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Revista de la Asociación Argentina de Sedimentología

versión impresa ISSN 1853-6360

Rev. Asoc. Argent. Sedimentol. vol.8 no.2 La Plata jul./dic. 2001

 

ARTÍCULOS

Petrografía y procedencia de areniscas terciarias en la Subcuenca de Hualfín, provincia de Catamarca, noroeste de Argentina

Petrography and provenance of tertiary sandstones in the Subbasin of Hualfín, Catamarca province, northwestern Argentina.

 

Claudia M. Muruaga

IESGLO, Cátedra de Sedimentología, Facultad de Ciencias Naturales e Inst. Miguel Lillo, Miguel Lillo 205. 4000 - San Miguel de Tucumán.

E-mail: iesglount@infovia.com.ar

Recibido: 14 de diciembre de 2000.
Aceptado: 21 de agosto de 2001.

 


Resumen

En el extremo norte de Sierras Pampeanas Noroccidentales, junto al borde suroriental de la Puna, aflora un importante espesor de sedimentos clásticos terciarios, incluidos en lo que se denominó como Subcuenca de Hualfin, porción sudoeste de la Cuenca de Santa María-Hualfín. El basamento cristalino de la región está constituido por metamorfitas de bajo grado (Formación Loma Corral) intruidas por ortogneis de la Formación Chango Real, sobre los que apoyan discordantemente las sedimentitas terciarias que pertenecen a la Formación Hualfín (Cretácico inferior) y el Grupo Santa María (Mioceno medio-Plioceno superior). Este grupo está compuesto por cinco formaciones, de base a techo: Las Arcas, Chiquimil (dividida en tres miembros: Los Baños, El Áspero y El Jarillal), Andalhuala y Corral Quemado.
El estudio petrográfico, junto a una detallada descripción litológica de las sedimentitas terciarias, ha contribuido a la caracterización de cada una de las diferentes unidades. La evolución composicional de las modas detríticas, tanto en sentido estratigráfico como areal, coincide con los estadios tectosedimentarios definidos en la evolución de esta cuenca intracratónica. La causa principal para estos cambios en las petrofacies son la actividad tectónica y el vulcanismo contemporáneos con la sedimentación. En un sector más distal de la cuenca (perfil A-A' río Villavil) las petrofacies cambian de cuarzo-feldespáticas (Formaciones Hualfin y Las Arcas) a lítico-feldespáticas (Miembros Los Baños y El Áspero), lítico-cuarzosas (Mb. El Jarillal y Fm. Andalhuala) y nuevamente a lítico-feldespáticas (Fm. Corral Quemado). El mayor aporte de líticos volcánicos se produce en el Miembro El Áspero, correspondiente al máximo aporte de sedimentos volcánicos en la cuenca procedentes del Noroeste (Puna). Hacia el borde de cuenca (perfil B-B' El Durazno) la sucesión está representada por petrofacies cuarzosas en general y procedencia cercana de basamento cristalino. El vulcanismo coetáneo es evidente únicamente en los Miembros El Áspero y El Jarillal.
Los diagramas de Dickinson muestran una evolución en la composición modal de un orógeno reciclado a arco magmático. El estudio conjunto de facies sedimentarias, el diseño de paleocorrientes y las petrofacies, sugieren que las actuales Sierras de Altohuasi-Culampajá y Papachacra, ubicadas hacia el noroeste del área de estudio, habrían constituido las áreas de aporte de las sedimentitas estudiadas. Centros volcánicos situados en la Puna, habrían aportado los diferentes tipo de líticos volcánicos observados a lo largo de toda la sucesión.

Palabras claves: Petrografía sedimentaria; Procedencia; Areniscas; Neógeno.

