Análisis de las paleocorrientes y de la varianza de los componentes a tres niveles, Neógeno del Valle del Cajón, Catamarca, Argentina

 

Gerardo E. Bossi¹,², María E. Vides¹,³, Ana L. Ahumada¹,²,³, Sergio M. Georgieff¹, Claudia M. Muruaga¹,² y Lucía M. Ibañez¹,³

1. IESGLO, F.C.N. e I.M.L., Universidad Nacional de Tucumán, Miguel Lillo 205, (4000) Tucumán Telefax 0381 4321165. E-mail: iesglount@infovia.com.ar
2. CONICET.
3. Fundación Miguel Lillo, Miguel Lillo 251, (4000) Tucumán Telefax: 0381 4321165, E-mail: iesglount@infovia.com.ar

Recibido: 24 de abril de 2000.
Aceptado: 12 de diciembre de 2000.

 

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Resumen.

Las direcciones de paleocorrientes de las tres Aloformaciones que forman el Neógeno del valle del Cajón han sido analizadas con la finalidad de estimar los sistemas de dispersión y sus cambios en relación con la inversión tectónica de la cuenca y la elevación de las sierras de Quilmes (por el este) y Chango Real (por el oeste). La sucesión tiene un espesor máximo medido de 1.796 m que se adelgaza hacia el este y conforma un hemigraben con falla de crecimiento al oeste. El muestreo jerárquico de paleocorrientes fue diseñado dividiendo el área en 10 cuadrículas (de 10 x 10 km). Dentro de cada cuadrícula las localidades de medición de paleocorrientes fueron escogidas siguiendo trayectos aleatorios procurando cubrir el área aflorante y las unidades muestreadas de manera satisfactoria. La conformación de una moda definida, estableció el número de azimutes medidos por localidad. El análisis de variación a tres niveles jerárquicos (entre azimutes dentro de una localidad, entre localidades dentro de una cuadrícula y entre cuadrículas) permitió estimar el comportamiento del sistema fluvial en distintas extensiones areales. Los azimutes de paleocorrientes (corregido el basculamiento regional) se procesaron utilizando la distribución de Von Mises o Normal Circular, calculándose la moda, coeficiente de concentración y significación de la orientación preferencial (resultante y límites de confianza). Del mismo modo, se calcularon luego modas por cuadrícula, una gran moda entre cuadrículas y sus respectivos estadísticos.
Las fuentes de varianza a tres niveles fueron comparadas e interpretadas usando modelos elaborados con casos de estudios actuales y fósiles. Se determinó la relación entre varianza y sinuosidad en sistemas fluviales con un límite de la sinuosidad en P = 1,5 equivalente a 2.000 en la varianza, que separa aproximadamente los ríos rectilíneos de los sinuosos. Esta relación se usó en las facies fluviales de las Aloformaciones Peñas Azules y Playa del Zorro. Para los conglomerados de la Aloformación Totoral se aplicó un modelo más apropiado basado en los abanicos aluviales maduros del Valle de Santa María.
Se han reconocido cinco estadios de evolución y acumulación en el valle del Cajón, el primero netamente erosivo y los cuatro restantes acumulativos: 1) La Penellanura, labrada sobre filitas precámbricas, desarrollada en el faldeo occidental de la sierra del Cajón o Quilmes, presenta labrados de tipo "yardang", con surcos y crestas dirigidas al SSO, 2) estadio Hualfín aflora en el Cerro Colorado sin estructuras direccionales, 3) Estadio Peñas Azules presenta una varianza baja en las paleocorrientes a nivel localidad que indica cauces de baja sinuosidad dirigidos regionalmente hacia el E, con rodados volcánicos que definen una línea de quiebre al norte, 4) Estadio Playa del Zorro (aproximado 6-2,9 Ma) la varianza alta a nivel de localidad sugiere ríos de alta sinuosidad, dirigidos al SE. La varianza disminuye dentro y entre cuadrículas indicando valles fluviales subparalelos, en parte abarrancados. Los rodados volcánicos definen líneas de quiebre al norte y noroeste y los metamórficos y plutónicos, al oeste, 5) Estadio Totoral (aproximado 2,9-1,5 Ma) refleja la constitución de abanicos aluviales que penetraban una cuenca de pendiente creciente. Fueron definidos dos frentes de montaña uno al norte y otro al oeste, unidos formando una profunda entrante frente a la Ovejería Chica, asociados con un colector muy importante por el que ingresaron los rodados volcánicos a la cuenca.
El desplazamiento del sistema fluvial hacia el sur y sureste, en el estadio 2, está relacionado con el levantamiento de la sierra de Quilmes, que dividió la cuenca en dos partes, empujando la conexión de la rama occidental (Valle del Cajón) con la rama oriental (Valle de Santa María) hacia el Sur y/o eventualmente el depocentro residual: el Campo del Arenal.

Palabras clave: Neógeno; Analisis de Varianza; Paleocorrientes; Sistemas de dispersión; Paleoambientes aluviales.

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Extended abstract

The paleocurrent directions of Neogene sediments of El Cajón Valley in the Northern of Sierras Pampeanas, Province of Catamarca (NW-Argentina) were studied to define dispersion systems (Fig. 1). Several changes of the dispersal system reflect the initial basin extension fillings and later tectonic inversion.
The Neogene sucession is composed of 1,796 m of continental, alluvial and lacustrine sediments accumulated between ~12 Ma and ~1.5 Ma. The geometry of the sedimentary filling at the Western side of the Santa María- Hualfín Basin is a halfgraben with growth fault and maximum thickness along the western border. During the Late Miocene-Pliocene tectonic inversion a new set of reverse faults modified the Basin border relief, the drainage areas, the sedimentary supply and the basin surface (Bossi et al, in press).
The paleocurrents results were analyzed using basic procedures described in Swan and Sandilands (1995) and the variance analysis with three hierarchical levels described by Olson & Potter (1954). The results of the variance analysis of the Neogene paleocurrent data were interpreted using modern equivalents of alluvial fans of the Santa María Valley (Table 1) and a compilation of modern and ancient fluvial channels deposits (Fig. 2) as working models. The relation between variance and sinuosity in fluvial systems was review using several sources (Agterberg et al., 1967, Allen, 1967, Bluck, 1961, Bossi et al., 1979, Coleman, 1969, Harms et al., 1963, Le Roux, 1992, Miall, 1974, Rust, 1972, 1978, Schumm, 1981 & Yeakell, 1962) and unpublished data from rivers of the eastern plains of Tucumán.
Field sampling involved 152 paleocurrent localities (Fig. 1). The localities were selected at random, trying to cover the whole surface divided in 10 km-square sections (see Figs. 3, 4 and 5). The Rayleigh's test of uniformity (Swan & Sandilands, 1995) reduces the useful localities to 149. The circular normal distribution statistics (von Mises distribution) and its significance tests were applied. A three levels variance analysis was performed to define the components within each locality, among localities within 10 km-square sections and among 10 km-square sections (Olson & Potter, 1954). At every locality, paleocurrent directions were measured on imbricated clasts (or imbricated clast sets) and in few cases in crossbedding stratification, in a quantity enough to define a mode (around 10 to12 values). Complementary data, were also recorded, as the following: 1) maximum gravel sizes of the main compositions (plutonic, volcanic and metamorphic), 2) an estimation (by 200 pebbles counting) of the general composition of the pebbles within sampled beds, 3) a description of structures and textures.
The secondary tilt of clasts was corrected by using the Rockware Utilities ®(Stereo) software. The mode A (expressed between 0º and 360º) and resultant R were calculated by using expressions (1), (2) and (3), respectively (Gumbel et al. ,1953, Gumbel, 1954, Potter & Pettijohn, 1977 and Bossi, in press) for n non grouped azimuthes.

Figures 2, 3 and 4 show the values by locality and the grand mode (and confidence limits) for each 10 kmsquare section.

The porcentual resultant, L, is:

The fall line position was calculated by using expression (4) known as "Sternberg's Law" (exponential reduction of gravel size during transport), (Potter& Pettijohn, 1977).

