the study area. c) Geology of Cerro Bola area and studied sections.

La sucesión estratigráfica aquí estudiada fue originalmente incluída dentro de la “Serie de la Horqueta” (Dessanti, 1945, 1956) o Formación La Horqueta (González Díaz, 1981), o como parte del “Grupo de Estratos del Arroyo Pavón” (Holmberg, 1948). También, identificada por Marquat & Menéndez (1985) como “Lutitas del Cerro Bola”. Sobre la base de los mencionados antecedentes, Cuerda & Cingolani (1998) propusieron la denominación de Formación Pavón (nom.subst.) para la unidad que nos ocupa, adecuando la nomenclatura a las recomendaciones del Código Argentino de Estratigrafía (1992). El objetivo de este trabajo es dar a conocer los resultados del análisis sedimentológico integral, caracterización de las áreas de aporte y ambientes tectónicos de depositación, a partir de la petrografía y geoquímica sedimentaria y posterior interpretación paleoambiental de la Formación Pavón (Ordovícico superior).

ESTRATIGRAFÍA Y ESTRUCTURA

La Formación Pavón integra en esta región una faja de dirección NO-SE de 3,5 km de largo y un ancho máximo de 1,2 km. Al sur del arroyo Seco Pavón, su continuidad se interrumpe, pero reaparece en dirección sur en un conjunto de afloramientos más dispersos (Fig. 1c). Sin base ni techo expuestos, la Formación Pavón comprende a un conjunto alternante de psamitas macizas (wackes y arenitas cuarzo-feldespáticas) con limolitas y pelitas subordinadas de tonalidades grises, verdes y rojas por pigmentación férrica. Es común, además, la presencia de sulfuros de hierro (pirita) en toda la unidad. Los espesores de los bancos de areniscas varían entre 0,20 a más de 2 m. Diques y filones capa de intrusivos riolíticos de 2 a 3 m de espesor y venas delgadas de cuarzo hidrotermal son comunes en los perfiles examinados. La graptofauna localizada originalmente por Marquat & Menéndez (1985) en los niveles de pelitas negras en las inmediaciones de los Baños del Cerro Bola, fue ampliada posteriormente por hallazgo de numerosos niveles fosilíferos en toda la extensión de asomos de la Formación Pavón por Cuerda & Cingolani (1998). Ello permitió ubicar a esta unidad dentro del Ordovícico (Caradociano inferior) y extender la correlación de los afloramientos de esta Serie, en facies siliciclásticas, desde la Precordillera de San Juan hasta el Bloque de San Rafael.
Como se puede observar en las figuras 2 y 3, la Formación Pavón está afectada por plegamiento y fracturación, rasgos que fueran mencionados por diversos autores (Holmberg, 1948; Dessanti, 1956; González Díaz, 1981; Cingolani et al., 1999). Se destaca la estructura anticlinal mayor cuyo eje pasa al Oeste de los Baños del Cerro Bola, con replegamiento interno a escala decamétrica observado en varios de los perfiles. El flanco oriental de la citada estructura se resuelve en un homoclinal con inclinación de 30 a 50 grados al Este. Una porción central, paralela al eje de la estructura presenta fallamiento de rumbo NO-SE y coincide con una faja de deformación de unos 350 m de ancho. Esta última se refleja también en un sistema de fallas inversas con sus planos en diversa posición espacial: verticales, inclinados o subhorizontales. Se observa además, convergencia de planos hasta fusionarse, pasando a constituir una sola falla. Pormenores de esta composición estructural son ilustrados en el perfil de la sección B-B’ (Fig. 2). Coherente con los efectos de la compresión ha de interpretarse el plegamiento secundario que afecta particularmente a las pelitas intercaladas entre las psamitas, integrando conjuntos de pliegues de arrastre. En algunos casos conforman sistemas de pliegues superpuestos cuyos planos axiales inclinan tanto al Oeste como al Este según se trate de una u otra ala de la estructura principal. La mencionada faja de fallamiento-compresión es parte de una estructura mayor que prácticamente limita al Bloque de San Rafael por el flanco oriental, separándolo del campo volcánico cenozoico de retroarco (Llambías et al., 1993). La edad precarbónica de la deformación compresiva principal, probablemente corresponda al diastrofismo siluro-devónico haciendo una comparación con lo que ocurre en Precordillera (Astini, 1996). El fallamiento posterior es resultado de la tectónica terciaria, cuando se produce el levantamiento del Bloque de San Rafael.