Extended abstract

This paper documents the sandstone composition and provenance of the tertiary succession in a study area located at Northwestern Pampean Ranges. The stratigraphic succession, in the southwestern part of the Santa Maria- Hualfin Basin (Bossi et al. 1997), is about 3000 m thick (Fig. 1). It is mainly formed of volcaniclastic fluvial sediments, belonging to the Hualfin Formation (Lower Cretaceous) and Santa Maria Group (Galván y Ruiz Huidobro, 1965; Bossi y Palma, 1982; Bossi et al., 1987, Middle Miocene to Upper Pliocene). This group is composed by four formations (from the base to the top): Las Arcas, Chiquimil (divided in three members: Los Baños, El Áspero y El Jarillal), Andalhuala and Corral Quemado. The crystalline basement is composed of low-grade metamorphic rocks (Loma Corral Formation) intruded by the ortogneis of Chango Real Formation.
Hualfin Formation is composed of fine sandstones with few massive conglomerates lens and shales, with a high diagenetic grade. The Tertiary sediments consist of sandstones with interbedded shales of Las Arcas Formation and sandstones with interbedded conglomerate levels in Los Baños Member of Chiquimil Formation. The regional volcanic event is mainly represented by 200m thick of volcaniclastic conglomerates belonging to El Áspero Member (Bossi et al., 1987), which has andesitic lavas in its middle section. The proportion of the conglomerates increases steadily until they become dominant (Corral Quemado Formation), in the upper part of the succession. The samples from two detail stratigraphic sections were studied: one close to the Villavil village (3,500 m thick) and the other, toward the north side of El Durazno Range (2,300m thick). Lacustrine and fluvial axial deposits in the Villavil section represent distal facies assemblages. On the other hand, the stratigraphic section at the El Durazno Range shows proximal facies assemblages represented by alluvial fan deposits.
The composition and petrography of 71 selected samples of fine and medium sandstones were studied using conventional petrographic, X-ray diffraction and SEM techniques. The variation range of the modal composition is moderate and supports the representative value of the selected samples. The modal composition and detritic modes (Table 1 y 2) were determined with 400-500 point counts in blue resine impregnated thin sections.
Rock fragments are the main components of the sandstones as framework grains, although quartz proportion is dominant in the lowest part of the Villavil section and almost all succession in El Durazno section. Andesine (An34 - An50) is the principal feldspar and the K-feldspar is always a minor component. Andesitic volcanic, high and low grade metamorphic and, minor sedimentary rock fragments have been identified. The volcanic fragments are divided in four types: Lv1, holocrystalline porfiric texture with euhedral to subhedral plagioclase laths in some felted microlite groundmass; Lv2, microgranular felsitic texture, with quartz and feldspar crystals; Lv3, hyalocrystalline porfiric texture, lathwork plagioclase, crowded of opaque minerals (the groundmass are kaolinized and oxidized) and Lv4, represented by kaolinized pyroclastic fragments. Accessory minerals are biotite, muscovite, pyroxenes, amphiboles, zircon, tourmaline epidote and opaque minerals. Rare components are apatite, granate and staurolite.
The detrital silty matrix (less than 12 %) is composed of monocrystalline quartz, feldspar and opaque minerals. Clay and calcite cements can be observed in many thin sections. Some samples show low proportion of iron oxide and zeolitic cement. The analysis of argillaceous cements, through X-ray diffraction and SEM, indicate that they are composed of smectite and illite, with minor amounts of chlorite and pore pockets filled with kaolinite "booklets". Interbedded shales have been analyzed by X-diffraction and show similar mineralogical composition to the argillaceous cements.
The Hualfin depocenter is part of the Santa Maria-Hualfin Basin, defined as a intracratonic basin, with an hemigraben configuration at both sides of the basin, where two tectonic stages were defined (Muruaga, 1998; Bossi et al. 1999, 2000; Muruaga y Bossi, 1999). Stratigraphic and areal variations of the detrital modes allow to infer compositional changes and tendencies in provenance areas and characterize the source area during Tertiary. These variations show the different tectosedimentary stages in the evolution of the basin. However, the plotted data in Dickinson diagrams (1979, 1983, 1985; QFL and QmFLt, Figs. 3 y 4) showed an evolution from recycled orogen to magmatic arc, as a general trend.
The Villavil section showed a compositional evolution from continental block provenance for the samples of the lower units to the magmatic arc in the Los Baños Member. El Áspero Member marks the maximun volcanic supply to the basin. Then, there was a new displacement to the basement block provenance, coincident with the first raising of the source area (QmPK diagram, Fig. 5a).
Again, the El Durazno section shows the same evolution, but with a more quartzitic composition and the enrichment of K-feldspar with the stratigraphic trend (Fig.6a). This is coincident with the closer provenance area, proximal sedimentary facies and granitic gneiss source rock.
Combined studies of sedimentary facies, dispersal patterns (Fig. 2, Table 3) and petrologic parameters of the Miocene sandstones suggest a provenance from the northern and western margins of the Hualfin basin. The present Altohuasi- Culampajá Ranges and Papachacra Range were the source area to the sedimentary rocks in the basin.


 

Introducción

Un espesor importante de sedimentos terciarios con excelente exposición areal en los alrededores de la Sierra de Hualfín-las Cuevas, en el sector noroccidental de las Sierras Pampeanas, Este de la provincia de Catamarca (Argentina), constituye lo que se denominó como Subcuenca de Hualfín (Muruaga, 1998, Fig. 1). Parte integrante de la gran Cuenca Santa María-Hualfín (Bossi et al, 1993), está limitada al Oeste y Noroeste por el bloque de la Puna y al Norte pasa al ámbito de Cordillera Oriental en la provincia de Salta.