Where Y_i = maximum gravel size at locality i, Y_o = original gravel size at source area; x_o = distance to fall line. The decreasing coefficient ( -a), could be estimated by using the expresion (4) modified to enter the gravel sizes of two localities along a downslope profile (i.e.: Y₁ and Y₃) and the distance x₁₃ between them. The value Y₀, in this study was fixed as twice the size of Y₁ (the maximum gravel size in a particular downslope profile).
The variance analysis of the flow direction in three sections of alluvial fans located in the Santa María Valley, were use as comparition models (Table 1). Three sections of 30 km long parallel to the mountain foot, were defined in areas where alluvial fans are mature and well developed: two in the southern part of the Valley along the Quilmes and Anconquija Ranges, separated by the Santa María River and one along the Cumbres Calchaquíes Range in the northern part of the Valley. The sampling procedure used the same 10 km-squares sections to define the second level of variance. The sources of variance in the three areas are alike and show a remarkable low variance for the level 1 (whithin localities) and 2 (between localities within squares) and very low variance (~ 0) for level 3 (between 10 km-squares sections). The combination of the two areas that are opposed and sepparated by the Santa María River, in the southern part of the Valley (case 3, Table 1), shown variance increment in level 1 and a very high variance in level 2, keeping a low variance in level 3. These particular results were compared with the sources of variances in the Totoral Alloformation where the second level has a high variance, and used as model in the interpetation.
The compilation show in figure 2, demostrated a close relation between sinuosity and variance. Le Roux (1992) presented a geometric analysis of increasing sinuosity vs operational range, which in turn is related to the variance of the system. A value of P = 1.5 (sinuosity) and (or) S^₂ = 2,000 represent a reasonable limit between straight and sinuous rivers.
One peneplain stage (erosive stage) and four drainage system evolution stages have been recognized. The drainage system evolution stages are equivalent to the sedimentation stages involved in the Alloformations as defined in Bossi et al. (1997).
1) The peneplain stage, is defined as a tilted leveled surface (strike and dip: N345º/11ºW) worked on Crystalline Basement phyllites, visible on the top of the Quilmes Range, facing the Cajón Valley. The schistosity is almost vertical (N66ºE/70E). The yardang features are well developed at the Peñas Azules area, just bellow the unconformity with the Neogene, and in recently exposed peneplain surfaces. They consist of grooves (10-20 cm wide, 10 cm deep and few meters long) and hummocks with gentle dipping and pitted surfaces facing the NNE, and abrupt and smooth faces towards SSW. Mean direction of wind was calculated in N212ºE. At the base of the Neogene sediments, there is a red massive siltstone with calcretes horizon (30m thick) that is probably paleoloess. The sandstones deposits of Quebrada de los Colorados Formation (outcropping in the Calchaquí Valley, about 70 km to the NNE) were interpreted as draas, which could form an unique erg between Angastaco-El Tonco and San Fernando de Escoipe (Díaz, 1987). Both elements indicate an extremely dry environment at the starting time of the Neogene sedimentation (circa 11-13 Ma) or some time before.
2) The Hualfín Stage is represented by Hualfín Formation (Bossi et al., 1997), that crops out as small relicts in front of the Los Colorados Village (Fig. 1). It is composed of orange red massive silty sandstones with no directional structures that cover unconformably the peneplain worked on the Precambrian phyllites. In subsurface, the red sandstones form wedges (tens to a hundred meters of thickness) over the hanging blocks of a normal fault system dipping south and oriented to the NW-SE (Bossi et al.,1997).
3) The Peñas Azules Stage, consists of Peñas Azules Alloformation or Sequence I (Bossi et al., 1992) and is dated between 10,7 and 9 Ma (age limits taken from Strecker, 1987 and Muruaga, 1998). The source area was located very far to the North and West into the present day Puna Geological Province (Fig. 1). At this time, the Santa María-Hualfín Basin was a very low altitude plain of about 90-130 km wide in the East-West direction, surrounded by low relief basement ranges and Puna's volcanoes close to the basin. The volcanic centers located around the basin (e.g. Aguas de Dionisio to the South and Cerro Las Animas at the East) did not act as important climatic barriers (Fig. 1)
The well developed drainage system of the Peñas Azules Stage is defined by a low variance of the paleocurrents at locality level, moderate (over 2,000) within 10 km-squares and again low variance between 10 km-squares (Tabla 2). The grand mode is directed to the E-ESE (Fig. 3). Most of the materials are fine reddish brown sandstones and coarse siltstones derived from intermediate to low grade metamorphic rocks (Precambrian to Lower Paleozoic Basement). There are basaltic flows near the base of the Alloformation, that acted as local sources. Gravel composition is dominated by volcanic material, which suggests a fall line located to the North and West borders of the Basin (Fig. 1). Most of the abundant tephra fragments are reworked from contemporaneous ash fall deposits. Paleocurrent directions headed to the East (Fig. 3) are crossing the present day possition of the Quilmes Range indicating a connection with the Eastern branch of the Basin (Santa María Valley, Fig. 1). The variance components and architectural features point out ephemeral low sinuosity fluvial channels flowing on a silty-sand alluvial plain (with calcretes and some gypsum). The high variance at 10kmsquare level (S_j ²) may indicate converging channel clusters which feeded several main parallel rivers (Table 2 and Fig. 11a). Maximum gravel sizes do not decrease significantly from North to South (Fig. 6) indicating that the transport axes of the gravel dispersion systems were from West to East, accross the outcrop belt elongation.
4) The Playa del Zorro Stage is composed of the Playa del Zorro Alloformation or Sequence II (Bossi etal., 1992). The tectonic inversion started after the sedimentation of the lacustrine facies, dated around 5-6 Ma (Bossi et al, 1997). These fine facies ser equivalent to Chiquimil stage (Bossi et al., 1997) at the Santa María Valley (Fig. 1, inset). These lacustrine systems probably leant toward the eastern and western borders of the original Basin. The stratigraphical record over the lacustrine stage of El Cajón Valley is coarsening-upward with a progressive increase of conglomerate (Bossi et al, 1997). The drainage system has a very low variance, at 10kmsquares sections and regional levels, and also shows a highly consistent grand mode. The high variance at locality level is interpreted as due to the presence of moderate to high sinuosity channels (a meandering system). The meandering system model indicates low source reliefs and gradients within the Basin. The great modes of 10 km-square sections indicate a general deflection of the paleocurrent system towards the SE (Fig. 4). The composition of the pebbles is mainly volcanic except at the southern sections of the studied area where metamorphic pebbles are more abundant (Figs. 7 and 8). Most volcanic pebbles entered the Basin from North and West of the present day Basin Border (Fig. 7). The plutonic and metamorphic pebbles are coming from closer sources located North and West (Fig. 8).
5) The Totoral Stage is represented by Totoral Alloformation or Sequence III (Bossi et al. ,1992). It is equivalent to the Yasyamayo Formation at the Santa María Valley (Bossi et al., 1997) and represents the inversion climax stage related to the compressive tectonic activity and mountain uplift. The Alloformation lies over a slightly angular regional unconformity with moderate local relief. Maximum gravel sizes of the conglomerates indicates high relief source areas located at West and North of the present day Valley (Figs. 5, 9 and 10). Gravels are not reworked from lower units, they are dominated by schists and gneisses and subordinate granite compositions (Fig. 9). West of the Cerro Pabellón and the Ovejería Chica area the volcanic pebbles are dominant (Figs. 9 and 10). Fall lines calculated using gravel compositions define two mountain fronts converging to a point located West of the Cerro Pabellón-Ovejería Chica area. The area shows high compositional contrasts. The good selection and roundness of the volcanic pebbles (Fig.9 and 10) indicate long distance transport by confined mountain valleys (Fig. 10) before reaching the fan system at the apex of the two converging mountain fronts. Three additional evidences support the convergent fan system model forming a deep entrance in the fall line West of Ovejería Chica-Loma Lántiga area: (1) The hierarchical variance analysis of the data, presents a very high variance at within 10km-square sections level (S_j ² = 5.326). This high variance in the second level could be compared with the situation defined by the case 3 (Table 1), where opposite systems of alluvial fans converge into a main collector. In this model the second level, «10x10 km squares» variance reaches very high values (S² = 8,720). (2). The paleocurrent great modes convergence (ESE and NE respectively) at the neighbors 10km-squares 2 and 6 (Fig. 5). (3) The high range of the confidence limits in square 6 (Fig. 5), indicating high dispersion of the paleocurrent directions.
During the Totoral Alloformation sedimentation stage, the Quilmes Range was high enough to force the drainage to follow a new basin slope direction to the South and SSE. The drainage pattern could make a turn around the Quilmes Range, south of Famabalasto, entering in the Santa María Valley, or alternatively follow a southern path into the residual depocenter: Campo del Arenal.
The rapid elevation of the Chango Real and Culampajá Ranges reduced swiftly the original drainage area to the eastern slopes of the mountain front. The Quaternary deposits of Upper Pleistocene-Holocene age are represented by small volumes of gravels, which are in part recycled from the Totoral Alloformation. The Quaternary deposits are located close to the mountain foot and along the present day river valleys. Also the strong deflation of the Upper Pleistocene created an extended mantle of aeolian sands and silty-sandy playa lakes down the Campo del Arenal depocente.

Introducción

El presente trabajo resume el análisis de los datos de paleocorrientes medidos en sedimentitas neógenas en el valle del Cajón (Catamarca, Fig. 1) y el estudio de la varianza de los componentes a tres niveles. La significación de las fuentes de varianza de los sedimentos neógenos, se estudió utilizando modelos de comparación basados en ejemplos actuales de abanicos aluviales del Valle de Santa María (Tabla 1) y ríos de la llanura oriental de Tucumán (Fig. 2). Estos ejemplos fueron escogidos especialmente por sus características geomorfológicas, climáticas e hidrodinámicas y pueden servir de modelos para nuestro caso en estudio. Los análisis de varianza de estos modelos actuales, fueron realizados utilizando la misma área para la definición del segundo nivel (cuadrículas de 10 x 10 km) de manera de obtener resultados comparables.

Figura 1: Mapa de ubicación del área estudiada y localidades de muestreo.
Figure 1: Map of sampling localities and general location of the study area.