Figura 2
: Esquema de los perfiles geológicos-estructurales relevados.
Figure 2. Geological and structural sketch of sections studied.


Figura 3
. Perfil geológico de la sección A-A’ y vista panorámica del afloramiento (acceso CNEA). Se destaca la tendencia grano y estrato creciente con bancos de arenisca que llegan hasta los 12 m de espesor y también las evidencias de deformación con una zona de pliegues en la mitad del perfil.
Figure 3. Geological section A-A’. Panoramic view of outcrops, see also the coarsening and thickening upward trend with beds reaching 12 m thick to the top, and deformation features like folds in the middle sector.

METODOLOGÍA

Los trabajos de campo se realizaron mediante el levantamiento capa por capa de secciones representativas de la Formación Pavón. Se relevaron a brújula y pasos con muestreo de detalle cuatro perfiles (Figs. 1c, 2, 3 y 4) donde se midieron potencias de aproximadamente 700 m de la mencionada unidad. Las areniscas y pelitas muestreadas fueron procesadas mediante análisis petrográfico, con determinación de modas detríticas con contador de puntos digital, y difractometría de rayos X de muestras normales, glicoladas y calcinadas respectivamente; se definieron así los argilominerales presentes y se obtuvieron índices de cristalinidad de illita, los cuales fueron estandarizados a valores CIS (Crystallinity Index Standard) en el Centro de Investigaciones Geológicas (UNLP-CONICET). Muestras seleccionadas fueron analizadas químicamente por roca total en sus contenidos de elementos mayoritarios con metodología ICP en los Laboratorios de ACTLABS Canadá.


Figura 4. Perfil sedimentológico de la sección C-C’
Figure 4. Sedimentological section C-C’.

DESCRIPCIÓN DE LA SECUENCIA

La secuencia presenta una alternancia homogénea de psamitas y limolitas en estratos tabulares con contactos netos. Se destaca la relativa ausencia de estructuras sedimentarias tractivas, los estratos presentan gran continuidad lateral y escasas óndulas simétricas y marcas subestratales de corriente (Fig. 5). No se ha observado en ninguna de las secciones relevadas la presencia de sedimentitas de granulometría mayor a la fracción arena muy gruesa.


Figura 5. Marcas subestratales (sección C-C’) de crestas longitudinales paralelas a la corriente, la coalescencia indica el sentido. El predominio de crestas paralelas sobre las que se unen indica flujos rápidos.
Figure 5. Substratal structures, parallel longitudinal crests, coalescence shows paleocurrent flow. The dominance of parallel crests over those that merge suggests fast flows.

En líneas generales se verifica una tendencia grano y estratocreciente en toda la secuencia, las facies pelíticas predominan hacia la base en la sección C-C(Fig. 4) en un intervalo de aproximadamente 60 m, donde se hallaron importantes graptofaunas. Esta tendencia se hace evidente en las secciones A-Ay C-C(Figs. 3 y 4) por lo que es posible apreciar una ciclicidad, siempre con los niveles más finos hacia la base, e importantes capas arenosas tabulares, que pueden llegar hasta los 12 m de espesor en los intervalos superiores. Hacia el techo, los estratos se tornan progresivamente más arenosos a la vez que las pelitas negras son reemplazadas por limolitas de tonos verdosos. Las areniscas presentan grano fino a mediano y en algunos casos grueso, son subangulosas a redondeadas y en la mayoría de los casos tienen abundante matriz. Es interesante comparar estadísticamente el espesor de los estratos en las secciones relevadas (Fig. 6). De está manera es posible observar la mayor abundancia relativa de los estratos de menos de 50 cm de espesor en las secciones y una distribución similar en todos los casos de capas de 0,5 a 1 m, 1 a 2 m y más de 2 m de espesor. La sección B-B’, que es la que presenta mayor proporción de capas con espesores de menos de 0,5 m, es también la que presenta mayor desarrollo de estructuras subestratales.


Figura 6
. Histograma de espesores de capas para las secuencias estudiadas y relación areniscas-limolitas verdosas-pelitas negras para la sección C-C’.
Figure 6. Bed thickness histogram for the studied sections and sandstone- greenish siltstone-black shale ratio for section C-C’.