Figura 1. Mapa geológico con afloramientos terciarios en los alrededores de la Sierra de Hualfin, Provincia de Catamarca. En el recuadro de menor escala se muestra el área de estudio dentro de la Cuenca de Santa María-Hualfín, limitada al Oeste y Norte por las Sierras de Altohuasi-Culampajá, Papachacra y Chango Real y al Este, por las Sierras del Aconquija y Cumbres Calchaquíes.
Figure 1. Geologic map with tertiary outcrops around Hualfin Range, Province of Catamarca. In the smaller scale picture, the study area into the Santa María-Hualfin Basin is shown, limited by the Altohuasi-Culampajá, Papachacra and Chango Real Ranges to the West and Northwest, and by the Aconquija and Calchaquíes Ranges, to the East.

Estos sedimentos han sido ampliamente estudiados desde un punto de vista estratigráfico y estructural (Stahlecker, 1926 en Riggs y Patterson, 1939; Peirano, 1956; Marshall et al., 1979; Butler et al., 1984; Bossi et al., 1987, 1993, 1994; Allmendinger, 1986; Flynn y Swisher, 1995; Gavriloff et al., 1998). Recientemente se enfocaron estudios más detallados que condujeron a acotar los límites de las unidades estratigráficas y definir la evolución paleogeográfica para los sedimentos terciarios aflorantes en la región. La cuenca es de tipo intracratónica (Bossi et al. 1993; Muruaga y Bossi, 1999), cuyo desarrollo estuvo marcado por importantes cambios en la geometría de la cuenca, gran aporte de material volcánico a la misma y tectonismo que modificaron sustancialmente la paleogeografía de la región.
El análisis de las petrofacies en areniscas definidas a partir de las modas detríticas de los granos del entramado ha demostrado ser un poderoso instrumento para detectar cambios temporales o areales en los análisis de procedencia relacionados a la paleogeografía y paleotectónica en las últimas tres décadas (Dickinson y Rich, 1972; Stanley, 1976; Ingersoll, 1978, 1983, 1987; Dickinson y Suczek, 1979; Valloni y Maynard, 1981; Dickinson, 1982; Dickinson et al., 1983; Valloni y Mezzadri, 1984; Pacht, 1984; Dickinson et al., 1986; Spalletti y Matheos, 1987; Manassero, 1988; López Gamundi et al., 1990; Critelli y Le Pera, 1994; Eriksson et al., 1994; Espejo y López Gamundi, 1994; Critelli et al., 1995; Large y Ingersoll, 1997; Trop y Ridway, 1997; Currie, 1998). De esta manera, los sedimentos terciarios aflorantes en los alrededores de la Sierra de Hualfín ofrecen la excelente posibilidad de caracterizarlos composicionalmente y evaluar la aplicación de los esquemas clásicos del análisis de procedencia.
Este tipo de estudio combinado con el análisis de facies y paleocorrientes (Muruaga, 1998) en esta porción de la provincia geológica de Sierras Pampeanas Noroccidentales, podría contribuir a los estudios realizados sobre la evolución de la orogenia andina y del bloque de Puna.

Marco estratigráfico y tectónico

La columna estratigráfica en el área de estudio (Fig. 1) está representada por basamento cristalino compuesto por metamorfitas de bajo grado de la Formación Loma Corral (Precámbrico-Cámbrico inferior), intruidas por ortogneis de la Formación Chango Real (Cámbrico). Mediante una discordancia, representada por la peniplanicie elaborada en estas metamorfitas y ortogneises, las sedimentitas del Terciario se apoyan sobre el basamento, cubiertas a su vez, por sedimentos cuaternarios con depósitos de acarreo (abanicos aluviales, coluviales, terrazas fluviales y dunas eólicas).
El inicio de la sedimentación terciaria estuvo representado por la depositación de la Formación Hualfín (Muruaga, 1998), cuya edad es difícil de acotar. Sin embargo, mediante correlación litoestratigráfica con sedimentos asociados a coladas basálticas aflorantes más al sur de la zona de estudio, estos depósitos podrían tener una edad mínima cretácica inferior (Rosello et al., 1999; Muruaga, 2001). En discordancia, apoyan las sedimentitas neógenas del Grupo Santa María, con una edad máxima de 13 Ma (Bossi et al. 1987; Muruaga, 1998, 1999, 2001), compuesto de base a techo por las Formaciones Las Arcas, Chiquimil (con sus tres miembros, Los Baños, El Áspero y El Jarillal), Andalhuala y Corral Quemado. Los depósitos conglomerádicos cuaternarios del Punaschotter coronan la sucesión.
Los sedimentos terciarios están presentes en ambas vertientes de las Sierras de Hualfín-Las Cuevas, distribuidos periclinalmente alrededor de los núcleos de basamento; los afloramientos son continuos en el flanco occidental. Poseen un espesor de 3.500 m en la localidad de Villavil y a lo largo del río del mismo nombre y 2.300 m en El Durazno, hacia el sector suroccidental de la zona de estudio (Fig. 1), donde se relevaron sendos perfiles sedimentológicos de detalle (ver Muruaga, 2001). El primero representa una porción paleogeográfica más distal de la cuenca mientras que el perfil El Durazno muestra características de sedimentación más proximal, relacionadas al borde de la misma (Fig. 2). Los principales lineamientos estructurales están orientados esencialmente NE-SO y ENE-OSO, representados por fallas inversas de alto ángulo (75º a 85º), inclinadas hacia el NO. Una estructura importante es la Falla de Villavil (Fig. 1) de rumbo NO-SE y movimiento transcurrente dextrógiro, probablemente activa desde el inicio de la sedimentación y responsable del diseño diferente que muestran los perfiles a cada lado de esta estructura.