Tabla 1: Ejemplos de análisis de varianza en tres niveles jerárquicos (ver Olson y Potter, 1954) en abanicos aluviales maduros existentes en el Valle de Santa María, aledaño a la zona de estudio. Los ejemplos abarcan un frente de aproximadamente 30 km (tres cuadrículas sucesivas).
Table 1: Examples of variance analysis at 3 hierarchical levels (see Olson y Potter, 1954) in mature alluvial fans of the Santa María Valley, located next to the East of the studied area. The examples were samples using the same procedure than in the Neogene sediments of El Cajón Valley and cover extensions of 30 km along the mountain foot.

Figura 2: Relación entre la sinuosidad (P) del canal y la varianza (S2) de las direcciones de flujo. Datos sobre 52 casos de diferentes fuentes, incluyendo ríos actuales, ejemplos fósiles (Agterberg et al., 1967, Allen, 1967, Bluck, 1971, Bossi et al., 1979, Coleman, 1969, Harms et al., 1963, Le Roux, 1992, Rust, 1972 y Yeakell, 1962), modelos téoricos (Schumm ,1981), datos propios correspondientes a la llanura oriental de Tucumán y otros de la revisión realizada por Miall (1974).
Figure 2: Relations between sinuosity (P) of the channel and variance (S2) of flow directions. Data from Agterberg et al. (1967), Allen (1967), Bluck (1971), Bossi et al. (1979), Coleman (1969), Harms et al. (1963), Le Roux (1992), Rust (1972) y Yeakell (1962), Schumm (1981), Miall (1974) and from authors.

Las unidades estudiadas corresponden a las Aloformaciones definidas por Bossi et al. (1992; 1997) como: Peñas Azules o Secuencia I (inferior), Playa del Zorro o Secuencia II y Totoral o Secuencia III. Las tres unidades están separadas por disconformidades que localmente tienen carácter levemente angular. Se adoptó la subdivisión en Aloformaciones por ser las disconformidades evidentes y mapeables y por la falta de caracteres litológicos relevantes que permitan reconocer las unidades como unidades litoestratigráficas.
La región del valle del Cajón fue visitada por primera vez por Peirano (1943) quien dio a conocer rasgos generales y la existencia de vertebrados fósiles en la zona del Puesto de Molle Grande. Posteriormente, Turner (1973) incluyó las tres Aloformaciones mencionadas más arriba en su Formación Morterito (base del Grupo El Bolsón), nombre derivado de una localidad ubicada en el faldeo occidental de la Sierra de Las Cuevas, 70 km al SSO. La sucesión del Valle del Cajón se encuentra cerca del borde noroeste de la Cuenca de Santa María-Hualfín (Bossi et al., 1993) y es estratigráficamente diferente. El mismo Turner (1973) al considerar los basaltos (que incluyó en la Formación Los Rastrojitos), conglomerados y brechas volcánicas asociados a la parte media de la sucesión, deja abierta la posibilidad de que se traten de los equivalentes del Complejo Volcánico de González Bonorino (1950). Las edades radimétricas disponibles y otras evidencias estratigráficas confirmaron esta última opción.
La base de la sucesión terciaria se apoya sobre la penellanura labrada sobre el bloque elevado más austral de la Sierra del Cajón o Quilmes, constituido por filitas (ectinitas en Turner 1973) y buza 15º al oeste. El conjunto del relleno sedimentario tiene una forma de cuña que aumenta de espesor hacia el oeste con un diseño típico de hemigraben. El tope de la sucesión neógena choca abruptamente contra el borde de la Sierra de Chango Real elevada por una falla inversa durante la inversión pliopleistocena, que por sectores sigue la traza de la falla normal que limitaba el hemigraben neógeno por el oeste. La base geológica de los mapas de paleocorrientes fue completada a escala 1:50.000 y relevada con auxilio de imágenes TM del Landsat IV, fotografías aéreas y un profuso trabajo de control de campo.
La penellanura tiene estructuras de "yardangs" (surcos y montículos) con gran media en 212º, producidas por deflación de las ectinitas cuya esquistosidad es casi vertical y tiene rumbo NE. Esta evidencia indica un paisaje de "yardangs" ubicado cerca de un gran desierto eólico, que en particular puede corresponder al erg contenido en la Formación Quebrada de los Colorados (Díaz, 1987) que aflora en el Valle Calchaquí (provincia de Salta). La toba datada por Strecker (1987), en la base de la columna sedimentaria del Cajón, en 10,7± 1,7 Ma indica que el paleodesierto es anterior a este fechado.

Geología

En el faldeo occidental de la Sierra del Cajón o Quilmes se observa que los depósitos sedimentarios se apoyan en forma discordante sobre la penellanura labrada en las filitas de la Formación Suncho Corral (Turner, 1973). Según Strecker et al. (1989), la presencia de la penellanura en la base de la sucesión neógena indicaría que la Sierra del Cajón o Quilmes no estaba aún elevada y que las sedimentitas neógenas de los Valles del Cajón y de Santa María formaban una sola cuenca. Strecker (1987) indicó como inicio probable del levantamiento de la Sierra del Cajón o Quilmes en 5,47 ± 0,9 Ma, basándose en la toba que aflora en la ruta 40 justo frente a la vuelta del Río Santa María en capas correspondientes a la parte inferior de la Formación Andalhuala. Esta apreciación está basada en la escasa deformación que tiene el terciario junto a la falla de borde del bloque que forma la Sierra de Quilmes en su extremo sur que supuestamente fue el primero en comenzar a levantarse.
En el Valle de Santa María, la discordancia inter- Andalhuala (Georgieff, 1998) se ubica 300 m arriba de una toba prominente en Entre Ríos (Chiquimil) fechada en 6,02 Ma (Marshall et al., 1979). Considerando una tasa de acumulación de 0,26 m/1.000 años para la Formación Andalhuala (Bossi, 1992) es posible estimar la edad de la discordancia en 4,80 Ma aproximadamente (Georgieff, 1998), valor que coincide con los fechados del límite Andalhuala-Corral Quemado (en base a tres tobas datadas por Strecker, 1987), muestreadas en el sector sur del Valle de Santa María, donde la discordancia coincide con este límite. La discordancia inter-Andalhuala es indicadora muy clara del inicio de la inversión tectónica. Aun así, es posible que la discordancia se manifieste con un cierto retardo temporal y que la inversión tectónica haya comenzado antes, como dice Strecker (1987). Sin embargo, la toba MC5 del Valle del Cajón, datada en 5,71 G 0,4 Ma (ver más adelante) está ubicada en los niveles estratigráficos donde predominan los depósitos lacustres que representan al estadio de "synrift climax", resulta ser prácticamente contemporánea a la mencionada por Strecker (1987) no deja dudas de que en el Valle del Cajón la inversión tectónica comenzó despues y la estimación de Georgieff (1998) parece correcta (Bossi et al., en prensa).
Los datos aportados con las mediciones de paleocorrientes en este trabajo indican una dirección hacia el E y ESE, mientras que en los niveles estratigráficos similares en el valle de Santa María tienen una dirección de paleocorrientes hacia el NNO lo que permite suponer la existencia de un diseño perimetral en el drenaje alrededor de un umbral de basamento, que era el núcleo aún no emergido de la Sierra de Quilmes. Es importante destacar que no se dispone de evidencias de paleocorrientes sobre el basamento de la sierra de Quilmes que ocupa la porción central de la cuenca original, con una superficie equivalente a un tercio de la misma. Estos diseños perimetrales alrededor de altos intracuencales con cobertura sedimentaria y muy escaso relieve pueden observarse en los bolsones actuales, como ser al sur de las poblaciones de Belén y Londres en la red de drenaje que baja al Bolsón de Pipanaco.

Estratigrafía

La sucesión sedimentaria del Valle del Cajón consiste en cuatro unidades separadas por disconformidades definidas por Bossi et al. (1992) como Aloformaciones o Secuencias continentales de 3º orden (por su duración aparente).
Se han relevado dos perfiles estratigráficos de detalle (Bossi et al, 1992, 1993 y 1997), uno a la altura del Molle Grande que involucra una pequeña porción cuspidal de la Aloformación Peñas Azules y las Aloformaciones Playa del Zorro y Totoral (ver figura 1). El segundo perfil tiene una traza entre Peñas Azules-Río de la Hoyada (Bossi et al., 1993) e involucra toda la sucesión, aunque la textura es más gruesa y faltan las facies lacustres cuyos últimos afloramientos aparecen un poco más al sur (ver figura 1). La siguiente es una descripción resumida de las Aloformaciones. Sus particularidades ambientales se discuten más adelante con los sistemas de dispersión y sus modelos de comparación (Tabla 1 y figura 2).

Cretácico

Aloformación Hualfín (Bossi et al., 1997). Sobre la penellanura y frente a la localidad de Cerro Colorado afloran limolitas finas rojizas muy coherentes, que pueden corresponder a la Formación Hualfín (Muruaga, 1998). Esta asignación estratigráfica es provisoria y se basa en información de subsuelo donde la Aloformación Hualfín aparece representada claramente. De la misma manera la edad cretácica asignada a la unidad, en base al fechado de una colada basáltica ubicada en la Puerta de San José (100 km más al sur, en el extremo norte de la Quebrada de Belén, Rosello et al. (1999).