Si se considera la relación de los espesores medidos de areniscas, limolitas verdosas y pelitas negras para las secciones estudiadas, se aprecia por ejemplo que para C-C’ (Fig.6) esta relación muestra una proporción superior al 50% para las areniscas, alcanzando las pelitas negras un tenor inferior al 15 %.

Análisis de litofacies
Se han determinado cinco diferentes litofacies para el área de estudio sobre la base de la agrupación de litología y estructuras predominantes en cada una de ellas (ver Figs. 3 y 4). Ello ha permitido, también resaltar la ciclicidad en las secuencias estudiadas como así también las tendencias granocrecientes y estratocrecientes presentes. A continuación se brinda una breve descripción de cada una de ellas.
Litofacies A: pelitas negras con graptolites. Se encuentra muy bien desarrollada hacia la base de la sección C-C’ en las cercanías del Cerro Bola y como intercalaciones menores en la sección A-A’. Comprende a pelitas negras laminadas en la escala de pocos mm, con contactos netos y una abundante fauna de graptolitos en buen estado de conservación. Estas facies fueron depositadas en condiciones de baja energía y reductoras, a partir de suspensión tranquila en la columna de agua.
Litofacies B: areniscas finamente estratificadas (menor a 0,5 m) y pelitas. Está comunmente asociada a la anterior y se caracteriza por la alternancia de areniscas finas y medianas, en estratos tabulares de 2 a 25 cm de espesor intercalados con pelitas verdosas. Los contactos son netos y pueden presentar estructuras subestratales. Tienen gran continuidad lateral, del orden de decenas de metros, y la estructura interna, en ocasiones, puede presentarse aparentemente gradada debido a un incremento de la proporción de pelitas en la matriz de las areniscas.
Litofacies C: limolitas verdosas. Constituyen estratos tabulares de contactos netos y gran continuidad lateral, que presentan espesores muy variables desde centimétricos hasta de varios metros. Predomina en la parte media de las secciones relevadas (Figs. 3 y 4) y se encuentra generalmente laminada con algunas intercalaciones de areniscas muy finas. Esta litofacies representa un equivalente más grueso que la litofacies A, con condiciones de depositación de mayor energía y más oxidantes por lo que no favorecerían a la preservación de formas fósiles. Se han observado, intercaladas dentro de esta litofacies, escasas estructuras canaliformes hacia el techo de la sección C-C’ (Fig. 7a).


Figura 7
. a) Paleocanal de desbordamiento de muy pequeña escala con estratificación entrecruzada. b) Graptolites orientados en la sección C-C’.
Figure 7. a) Small scale overbank paleochannel with cross bedding. b) Graptolites oriented by paleocurrents in section C-C’.

Litofacies D: areniscas con estratificación de mediana escala ( 0,5 a 2 m). Corresponde a bancos de areniscas tabulares medianas a finas, de contactos netos y gran continuidad lateral, con estructuras subestratales, como calcos de flujo o carga y moldes de crestas longitudinales (Fig. 5). Los bancos presentan espesores que van desde los 0,5 a 2 m separados, en algunos casos, por delgadas intercalaciones de pelitas negras o limolitas verdosas. Las estructuras sedimentarias internas son raras a ausentes; a veces pueden detectarse laminaciones y una gradación normal poco desarrollada, pero sólo hacia el techo de los bancos.
Litofacies E: areniscas estratificadas en bancos gruesos
(más de 2 m). Se presenta generalmente hacia el techo de las secciones relevadas y comprende a areniscas medianas a finas tabulares con estratos que varían entre 2 a 12 metros de espesor, gran continuidad lateral y contactos netos. No se observó estratificación entrecruzada o gradada, ya que todos los perfiles estudiados presentan una estructura interna maciza u homogénea. Esto sugiere una depositación a partir de corrientes de flujos gravitatorios no tractivos como se verifica en secuencias similares estudiadas por otros autores ( Melvin, 1986).

Paleocorrientes
Las paleocorrientes fueron determinadas en estructuras direccionales tales como ejes de canales, óndulas, calcos de crestas longitudinales y calcos de flujo, con tres a cinco mediciones por punto de observación. La mayor parte de las mediciones se efectuaron a lo largo de la sección B-By C-C’ donde se observaron estructuras subestratales de buen desarrollo (Fig. 5). Los valores obtenidos marcan una tendencia coherente en el sentido de las paleocorrientes hacia el Oeste, abarcando un espectro de 70º, comprendido entre 240º y 310º (cuadrantes ONO-OSO, respectivamente). Coincidentes con estos valores fueron los de la orientación de los rabdosomas de los graptolitos hallados en la sección B-B, que se orientan con un azimut dominante de 60-70º (Fig. 7b).