Neógeno

Inmediatamente encima de la base de la sucesión en el área de Peñas Azules, donde la Aloformación Hualfín no está presente, Strecker et al. (1989) mencionan una toba fechada en 10,7 ± 1,7 Ma. Esta edad resulta coherente para el comienzo de la sedimentación neógena en el Valle del Cajón y en particular con el estadio de sedimentación de la Formación Las Arcas y parte de la Formación Chiquimil (Valle de Santa María, Bossi & Palma, 1982 y Villavil, Muruaga, 1998). No están presentes las facies lacustres correspondientes a la Formación San José (que aflora únicamente en el valle de Santa María, Bossi & Palma, 1982).

Aloformación Peñas Azules (Bossi et al., 1992). Los afloramientos se encuentran en el borde oriental del valle y se extienden desde la unión del río de la Hoyada con el río Colorado (Fig. 1), hasta el Puesto de Los Arbolitos y salvo en Peñas Azules, están cubiertos en su mayor parte por una bajada cuaternaria (Fig. 3). En la vieja Senda de los Belichos, un kilómetro al norte de Peñas Azules aflora una colada de lava basáltica cerca de la base de la unidad (ver figura 1).

Figura 3. Mapa de paleocorrientes con grandes modas por cuadrículas de la Aloformación Peñas Azules (Secuencia I).
Figure 3: Paleocurrent map with grand modes for 10 km-square divisions of the Peñas Azules Alloformation (Sequence I).

El perfil tipo aflora en el área de Peñas Azules (Secuencia I), se han medido 316 m de potencia y consiste de areniscas finas, castaño claras (5YR 7/1), muy montmorilloníticas, con rumbo N345^oE/16-21^oNE, con abundantes paraclastos, que alternan con areniscas medianas y gruesas (5YR 7/1) con rodados volcánicos (Subsecuencia Ia, en Bossi et al., 1993), que pasan en la mitad superior a areniscas gruesas (5Y 7/1) y conglomerados castaño grisáceos oscuro. No se han encontrado tobas in situ, todos los casos que hemos descripto al relevar el perfil de detalle, corresponden a niveles de concentración de paraclastos de toba, aunque de aspecto fresco.
La base de la secuencia tiene unos 30 m de limolitas pulverulentas macizas y sin estratificación visible, bien seleccionadas de color castaño rojizo, con calcretos («muñecos de tosca») que tiene aspecto de ser paleoloess proximal. Este detalle puede tener correlato con las estructuras de "yardangs" de la penellanura.

Aloformación Playa del Zorro (Bossi et al., 1992). Es la alounidad mejor conocida y presenta las mejores exposiciones que ocupan la parte central del Valle del Cajón (Fig. 4). El estratotipo está en la Playa del Zorro (Fig. 1) a la altura del Puesto Molle Grande, con un espesor de 1.288 m, presentando en buenas exposiciones los contactos disconformes con las unidades limitantes. El estrato límite inferior (2,3 m) aflora en la angostura de la Playa del Zorro y tiene en la base un conglomerado verde amarillento (5GY 6/3) con abundante matriz (donde predomina el mineral celadonita), guijas y guijarros volcánicos. La superficie de contacto con la Aloformación Peñas Azules es erosiva irregular y en gran parte paraconcordante. En la región de Peñas Azules lo hace mediante una suave discordancia angular (5 a 10^o).

Figura 4: Mapa de paleocorrientes con grandes modas por cuadrícula de la Aloformación Playa del Zorro (Secuencia II).
Figure 4: Paleocurrent map with grand modes for 10 km-square divisions of the Playa del Zorro Alloformation (Sequence II).

La sección inferior se caracteriza por un acentuado color verde oliva oscuro, donde dominan las areniscas y diamictitas amarillo verdosas (10Y5/3) macizas y conglomerados volcánicos, asociados a un conjunto de coladas basálticas, seguidas por areniscas castañas finas a macizas, areniscas finas friables eólicas y niveles de limolitas (loésicos) edafizadas y de calcretos.
La sección media (o lacustre) está constituida por limolitas amarillas y verde oscuras, con estratificación delgada, laminación paralela y ondulítica, con concreciones yesíferas y calcáreas, areniscas finas laminadas paralelas y ondulíticas. Algunos niveles son ricos en pelecípodos (Neocorbícula) y gasterópodos de conchilla gruesa, ostrácodos y escamas de peces.
En el sector sur de la cuenca y por encima de los niveles lacustres se ha fechado la toba MC5, en cristales individuales con el método Ar/Ar y valores: 5,38 ± 0,07, 6,04 ± 0,07 Ma (media en 5,71 ± 0,4 Ma), realizada por Bruce Idleman, Lehigh University, USA, a nuestro pedido.
Esto implica una relación temporal estrecha, pero no espacial, del emplazamiento de este cuerpo lacustre con depósitos lacustres de la Formación Chiquimil en el Valle de Santa María y las facies lagunares del Miembro Jarillal (Muruaga, 1998) en Villavil.
La sección superior tiene carácter granocreciente, de areniscas finas a medias con niveles edáficos y de calcretos que pasan hacia el techo a arenisca gruesas y conglomerádicas, con predominancia de rodados volcánicos en los niveles inferiores y metamórfico-graníticos en los superiores.
Los niveles lacustres citados se encuentran recostados sobre ambos bordes (occidental y oriental) de la cuenca de Santa María-Hualfín y corresponden a la etapa de máxima subsidencia tectónica ("synrift climax", en Prousser, 1993).

Aloformación Totoral (Bossi et al., 1992). Está compuesta por conglomerados petromícticos, gris claro (N7) de guijarros redondeados (de metamorfitas y vulcanitas alteradas, basaltos y pocos granitos), con intercalaciones lenticulares de areniscas gruesas sabulíticas-guijosas, castaño grisáceas (10YR 7/1) mal seleccionadas. La sucesión es granocreciente, con rodados de tamaño máximo de 50 a 60 cm de migmatitas, filitas, vulcanitas mesosilícicas y basaltos. El espesor de la unidad es de 200 m en el Río Totoral.
El estrato límite inferior es una discordancia ligeramente angular (2º a 5^o) sobre la que yacen los conglomerados arenosos antes mencionados. El límite superior está definido por una discordancia angular muy marcada con los niveles conglomerádicos de pie de monte del cuaternario (mesadas altas) y en algunos sectores donde no tiene cobertura sedimentaria, el límite superior es la superficie geomórfica final. Debido a la nula o escasa cobertura no se advierten cambios diagenéticos producidos por soterramiento.

Metodología de análisis

El muestreo de paleocorrientes involucró la definición de 20 cuadrículas de 10 x 10 km que cubren la totalidad de la faja de afloramientos de las tres aloformaciones (ver figuras 3, 4 y 5). En cada cuadrícula se escogieron puntos de muestreo utilizando un procedimiento de camino aleatorio (transectas sin destino definido) con distancias horizontales e intervalos estratigráficos variables entre puntos de muestreo. El elemento direccional más medido (90%) corresponde a rodados imbricados o juegos de rodados imbricados en capas o lentes conglomerádicos. En algunos casos se midieron, en facies de areniscas de origen fluvial y en particular en cuerpos de canal, estratificaciones cruzadas de tipo tabular tangencial simple y/o artesa (si era posible definir el eje de simetría). Los elementos eólicos detectados en la Aloformación Playa del Zorro, son niveles de escasa extensión lateral y no fueron medidos.

Figura 5: Mapa de paleocorrientes con grandes modas por cuadrícula de la Aloformación Totoral (Secuencia III).
Figure 5: Paleocurrent map with grand modes for 10 km-square divisions of the Totoral Alloformation (Sequence III).

Cuando los afloramientos eran escasos, se seguía el criterio de medir en todos los puntos donde se encontraban estructuras primarias direccionales de origen hídrico, hasta cubrir con una densidad no inferior a las 10 localidades cada cuadrícula. En realidad el plan de muestreo seguido resulta, desde un punto de vista estrictamente estadístico, sólo parcialmente aleatorio, pero en el aspecto geológico es razonablemente representativo.
En cada localidad de muestreo se tomaron aproximadamente 10 mediciones de paleocorrientes. En los casos donde la moda no se definía claramente se midieron más direcciones para alcanzar un razonable grado de precisión. Las mediciones de cada localidad fueron corregidas por la inclinación tectónica secundaria mediante el programa STEREO 1.5 (® RockWare Inc., 1993-1994), los datos corregidos fueron luego usados para el cálculo de la moda (Gumbel et al., 1953), varianza (Olson& Potter, 1956) y ensayo de Rayleigh y límites de confianza (Swan & Sandilands, 1995).
La distribución de densidad normal circular o distribución de von Mises (Gumbel et al., 1953 y Gumbel, 1954) reseñada con ejemplos de aplicación en Bossi (en prensa), es la más apropiada para el tratamiento estadístico de los datos azimutales en nuestro caso, de manera que se han calculado los estimadores de sus parámetros m y k y los límites de confianza, para la confección de los mapas de paleocorrientes de las figuras 3, 4 y 5.
El estimador A de la moda de la población (µ), en la distribución de densidad normal circular, se calcula mediante la expresión (para n azimutes no agrupados):

Donde A es el arco correspondiente a la tangente calculada en (1) y X_i, cada paleocorriente medida. El valor A, debe transformarse en azimut para el rango de 0 a 360º que habitualmente se usa en paleocorrientes.
La razón de consistencia (R) o longitud del vector medio normalizado, se calcula mediante:

siendo el vector resultante, en porcentaje:

Existe una relación directa entre R y k (que es el estimador de concentración de la distribución normal circular).
En Gumbel et al. (1953, Tabla 2), reproducida con modificaciones en Potter & Pettijohn (1963), Swan& Sandilands (1995) y Bossi (en prensa), se puede obtener el valor k (estimador del parámetro k) a partir de R. El valor de k = 0 indica una distribución uniforme, de manera que cuanto mayor es, más sesgada es la distribución y la moda está mejor definida. En las distribuciones normales circulares es irrelevante realizar distinciones entre moda y media. Por ser datos distribuidos alrededor del círculo es mejor hablar de moda (y su opuesto a 180º, antimoda). Las modas por cuadrículas de 10 km de lado, y la gran moda por Aloformación, se calcularon repitiendo el procedimiento indicado precedentemente (expresiones 1, 2 y 3).

Tabla 2: Resumen de los estadísticos de paleocorrientes de las tres aloformaciones (Secuencias I, II y III). (*) los valores negativos surgen de la mecánica de cómputo y ocurren cuando la varianza del nivel considerado es muy cercana a cero (ver Olson & Potter, 1954).
Table 2: Statistics and paleocurrent directions of the three alloformations (Secuences I, II and III).

Los intervalos de confianza para a = 0,05 y 0,975 se calculan mediante las relaciones:

donde A es la moda, n el número de azimutes considerados, R la resultante y S_e el error típico, el cual se estima mediante la expresión:

Los intervalos de confianza, LS (límite superior) y LI (límite inferior) se suelen calcular en el caso de paleocorrientes con un nivel de confianza 95%. Estos límites indican el rango angular dentro del cual puede estar incluida la moda "µ" (estimada mediante A) de la población original de la localidad considerada, con 95% de probabilidades.
El método de análisis reseñado precedentemente resulta específico para establecer la significación en la dirección de las modas y grandes modas a lo largo de las tres secciones, tomadas como poblaciones separadas. El conjunto de las tres secuencias es sin embargo homogéneo, pues el drenaje siempre estuvo dirigido hacia el E (o SE), con los materiales provenientes desde borde occidental y norte de la cuenca.
El análisis de varianza entre los datos a diferentes niveles permite investigar las fuentes de variación que son inherentes al sistema aluvial vigente en cada una de estas secuencias. La geomorfología de los abanicos aluviales y ríos introduce variación en los azimutes de las estructuras direccionales que depende de la extensión del trecho que estemos considerando. Un análisis de varianza a tres niveles permite interpretar las fuentes de variación tomando áreas cada vez mayores, para luego interpretar la significación ambiental de los componentes de la varianza (Tabla 2).
Los tres niveles considerados son los siguientes:
1) Entre azimutes dentro de una localidad, S_k ²: Este componente de la varianza tiene relación con extensiones pequeñas de los sistemas aluviales que involucra la arquitectura de las mesoformas en trechos cortos. La sinuosidad del canal influye en la disposición y orientación interna de las mesoformas. En consecuencia el componente S_k ², es un estimador de esta varianza.
2) Entre localidades dentro de un cuadro de 10 x 10 km, S_j ² (un cuadrado de esta dimensión permite involucrar un trecho representativo de un río y es también adecuado para las dimensiones comunes de los abanicos aluviales): En extensiones mayores la varianza del sistema aluvial está relacionada con la dirección de los canales individuales. En este aspecto es el diseño del sistema aluvial el que controla el componente S_j ².
3) Entre cuadrículas dentro del Valle o sector de la cuenca, S_h ²: El componente de varianza refleja los cambios de dirección del sistema fluvial o aluvial en extensiones de decenas de kilómetros. Es evidente que se refiere al sistema axial orientado según la pendiente regional.
En la Aloformación Playa del Zorro se planteó (por la cantidad y extensión de los datos disponibles) un análisis de variación a cuatro niveles (el cuarto nivel correspondía a la comparación entre dos cuadros, los sectores norte y sur, que involucraban diez cuadrículas cada uno, o sea áreas de 100 x 100 km). Sin embargo, el componente de varianza obtenido resultó cercano a cero lo que indica que el sistema axial se consolidaba rápidamente a medida que se alejaba (10-20 km) del borde de cuenca. Por lo tanto, el cuarto nivel resultó ser innecesario. El trabajo de Olson & Potter (1954) ilustra el procedimiento a seguir y las fórmulas aplicables para resolver los cálculos necesarios.
La "Ley de Sternberg" (Potter & Pettijohn, 1963) de decrecimiento exponencial de los rodados máximos se aplicó en algunos casos (Figs. 6, 7, 8, 9 y 10) para determinar la posición de la línea de quiebre. La línea de quiebre se define como el límite entre los dominios de erosión y sedimentación. Siendo el dominio de erosión el área fuente. La expresión general es:

Donde i toma los valores enteros 1, 2, 3..., etc. El valor i = 1 corresponde a la localidad en la línea paralela a la dirección modal de paleocorrientes con tamaño medio de rodados máximos más grande. El valor x₀ es la distancia entre Y₀ e Y₁. Esta ley exige una organización del tamaño de los rodados máximos decreciente en dirección aguas abajo y suficientemente significativa para estimar el parámetro de decrecimiento -a. El valor -a es calculado usando los pares de valores en centímetros Y₁ e Y₂ (o cualquier otro subsiguiente: Y₃, Y₄, etc., en lugar de Y₂) y la distancia x (en kilómetros) entre las localidades respectivas, reorganizando la expresión 6, como sigue:

y x_i es la distancia entre la localidad con valor Y₁ y la localidad aguas abajo con valor Y_i (donde i > 2), usada en (7). La distancia a la línea de quiebre (x₀) se estima definiendo Y^₀ = 2Y₁ y reordenando y aplicando la expresión (6), con los valores de Y₁ e Y₀ .

Figura 6. Mapa de rodados máximos y de composición dominante de la Aloformación Peñas Azules (Secuencia I).
Figure 6. Gravel maximum size distribution and dominant composition map in the Peñas Azules Alloformation (Sequence I).

Figura 7: Mapa de rodados máximos volcánicos, línea de quiebre y de composición dominante de la Aloformación Playa del Zorro (Secuencia II).
Figure 7: Maximum volcanic gravel size distributions map and gravel dominant composition in the Playa del Zorro Alloformation (Sequence II).

Figura 8: Mapa de rodados máximos metamórficos y plutónicos, línea de quiebre y de composición dominante de la Aloformación Playa del Zorro (Secuencia II).
Figure 8: Maximum metamorphic and plutonic gravel size distributions map and gravel dominant composition in the Playa del Zorro Alloformation (Sequence II).

Figura 9: Mapa de rodados máximos metamórficos, línea de quiebre y de composición dominante de la Aloformación Totoral (Secuencia III).
Figure 9: Maximum metamophic gravel size distribution map and gravel dominant composition in the Totoral Alloformation (Sequence III).

Figura 10: Mapa de rodados máximos volcánicos-plutónicos, línea de quiebre y de composición dominante de la Aloformación Totoral (Secuencia III).
Figure 10: Maximum volcanic and plutonic gravel size distributions map and gravel dominant composition in the Totoral Alloformation (Sequence III).

Obviamente cualquier otro valor de Y0, modifica hacia atrás o adelante la línea de quiebre, pero la experiencia en otros casos (Bossi et al., 1979) indica que esta estimación es razonable, considerando la relación exponencial del decrecimiento de los rodados con relación a la distancia transportada.
Finalmente, para estimar el grado de significación de la moda, se aplicó un ensayo de Rayleigh propuesto en Swan & Sandilands (1995). Existen tablas estadísticas (Apéndice 2.11, en Swan & Sandilands, op.cit.) de valores críticos para R (n,α), donde n = número de observaciones y á = nivel de confianza, para ensayar la hipótesis que los datos medidos tienen distribución uniforme. Si el valor de a calculado mediante (1) supera el valor crítico, se puede concluir que existe orientación preferencial.