PETROGRAFÍA Y PROCEDENCIA

Para cuantificar las variaciones composicionales de las psamitas de la Formación Pavón fueron estudiadas 52 muestras correspondientes a los perfiles descriptos A-A (11), C-C( 28 ) y D-D’ (13 ). En cada corte delgado fueron identificados 400 granos con el método de conteo tradicional (Zuffa, 1984) en el que los fragmentos líticos se contabilizan como tales, independientemente del tamaño de grano de los componentes individuales. Estos totales fueron recalculados para obtener la composición modal, porosidad y proporción de matriz. Los resultados de estos análisis fueron representados en diagramas triangulares Qt-F-Lit, y Qm-F-Lit según Dickinson & Suczek (1979) y Dickinson et al. (1983). También se agregó el triángulo Qt-(F+Lit)-Matrix, utilizado por Burne (1995) para caracterizar facies arenosas en sistemas turbidíticos. En las muestras en que los minerales inestables sufrieron alteración se utilizó el sistema de Dickinson (1970) para el reconocimiento de la pseudomatriz, la que no fue contabilizada en la determinación de las modas detríticas.

Resultados
Las areniscas presentan tamaño de grano entre arena mediana, fina a muy fina. Los clastos son subangulosos y de baja esfericidad, generalmente con moderada a pobre selección (Figs. 8a, 8b y 8c).


Figura 8
. Fotos petrografía sedimentaria. Sección A-A’. a) Muestra 10. Contacto neto entre capas de pelita y arena en secuencia turbidítica tipica. b) Muestra 17. Vista general con nicoles cruzados de arenita cuarzo-feldespática con poca matriz, interpretada como parte de un flujo granular. c) Muestra 24. Vista general con nicoles cruzados de wacke cuarzo feldespática conformando parte de flujo turbidítico tipico. d) Fragmento lítico metamórfico de bajo grado en la sección C-C’.
Figure 8. Sedimentary petrography. Section A-A’. a) Sample 10. Sharp contact between shale and sandstone in a typical turbidite bed. b) Sample 17. General view of quartz-feldspar arenite interpreted as a grain flow deposit. c) Sample 24. General view of quartz-feldspar wacke interpreted as a typical turbidite flow. d) Low grade metamorphic rock fragment from section C-C’.

Se registraron los siguientes componentes clásticos: cuarzo monocristalino dominante y policristalino con distintos tipos de extinción y morfologías en todas las muestras. El cuarzo policristalino con su distintiva textura en mosaico, bordes rectos y extinción normal u ondulante está bien representado, son también frecuentes las inclusiones orientadas muy pequeñas, y el desarrollo de láminas de Bohem. Los feldespatos potásicos (microclino, ortoclasa) suelen presentarse alterados a sericita, clorita o argilominerales (caolinita vermicular); estas alteraciones, en algunos casos, cubren la totalidad de la superficie de los granos. Por su parte, las plagioclasas están pobremente representadas, predominan las variedades sódicas con menor alteración que los feldespatos potásicos. Entre los fragmentos líticos abundan los metamórficos de bajo grado (filitas) (Fig. 8d), los sedimentarios (“chert”, calcedonia y fragmentos de pelitas) e ígneos. Son relativamente escasas, en cambio, las micas (muscovita), circón, turmalina y opacos. El cemento, presente sólo en pocas muestras, es de tipo calcítico y hematítico. Estas rocas pueden ser clasificadas como wackes y arenitas cuarzo-feldespáticas (Dott, 1964), presentando una proporción de matriz que fluctúa entre 10 y 25 %. Sobre la base de la composición modal detrítica y de los litoclastos reconocidos, se pueden establecer diferencias en los tipos de rocas madres de las psamitas analizadas. La importante proporción de clastos cristalinos sugiere procedencia cortical (de terrenos plutónicos y metamórficos) con supracortical subordinada. Estas petrofacies sedimentarias en los diagramas composicionales ternarios (Fig. 9) de Dickinson & Suczek (1979) y Dickinson et al. (1983) permiten inferir interesantes aspectos tectónicos de las áreas de aporte detríticas. Por ejemplo si se analizan las modas detríticas de las secciones A-A, C-Cy D-D’ se advierte que para las areniscas de la Formación Pavón se reconoce una procedencia mixta de orógeno reciclado y bloque continental para los diagramas QtFL, y de orógeno reciclado cuarzoso, bloque continental y mezcla para los diagramas QmFL.