Modelos de componentes de varianza y sinuosidad

Sistemas fluviales

Un tema considerado escasamente en la literatura sedimentológica es la relación entre la varianza en distintos niveles jerárquicos (extensiones areales) de los sistemas fluviales y la sinuosidad. La dispersión de las paleocorrientes ha sido usada con frecuencia para expresar la sinuosidad relativa de los sistemas fluviales fósiles (Kelling, 1968, Selley, 1968, Thompson, 1970). La sinuosidad (P) expresada por la razón entre el largo efectivo del canal y el largo del eje de la faja de meandros (Brice, 1964) es ligeramente diferente a la definición original de Leopold & Wolman (1957) pero tiene la ventaja de ser aplicable a ríos rectilíneos y sinuosos (Le Roux, 1992). El trabajo de Le Roux (1992) es un análisis de varios ejemplos de fajas de meandros de ríos actuales comparadas con ejemplos fósiles de Sudáfrica. Particularmente Le Roux (1992) encara la relación entre sinuosidad y el rango operacional (que se estima igual a 3,2 veces la desviación típica). Según varios autores (Leopold & Wolman, 1957; Brice, 1964 & Rust, 1978; Le Roux, 1992) el límite arbitrario generalmente aceptado, entre ríos sinuosos y rectilíneos es aproximadamente P =1,5. En el modelo de ríos de sinuosidad creciente presentado por Le Roux (1992: figura 1) se puede observar la progresión de los valores de sinuosidad (P) y rango operacional (f) mostrado en la tabla 3.

Tabla 3: Progresión de los valores de sinuosidad (P) y rango operacional (f) en el modelo de ríos de sinuosidad creciente presentado por Le Roux (1992).
Table 3: Sinuosity (P) and operational range (f) values progression in the increasing sinuosity river model of Le Roux (1992).

El valor (P = 5,24) corresponde al caso donde los meandros (plenamente desarrollados y sin ancho de canal), se tocan unos con otros y puede considerarse el límite teórico máximo posible para la sinuosidad. Este valor, surge de aplicar la expresión [P = f (f/360º)/ sen{(360º- f)/2}] de Le Roux (1992) a la que le corresponde teóricamente una varianza máxima de 8.800.
Miall (1974) realizó una recopilación de los indicadores de corriente en ríos y sistemas fluviales fósiles y llegó a la conclusión de que la varianza aumenta a medida que disminuye la escala de las estructuras consideradas, en concordancia con lo expresado por Allen (1966). En ese trabajo, Miall (1974, figura 1) propone un sistema jerárquico de seis rangos, de los cuales el primero y segundo involucran áreas muy extensas y los otros cuatro a sectores de área decreciente de un sistema de canales. Los rangos 3 y 4 son muy interesantes en nuestro caso, pues corresponden en escala a nuestra zona de estudio y las cuadrículas definidas en el muestreo y permiten observar que la varianza (expresada aquí por el rango) es baja en los ríos rectilíneos y alta en los sinuosos. Los rangos 1 y 2 tienen una escala que excede la de nuestro trabajo y los rangos 5 y 6 no se consideran aplicables por haberse medido imbricaciones en lugar de estructuras derivadas de planos avalancha o dunas en barras.
Para evaluar las fuentes de variación en el sistema fluvial del Neógeno del Valle del Cajón, fue necesario construir un modelo donde se incluyeron datos propios de los ríos de la llanura oriental de Tucumán y ejemplos actuales y fósiles tomados de la bibliografía (Fig. 2).
Varios trechos de los ríos Salí, Lules, Gastona, Chico y Marapa, fueron analizados en fotografías aéras e imágenes satelitales (escalas 1:50.000 a 1:100.000), para determinar direcciones de corriente indicadas por la orientación local del cauce y los cursos de agua dentro de los mismos, medidos en trechos de 1 km, que definen una localidad. Los cauces considerados son de tamaño comparable y sinuosidades similares (desde enlazados a moderadamente sinuosos).
Las localidades fueron luego agrupadas en cuadrículas de 10 km de lado. En cada caso fueron determinados los valores de sinuosidad y varianza a nivel de localidad dentro de las cuadrículas y entre cuadrículas. La sinuosidad de los cauces estudiados está relacionada con el radio de curvatura de los meandros a lo que se suma la curvatura de la cuerda que describe el eje del curso trazado por la parte media de la faja de meandros. Este efecto se define mejor en cuerdas de 3 a 4 km de extensión, que son las que aparecen contenidas dentro de las cuadrículas de 10 km de lado.
El gráfico de la figura 2, resulta una compilación de nuestros propios datos y ejemplos tomados de la literatura geológica (Agterberg et al., 1967, Allen, 1967, Bluck, 1961, Coleman , 1969, Bossi et al., 1979, Harms et al., 1963, Miall, 1974, Rust, 1972, 1978 y Yeakell, 1962) y los modelos de Schumm, (1981) y Le Roux (1992) y demuestra que existe una relación entre sinuosidad y varianza y que el valor P= 1,5 corresponde a una varianza de 2.000 y resulta ser un límite razonable entre ríos rectilíneos y sinuosos. Esta conclusión será usada con frecuencia para evaluar los valores de la varianza en los tres niveles jerárquicos considerados y estimar el comportamiento de la sinuosidad de los trechos de canal representados por cada uno de ellos.

Abanicos aluviales

Las fuentes de varianza en el diseño de los abanicos aluviales maduros en diferentes tipos de pie de monte, parece ser un terreno mucho menos explorado. El análisis de varianza a tres niveles propuesto en este trabajo, cuyo segundo nivel fue fijado en cuadrículas de 10 km de lado, es también aplicable a los abanicos aluviales. En ese contexto se han utilizado como modelos de comparación para la Aloformación Totoral, los abanicos desarrollados en el pie de monte del Valle de Santa María en los faldeos de las Sierras de Aconquija, Quilmes (sector entre Punta Hualasto y San José) y Cumbres Calchaquíes (desde el Cerro Chimpa hasta Julipao), en trechos de pie de monte de 30 km de largo.
Las direcciones de flujo fueron definidas observando la orientación de los distributarios en la superficie del abanico en fotografías aéras a escala 1:65.000 complementadas con imagenes Landsat IV a escala 1:50.000.
Se definieron 3 cuadrículas contiguas de 10 km de lado, en cada ejemplo considerado. En las cuadrículas se ubicaron aleatoriamente círculos de 0,5 km de radio. En estos círculos se midieron entre 5 y 12 azimutes de direcciones de flujo que conformaron una localidad de paleocorrientes. Se determinaron 6-8 azimutes por localidad con un tamaño efectivo de 80 a 90 azimutes por cuadrícula. Esta densidad de muestreo es comparable al de la Aloformación Totoral, cuyas facies conglomerádicas son típicas de pie de monte y pueden interpretarse como abanicos aluviales (Bossi et al. 1992, 1997). La tabla 1 resume los resultados obtenidos en los cuatro casos considerados.
Los abanicos del Valle de Santa María, son maduros, bien desarrollados y tienen un radio entre 3 y 5 km. En nuestro análisis jerarquizado, las cuadrículas de 10 km de lado cubren completamente los abanicos mayores y los sectores de coalescencia o solapamiento entre abanicos vecinos. En los casos comunes de pie de monte rectilíneos (Tabla 1, casos 1, 2 y 4) de abanicos ubicados paralelamente y dirigidos a un colector principal, la varianza encontrada en los tres niveles es muy baja, relacionada sin duda con la escasa dispersión de los «canales» de flujo que se observa sobre la superficie de los mismos y cuyas direcciones raramente exceden el rango de 150º. Los efectos de solapamiento y convergencia de abanicos que corresponden a bajadas con direcciones medias encontradas u opuestas (Tabla 1, caso 3), se manifiestan claramente en el análisis de varianza en el valor estimado para el segundo nivel: dentro de las cuadrículas de 10 km de lado, que este caso es muy elevado (S ² = 8.720, Tabla 1).
El valor alto en el segundo nivel de varianza (S_j ²) determinado en la Aloformación Totoral está posiblemente ligado a la convergencia de abanicos aluviales desde dos faldeos encontrados (uno al norte y otro al oeste). Aspecto que tiene correlato con variaciones composicionales y de tamaño de rodados que se discuten más adelante.

Análisis de los datos

Aloformación Peñas Azules

Los afloramientos de la unidad se encuentran prácticamente confinados en el extremo NE del actual Valle del Cajón (Fig. 3). Se definieron 12 localidades con un total de 124 azimutes de paleocorrientes, distribuidos en un área de 3 cuadrículas. El tamaño efectivo de azimutes por localidad es de 13 y de azimutes por cuadrícula: 31 (ver Tabla 2). Este último valor indica que el muestreo fue reducido pero resultó suficiente por su consistencia con los resultados de las otras dos secuencias. Las razones principales para este muestreo reducido fueron involuntarias: (a) área aflorante menor y (b) dificultad en encontrar estructuras direccionales que puedan medirse.
Esta aloformación presenta un área aflorante mayor desde Peñas Azules hacia el norte y otra menor en el sector de Peña Alta (Fig. 3). Los datos de paleocorrientes y los estadísticos derivados con las grandes modas por cuadrícula y regional se resumen en la figura 3. El drenaje tiene una dirección relativamente uniforme hacia el EESE.
Como puede observarse la gran moda de esta Aloformación es A = 114º y tiene límites de confianza ubicados entre 85º y 144º. Para n= 12 y α = 0,05, el valor crítico del ensayo de Rayleigh es 0,49 (Swan& Sandilands, 1995: tabla 2.11), como R = 0,67 para la gran moda de la Secuencia I, podemos rechazar la hipótesis H0 y aceptar la hipótesis alternativa de que existe orientación preferencial.
El análisis de varianza (Tabla 2) plantea un sistema fluvial de baja varianza a nivel localidad (S_k ² = 313); una varianza moderada (S_j ² = 2.404) entre localidades dentro de una cuadrícula (o sea en trechos de 10 km); y finalmente una varianza baja entre cuadrículas (S_h ² = 630). La relación entre varianza y sinuosidad ha sido discutida precedentemente (ver figura 2) y se puede estimar que los ríos son rectilíneos en el primer y tercer nivel y moderadamente sinuosos en el segundo nivel.
Resulta difícil componer un modelo que explique las fuentes de varianza previamente mencionadas. Es evidente que si el sistema fluvial en trechos cortos (decenas de metros) y largos (más de 10 km) es rectilíneo, es probable que lo sea también en trechos intermedios. El problema es como explicar la varianza del segundo nivel, (S_j ² = 2.404) que está ligeramente encima del valor 2000 que se estima como límite entre ríos rectilíneos y sinuosos (ver figura 2). Hemos supuesto que este componente de varianza está ligado a un diseño de ríos de baja sinuosidad que convergen hacia un colector principal y que luego los colectores principales siguen un rumbo subparalelo. La figura 11a muestra el modelo de diseño del sistema fluvial que explica los valores de las componentes de varianza. Como en todos los modelos así planteados es posible que exista otra solución.

Figura 11: Modelos paleoambientales de las tres aloformaciones, basados en el análisis de paleocorrientes y sus varianzas. (a) Aloformación Peñas Azules, (b) Aloformación Playa del Zorro y (c) Aloformación Playa del Zorro.
Figure 11: Paleoenvironmental models of the three alloformations based in the paleocurrent and variance analysis. (a) Peñas Azules Alloformation, (b) Playa del Zorro Alloformation and (c) Totoral Alloformation.

Aloformación Playa del Zorro

Los afloramientos de esta unidad son los más extensos y además los más fértiles en cuanto a estructuras direccionales medibles (Fig. 4). Se midió un total 1.067 azimutes distribuidos en 102 localidades que a su vez se extienden por 10 cuadrículas. El tamaño efectivo por localidad fue de 11 azimutes y de azimutes por cuadrícula: 97. Es evidente que este muestreo resultó el más representativo y en cierta medida afianzó nuestro análisis de las paleocorrientes del Neógeno del Valle del Cajón. Dos localidades pertenecientes a esta unidad fueron descartadas por no satisfacer el ensayo de Rayleigh que indicaba que la distribución era de tipo uniforme (sin moda preferencial). En realidad los efectos de esta exclusión no fueron sustantivos ya que involucran el 2% de las mediciones efectuadas.
La gran moda de la Secuencia II es A = 124º y tiene límites de confianza ubicados entre 98º y 149º, El valor de R=0,77 correspondiente a la gran moda para 102 localidades supera el ensayo de Rayleigh con un nivel α = 0,05 y cuyo valor crítico tabulado es 0,17. Se puede aceptar la hipótesis alternativa: existe orientación preferencial.
La Aloformación Playa del Zorro presenta un área aflorante continua y mucho mayor que la Aloformación Peñas Azules (Fig. 4). La gran moda y las modas por cuadrículas indican un desplazamiento del drenaje hacia el sureste. Este cambio puede corresponder a la existencia de un obstáculo ubicado al este del área estudiada. El diseño de la Cuenca de Santa María-Hualfín confirmado a partir de las líneas sísmicas cedidas por YPF indica la existencia de dos hemigraben opuestos con una rampa común que sigue un eje que corre de la Sierra de Capillitas, cruza por la mitad oriental del Campo del Arenal y continúa por la Sierra de Quilmes. El espacio ocupado por la rampa común de los dos hemigrábenes para la porción norte de la Cuenca está ocupado hoy en día por la Sierra de Quilmes. Este espacio de rampas compartidas, presenta en las líneas sísmicas espesores muy reducidos del Neógeno y prácticamente nulos de la Formación Hualfín y debe haber funcionado principalmente como área de transferencia de sedimentos entre los depocentros de El Cajón y Santa María. Durante la inversión tectónica que comenzó a manifestarse a 4,8 Ma (5,47 Ma para Strecker, 1987), la Sierra de Quilmes comenzó a levantarse como un apilamiento de bloques con fallas diagonales NO-SE (Georgieff, 1998).
El efecto principal de este levantamiento es la progresiva modificación de la red de drenaje que fue adecuándose y adoptando un diseño perimetral alrededor de un abultamiento central que luego constituyó la sierra de Quilmes al sobrelevarse el basamento. En última instancia esta condición del drenaje terminó persistiendo hasta nuestros días.
Las direcciones de paleocorrientes medidas en la cuadrícula 3 (Fig. 4) indica una posible derivación del drenaje hacia el NE. Los límites de confianza son muy amplios y la población muestreada no asegura que la dirección de descarga (gran moda calculada) sea verdadera en sentido geológico. Algo similar ocurre con la cuadrícula 19 (Fig. 4), al sur del área considerada. Las direcciones de paleocorrientes medidas en un limbo casi vertical del anticlinal allí existente, pueden tener errores considerables y hacer incierta la gran moda local. Estas dudas surgen de comparar las modas de paleocorrientes con la composición volumétrica de rodados y la distribución de rodados máximos, discriminados por composición (volcánica en la figura 7 y metamórfica + plutónica en la figura 8).
El caso de los rodados plutónicos y metamórficos (Fig. 8, la escala de tamaños es diferente) es relativamente simple, los rodados son subredondeados y tienen un decrecimiento manifiesto hacia el SE, en casi todo el frente
aflorante. Las líneas de quiebre muestra dos segmentos que podrían haber estado unidos (Fig. 8): uno al norte y otro al oeste; con la posibilidad que exista en la unión de ambos una gran entrante o proyección de la cuenca hacia el oeste que no está preservada. La particular disposición de los rodados máximos volcánicos (Fig. 7), sugiere que el ápice de la entrante pudo coincidir con la entrada a la cuenca de un gran colector que traía un proporción importante de estos rodados.
Solamente en las localidades ubicadas al norte de Peñas Azules y en el sector de la Loma Lántiga los rodados volcánicos son suficientemente grandes para indicar la proximidad del área fuente y poder establecer un fragmento de línea de quiebre que cerraba la cuenca por el Norte o NO. La redondez de los rodados y la escasa alteración que muestran contribuyen a apoyar la hipótesis de una proveniencia relativamente lejana para estos rodados, traídos desde más atrás de la línea de quiebre por el gran colector ya mencionado. Los rodados decrecen rápidamente de tamaño al ingresar a la cuenca (hasta 10 km adentro) y luego su decrecimiento es poco significativo aunque en términos generales concordante con las modas de paleocorrientes.
En esta Aloformación se realizó un análisis de varianza a 3 y 4 niveles, siendo el cuarto nivel (entre los sectores norte y sur del valle) no significativo (S_g ² ~ negativo, Tabla 1), por lo tanto, sólo se consideran tres niveles. La varianza total, S_t ² = 4.367 (Tabla 1) es ligeramente superior a la Aloformación Peñas Azules pero los componentes de la varianza son diferentes y reflejan cambios en el sistema fluvial. La máxima varianza está ubicada en el nivel entre azimutes dentro de cada localidad, S_k ² = 2.889. El valor indica moderada variabilidad a nivel de trecho del río, lo que puede interpretarse como una disposición de los canales y barras típica de canales sinuosos. La arquitectura de estos canales muestran formas típicas de barras de punta en partes asociadas a planicies aluviales fangosas y/o lagunas y lagos semipermanentes. En el perfil estratigráfico del Arroyo Ovejería Chica (cercano al pie de monte) los cauces son decididamente abarrancados y su planicie aluvial es arenosa con niveles calcretizados. La varianza entre localidades dentro de una cuadrícula, S_j ² = 1.132, indica ríos subparalelos o escasamente divergentes o convergentes. La varianza en el nivel superior, S_h ² = 456, es muy baja e indica nuevamente que el sistema fluvial adoptaba un diseño regional de cursos subparalelos.
Como el nivel de mayor varianza está relacionado con segmentos cortos de los canales (65% de la varianza total), esto puede implicar una mayor sinuosidad de los cursos y la concomitante disminución de la pendiente regional. La abundancia de facies lacustres en esta aloformación confirma la escasa y por momentos nula, pendiente regional. La figura 11b muestra el posible modelo para el sistema fluvial asociado a la etapa de depositación de la Aloformación Playa del Zorro.