Figura 9
. Diagramas ternarios de procedencia según Dickinson y Suczek (1979) y de contenido de matriz según Burne (1995).
Figure 9. Ternary diagrams for provenance following Dickinson and Suczek (1979) and matrix content following Burne (1995).

Esta última situación podría plantear la disyuntiva de pensar en dos marcos geotectónicos alternativos: un cratón estable o un basamento continental fallado y parcialmente sobreelevado, o bien un área vinculada a una colisión continental. En el presente caso, las paleocorrientes ayudan a optar por la primera alternativa, pues sugieren que las rocas aflorantes del basamento (Núñez, 1979) con edades “grenvillianas”, similares a las de las Sierras Pampeanas Occidentales (Cingolani & Varela, 1999). Éstas se ubican 70 km al sudeste, en la zona de Ponón Trehue y habrían actuado como área de aporte para estos materiales siliciclásticos. Por último resulta de interés volcar a las areniscas estudiadas en los diagramas ternarios Cuarzo-(Feldespatos+ Líticos)-Matrix propuestos por Burne (1995) para la caracterización de facies turbidíticas. La ubicación de las muestras coincide con las que dicho autor definiera como “arenas macizas sin estructuras visibles, irregularmente laminadas”, lo que es perfectamente coherente con las características de las rocas analizadas. Ocho muestras correspondientes a los bancos más finos fueron analizadas por Difracción de Rayos X con un equipo Philips PW2233/20 a 36 kV y 18 mA con una radiación de Cu ka, filtro de Ni, longitud de onda 1,54 Α en goniómetro vertical, en un rango de 2 a 32º 2θ, con velocidad de barrido de 2º 2θ/minuto y constante de tiempo 4 seg. Se registraron tres difractogramas para cada muestra: natural, glicolada y calcinada, sobre las cuales se realizó la identificación y cuantificación mineralógica. Los valores de la cristalinidad de la illita fueron determinados midiendo el ancho del pico (001) en su altura media usando el programa Winfit (Krumm, 1994) y expresándolos en grados Δ2θ, éstos fueron luego convertidos a valores CIS según las indicaciones de los estándares (Warr & Rice, 1994).
Estos estudios muestran el predominio de argilominerales del tipo illita (46 a 85 %) y clorita (12 a 44 %) con escasa esmectita y caolinita, y una proporción inferior de cuarzo y feldespatos. Los índices de cristalinidad de la illita medidos en ocho muestras (Tabla 1) indican que la secuencia ha alcanzado un grado anquimetamórfico. Esto se verifica también con el desarrollo de clivaje; en los graptolitos, por el alargamiento y/o acortamiento de los rabdosomas, y en los cortes delgados de areniscas por el abundante grado de recristalización silícea y deformación, en algunos casos con orientación de clastos.

Tabla 1. Argilominerales e índice de cristalinidad de la illita en muestras seleccionadas (8).
Table 1. Clay minerals and illite crystallinity index in selected samples (8).

GEOQUÍMICA DE ARENISCAS

Nueve muestras de la Formación Pavón (Tabla 2) fueron representadas en un diagrama triangular CaO-Na2O-K2O (Fig. 10) en donde se disponen los campos composicionales defínidos por Bhatia (1983) para rocas ígneas. En el presente caso se puede apreciar que la totalidad de las muestras sugieren procedencia a partir de rocas graníticas.


Figura 10
. Diagrama ternario CaO-Na2O-K2O (Bhatia, 1983) para rocas ígneas y ubicación de las muestras de arenisca (Tabla 2) de la Formación Pavón.
Figure 10. Ternary diagram CaO-Na2O-K2O (Bhatia, 1983) for igneous rocks and location of Pavón Formation sandstones (Table 2).

Tabla 2. Datos geoquímicos (elementos mayoritarios en %) para las areniscas de la Formación Pavón (LOI: pérdidad por calcinación).
Table 2. Geochemical data (% of major elements) for the Pavón Formation sandstones (LOI: lost on ignition).

Por otro lado es interesante, también, utilizar la geoquímica de areniscas como discriminante efectivo no sólo de CIS la procedencia, sino del ambiente tectónico generador de estos sedimentos (Middleton, 1960; Crook, 1974; Roser & Korsch, 1986). Estos últimos autores desarrollaron un diagrama discriminante de ambientes tectónicos de depositación a partir de los tenores de SiO2, Al2O3, K2O y Na2O dividido en campos correspondientes a margen continental activo, margen continental pasivo y arco de islas oceánico (Fig. 11). Como se aprecia en este diagrama, las areniscas de la Formación Pavón se agrupan en su totalidad dentro del campo de margen continental pasivo, lo que implica que probablemente fueron depositadas en cuencas intracratónicas o en márgenes continentales estables. Se destaca que estos resultados geoquímicos resultan coherentes con los datos del análisis petrográfico ya expuesto.


Figura 11
. Diagrama K2O/Na2O vs SiO2 para la discriminación de ambientes tectónicos de depositación (Roser & Korsh, 1986) y ubicación de areniscas de la Formación Pavón (Tabla 2). PM: margen pasivo; ACM: margen continental activo; ARC: arco de islas.
Figure 11. Tectonic environment discrimination diagram K2O/Na2O vs SiO2 (Roser and Korsh, 1986) and location of Pavón Formation sandstones (Table 2). PM: passive margin; ACM: active continental margin; ARC: island arc.

PALEOAMBIENTES: DISCUSIÓN

Es llamativo que algunas de las características diagnósticas principales, originalmente descriptas por Dzulinsky & Walton (1965) en secuencias turbidíticas, se verifican en la Formación Pavón, como las que se enumeran a continuación:
a- los perfiles se componen de una alternancia de psamitas y sedimentos más finos en estratos tabulares lateralmente continuos por centenas de metros. Esta tabularidad marcada es característica de toda la secuencia al igual que los contactos netos y concordantes;
b- las psamitas son en su mayoría wackes moderadamente seleccionadas con minerales arcillosos en la matriz, aunque también se encuentran areniscas con poca matriz, lo que sugiere flujos turbidíticos y granulares asociados;
c- las psamitas, especialmente en la sección B-B’, presentan marcas subestratales como calcos de flujo, marcas de corriente y escasas óndulas en el techo de los estratos;
d- las areniscas finas pueden presentar laminación, óndulas de corriente y gradación;
e- se verifica continuidad de dirección y sentido de las paleocorrientes;
f- no se observó estratificación entrecruzada, salvo en pequeños canales arenosos (Fig. 7a).

Las corrientes de turbidez constituyen el medio más importante de transporte de sedimentos en aguas profundas. Se generan en equilibrio dinámico de autosuspensión (Bagnold, 1962; Southard & Mackintosh, 1981) que produce turbulencia. El flujo se origina por el exceso de densidad en la suspensión y la energía se va disipando por la fricción y la sedimentación de grandes volúmenes de detritos. Los gradientes controlan procesos de erosión o depositación. Esta última se produce por la desaceleración del flujo a partir del cuerpo y la cola de la corriente de turbidez. En general, es posible observar los contactos netos entre flujo y flujo (arenas y pelitas) que se presentan bien separados por el efecto de la decantación diferencial producida por la gravedad (Figs. 5, 7 y 8). En corte delgado, estas sedimentitas muestran una moderada selección. En afloramientos y posteriormente en análisis de la microescala con los cortes delgados, se verifica la presencia de dos tipos idealizados de flujos gravitatorios: corrientes de turbidez (flujo fluído) y flujos granulares (flujo de detrito no cohesivo) definidos por varios autores (Middleton & Hampton, 1976; Stow et al., 1996).
Los flujos granulares se encuentran asociados y subordinados a los anteriores, a veces como carpetas tractivas en la base de estos depósitos y se caracterizan por la colisión entre granos que se desplazan como avalancha de granos sobre pendientes marcadas cuando se supera el ángulo de reposo de la arena. La expansión del flujo genera una presión dispersiva y las partículas menores pueden filtrarse hacia la base (tamizado cinético) generando gradación inversa o bien, depósitos macizos, con contactos planos y netos, en donde la arcilla no alcanza a separarse de la fracción arena por lo que los depósitos tienden a una mala selección. Las turbiditas constituyen un caso especial de corrientes de gravedad (Simpson, 1997) en la cual el exceso de densidad es causado por el mayor volumen de sedimento en suspensión (Kuenen, 1951). Por su parte, Shanmugam (1997) formuló críticas a la aplicación indiscriminada del modelo turbidítico para la descripción de facies marinas profundas, dividiendo a las de alta densidad según presenten flujo de tipo turbulento newtoniano o pseudoplástico, en turbiditas y en flujos detríticos arenosos sin gradación (“debris flow”), respectivamente. Sobre la base de lo expuesto se interpreta un modelo depositacional de una secuencia marina de relativa profundidad, de tipo rampa turbidítica arenosa (Einsele, 1991; Stow et al., 1996) con predominio de facies arenosas cercanas a las fuentes de alimentación del sistema (Fig. 12). La falta de fauna bentónica somera y de asociaciones de facies verticales predecibles (Burne, 1995) es otro argumento más a favor del sistema turbidítico propuesto.