Aloformación Totoral

Los afloramientos de esta unidad son tan extensos como los de la Aloformación Playa del Zorro pero a los fines del estudio, los puntos de muestreo eran escasos y reducidos a los cortes fluviales y barrancas de los frentes de afloramiento del lado este de la faja aflorante (Fig. 5). En muchos casos por su naturaleza conglomerádica y alta friabilidad resultan de acceso peligroso especialmente en los cortes verticales. Se midieron un total de 374 azimutes distribuidos en 35 localidades que involucran 5 cuadrículas (Tabla 2). El tamaño efectivo de azimutes por localidad es 12 y de azimutes por cuadrícula de 69. El muestreo es razonable teniendo en cuenta que los resultados son comparables con las otras dos aloformaciones. La gran moda tiene una dirección 123º, similar a la de la Aloformación Playa del Zorro, los límites de confianza son más amplios 80º y 167º y R es 0,69 que es superior al valor crítico del ensayo de Rayleigh con á = 0,05 y n = 35, de manera que puede aceptarse la hipótesis alternativa de que existe orientación preferencial.
Aunque la gran moda de esta unidad es similar a la Aloformación Playa del Zorro, se observa una marcada deflexión de las modas por cuadrículas dirigidas hacia el sur, paralelas al bloque de la Sierra del Cajón o Quilmes (ver cuadrículas 11 y 15, figura 5). El drenaje cambia hacia el este recién en la cuadrícula 20 (Fig. 5). Este aspecto puede indicar que la sierra estaba sólo parcialmente emergida y que la conexión con el valle de Santa María se ubicaba en Famabalasto a 40 km al norte del actual codo del sistema de ríos Colorado-Santa María. Las direcciones encontradas, hacia el NE en la gran moda de la cuadrícula 6 y hacia el SE en la cuadrícula 2 (Fig. 5), coincide con el sector por donde ingresaron los rodados volcánicos mayores (Fig. 10). La figura 10 muestra conjuntamente la relación de tamaños de los rodados de origen volcánico y plutónico. Puede advertirse que en el sector donde dominan volumétricamente los rodados volcánicos aparecen los rodados mayores de ambas composiciones. Esto implica que la proveniencia era similar y que estos detritos eran ingresados por un punto ubicado entre las cuadrículas1 y 5 (Figs. 9 y 10) y asociado a una entrante en el área fuente, por donde emergía un gran río de montaña proveniente del oeste. La misma entrante fue mencionada previamente en la interpretación del sistema fluvial de la Aloformación Playa del Zorro.
El resto del área aflorante tiene dominio de la composición metamórfica, siendo los rodados plutónicos siempre subordinados. La figura 9 muestra la distribución de los rodados máximos de composición metamórfica (gneises al norte y filitas y esquistos biotíticos al sur). El decrecimiento exponencial en las cuadrículas 2, 3 y 6 (Figs. 9 y 10) es hacia el sur y permite definir la presencia de una línea de quiebre que cerraba la cuenca por el norte. Las cuadrículas restantes ubicadas más al sur, no muestran decrecimiento significativo a lo largo de la faja aflorante en los rodados plutónicos y volcánicos pero si en los rodados metamórficos que permitieron definir una línea de quiebre en casi todo el flanco occidental, que alcanza la cuadrícula 15 (Fig. 9).
El análisis de varianza de la Aloformación Totoral resulta contrastante con los realizados para las otras aloformaciones. En primer lugar corresponde a un sistema aluvial de mucho mayor energía y considerando las facies conglomerádicas que dominan en la sedimentación, asociado a una mayor pendiente. Los afloramientos implican una mayor penetración de los conglomerados en la cuenca, pues sus afloramientos más orientales alcanzan el río Colorado a la altura de Famabalasto. Un sistema de dispersión conglomerádico y extenso como este es inexistente en el contexto árido actual. La varianza total del sistema, S_t ² = 7.079, es muy alta (Tabla 2). La varianza al nivel de azimutes dentro de una localidad es como puede predecirse relativamente baja, S_k ² = 1.765 (Tabla 2). Mientras que la varianza al nivel de cuadrícula es elevada, S_j ² = 5.326 (Tabla 2). Esto significa que los segmentos cortos de los cursos de agua sobre los abanicos (distributarios de flujos secundarios) eran de baja sinuosidad. En cuanto a la varianza a nivel de cuadrícula ha sido evaluada en función del comportamiento de los abanicos modernos y maduros existentes en el Valle de Santa María. Cuando existe convergencia desde dos faldeos de rumbos encontrados, la varianza dentro de la cuadrícula de 10 x 10 km, es elevada. Esta situación se observa claramente en el caso 3 (Tabla 1), donde los sistemas de abanicos del faldeo de las sierras de Quilmes y Aconquija convergen hacia el río Santa María.
Las figuras 9 y 10 demuestran la existencia de una línea de quiebre con un relieve importante al norte y otra un poco más alejada de la faja aflorante, que recorre todo el borde occidental. Ambas líneas convergen en la entrante de Loma Lántiga-Ovejería Chica antes mencionada. Las paleocorrientes son allí encontradas. Las que vienen del norte (cuadrícula 2, Fig. 5) dirigidas hacia el SE y las de la cuadrícula 6 (Fig. 5) hacia el NE. Este detalle también apunta a la convergencia de abanicos en esa área. Este efecto afecta el analisis de varianza pues las cuadrículas 2, 6 y 15 (Fig. 3), son precisamente las de mayor número de mediciones. La disposición particular de las paleocorrientes en tales cuadrículas explica en gran medida el aumento observado de la varianza en el segundo nivel .
La varianza en el tercer nivel entre cuadrículas, S_h ², es baja. Esta situación está relacionada con el control que ejerce la pendiente regional sobre los distributarios en la parte distal de los abanicos, aspecto que también fue confirmado en los abanicos de tramos del Valle de Santa María (Tabla 1). La figura 5 muestra que el paleodrenaje regional está dirigido definidamente hacia el SSE en las cuadrículas alejadas del frente de montaña (con rumbo paralelo a la actual Sierra de Quilmes), hasta alcanzar la latitud de Famabalasto donde tuercen hacia el Este. Este diseño de drenaje implica que la Sierra de Quilmes era ya un relieve elevado que actuaba como elemento separador de las dos porciones en las cuales se divide actualmente la Cuenca. La figura 11c muestra un modelo donde se contempla la presencia de una entrante en el borde de cuenca y dos frentes de abanicos aluviales coalescentes y que explica las particularidades mencionadas.
Las paleocorrientes indican una posible conexión con el Valle de Santa María al sur de Famabalasto. Sin embargo, también es posible que el Campo del Arenal, que es el depocentro residual de la Cuenca, haya sido también área de recepción de sedimentos.
La generación de extensas bajadas en esta Aloformación, que penetraron profundamente la cuenca, representa el estadio final de evolución y está relacionado principalmente con un marcado ascenso del área fuente (la Sierra de Chango Real), un aumento de relieve, gran producción de cascajo y condiciones climáticas más áridas.

Conclusiones

1) El análisis de paleocorrientes de la sucesión neógena del valle del Cajón permite inferir condiciones cambiantes en el sistema de dispersión aluvial, controladas por el progresivo ascenso del bloque de la sierra del Cajón o Quilmes durante la inversión tectónica pliopleistocena. La inversión tectónica (iniciada aproximadamente 4,8 Ma) afectó profundamente la cuenca, iniciado la etapa compresiva que permitió el progresivo ascenso del Bloque de la Sierra de Quilmes, que separó parcialmente las mitades, occidental (Valle de Cajón) y oriental (Valle de Santa María).
2) Se desarrolló un modelo de relación entre varianza y sinuosidad en sistemas fluviales que sirvió de elemento de comparación en el análisis de los resultados obtenidos en las Aloformaciones Peñas Azules y Playa del Zorro, donde predominan las facies arenosas fluviales. El modelo fue construido en función de información de ríos actuales de la llanura tucumana y ejemplos tomados de la literatura geológica. Otro modelo consiste en los análisis de varianza de abanicos aluviales maduros del Valle de Santa María y que presenta un comportamiento que puede paralelizarse con el análisis de varianza de las facies conglomerádicas de la Aloformación Totoral. Ambos modelos permitieron determinar detalles de comportamiento y reforzaron el análisis y las conclusiones finales.
3) La Aloformación Peñas Azules muestra un sistema fluvial de ríos rectilíneos, que adoptan un diseño de red de drenaje convergente hasta que se alcanzaba la llanura donde el sistema continuaba en forma de colectores subparalelos dirigidos hacia el Este.
4) La Aloformación Playa del Zorro contiene las facies fluviales de mayor sinuosidad, etapas de inundación permanente, formación de lagos y escaso aporte sedimentario. Además, el sistema de drenaje muestra una sensible tendencia a migrar desde el E hacia el SE, interpretado como un producto del ascenso parcial de la sierra del Cajón o Quilmes.
5) La gran moda de la Aloformación Totoral es muy similar a la de la Aloformación Playa del Zorro y dirigida al SSE. Presenta marcados contrastes litológicos y granulométricos con los depósitos de las anteriores unidades. El sistema de drenaje es mucho más irregular con una fuerte varianza, que se relaciona con un modelo de abanicos aluviales derivados de un frente de montaña (que coincide parcialmente con la sierra de Chango Real) con una entrante a la altura de Ovejería Chica-Loma Lántiga.
El área fuente habría sufrido un marcado ascenso con el concomitante aumento de relieve y condiciones climáticas más áridas. La sierra del Cajón o Quilmes estaba emergida y constituía una barrera infranqueable, dirigiendo el drenaje hacia el Valle de Santa María, contorneando su extremo austral y/o alternativamente hacia el depocentro residual: el Campo del Arenal.

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