Figura 12.
Modelo paleoambiental para turbiditas arenosas según Einsele (1991).
Figure 12. Depositional model for sandy turbidites following Einsele (1991).

Estos sistemas de flujos gravitatorios son generalmente alimentados por deltas arenosos o planicies costeras arenosas, y la zona de planicie distal recibe relativamente pocos sedimentos. Sistemas parecidos (Stow et al, 1996) se dan en el margen Atlántico en un estado inmaduro de desarrollo de rifts o durante un ascenso relativo del nivel del mar. Cabe también considerar la posibilidad de que este sistema ocupe posiciones más someras en la cuenca, probablemente asociado a facies de prodelta de un delta con gran capacidad de carga arenosa, pero no se cuenta aún con elementos paleobatímetricos suficientes como para definir esta cuestión. El área de aporte sería una plataforma angosta entre el océano y el basamento granítico cercano a la costa, que puede hallarse fallado y sobrelevado, con una importante producción de volúmenes de arena que son transportados mar adentro y generan una sedimentación agradante y progradante sobre la plaforma submarina.

CONCLUSIONES

Las principales conclusiones de esta contribución son:
1- El análisis sedimentológico permitió confirmar por su mejor desarrollo, como localidad-tipo de la Formación Pavón (Caradociano) al perfil de quebrada de Los Baños C-C(Figs. 2 y 4).
2- Esta unidad se compone de una alternancia de psamitas de grano fino a mediano, limolitas verdosas y pelitas negras en estratos tabulares de contactos netos.
3- La composición de las psamitas es cuarzo-feldespática y sugiere procedencia desde un orógeno reciclado y bloque continental. Los datos geoquímicos confirman estos resultados. El análisis combinado de petrografía, geoquímica sedimentaria y paleocorrientes permite definir áreas de aporte corticales ubicadas hacia el este-sudeste de la región estudiada.
4- Las rocas sedimentarias han sido sometidas a un grado anquimetamórfico, que queda evidenciado por su abundante recristalización, orientación de clastos e índice de cristalinidad de la illita.
5- Se interpretan procesos conjuntos de flujos granulares y turbidíticos sobre la base de las observaciones macro y microscópicas. 6- El modelo sedimentario adoptado es el de una turbidita arenosa según el modelo de Einsele (1991), con predominio de flujos gravitatorios cercanos a las fuentes de alimentación del sistema.

Agradecimientos

Esta contribución fue realizada con el apoyo económico del CONICET y de la Agencia de Promoción Científica y Tecnológica por medio de subsidios PID 1722 y 7342. Se agradece muy especialmente al Centro de Investigaciones Geológicas -UNLP-CONICET por la utilización de equipamientos y laboratorios. Al Lic. Diego Licitra por su colaboración en los trabajos de campo y al técnico Mario Campaña por la realización de los dibujos presentados. Se aprecian muy especialmente las valiosas sugerencias realizadas por los revisores de la Revista, Dres. Miguel Boso, Martín Keller, y un árbitro anónimo, y la labor del Editor de la AAS, Dr. Luis Spalletti, que ayudaron a mejorar sustancialmente esta contribución.

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Recibido: 5 de junio de 2000
Aceptado: 1 de septiembre de 2000

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