Figura 2. Síntesis estratigráfica del Terciario de la subcuenca de Hualfín, Provincia de Catamarca (NW Argentina).
Figure 2. Stratigraphic synthesis of the Tertiary of Hualfín depocenter, Catamarca Province (NW Argentina).

Dos estadios tectónicos fueron reconocidos en la evolución de la cuenca: uno de extensión y otro posterior de inversión. La sedimentación se inicia con relleno de tipo rift superficial y una configuración de hemigraben asimétrico (Bossi, 1992; Bossi et al., 1994). El espacio de acomodación se habría producido por fallamiento normal de alto ángulo, provocado por el abovedamiento litosférico superficial y observado en afloramientos en la Formación Hualfín. En líneas sísmicas del Campo del Arenal (interpretaciones realizadas por el Dr. G. Bossi) estas fallas normales se ven lístricas y asintóticas entre los 2000 y 4000 m de profundidad. El arqueamiento se manifiesta claramente por la actitud de la penillanura sobre el Basamento Cristalino con vergencia opuesta y hacia afuera del domo (Muruaga, 1998, en prensa; Muruaga y Bossi, 1999; Bossi et al., 1997, 1999, 2000). El Complejo Volcánico Farallón Negro se ubica en la zona central de este domo; se trata de magmas diferenciados y contaminados producto del ascenso astenosférico formado alrededor de los 13 Ma.
En el perfil río Villavil, la sucesión clástica comienza con una sedimentación areno-pelítica en una planicie aluvial con flujos mantiformes efímeros de la Formaciones Hualfín en una etapa de prerift. Mediante una discordancia la Formación Las Arcas muestra depósitos arenosos muy finos, también de planicie distal de flujos mantiformes. Concordantemente sigue una sucesión arenosa granodecreciente, con conglomerados intercalados en la base y bancos pelíticos cada vez más espesos hacia la parte superior (Miembro Los Baños de la Formación Chiquimil); esta representa la porción distal de la planicie con ríos entrelazados arenosos en el mismo sistema de corrientes efímeras. Mediante una paraconcordancia se depositó el Miembro El Áspero de la misma formación, con una sucesión conglomerádica de composición mayormente volcánica. Presenta en su parte media una colada andesítica relacionada a la Falla de Villavil (Fig. 1), de forma convexa hacia la parte superior, cubierta además, por autobrechas monomícticas e intruidas por diques lamprofíricos y clásticos. Los sedimentos pelíticos y arenosos que cubren la colada se apoyan en onlap sobre la superficie aborregada de la misma.

Ascendiendo estratigráficamente, la proporción de conglomerados se incrementa abruptamente al inicio del Miembro El Jarillal. Este muestra también una sucesión granodecreciente, con la instalación de un sistema de canales gravosos de baja sinuosidad que gradan a corrientes menos jerarquizadas en la porción media y finalmente a una planicie areno-fangosa distal donde se han encontrado un número importante de vertebrados fósiles de edad Huayqueriense (Powell et al, 2002); representa la etapa final de subsidencia tectónica o climax del rift en la cuenca. La potente sucesión sedimentaria de la Formación Andalhuala constituye la etapa de subsidencia térmica con progradación de facies más proximales de la planicie de ríos entrelazados de baja sinuosidad.
El segundo estadio, con una tectónica netamente compresiva, se caracteriza por la inversión tectónica en pulsos y un importante cambio en la configuración de la cuenca con la instalación de una sucesión de abanicos aluviales (Formación Corral Quemado, Muruaga, 1998; 2001; Muruaga y Bossi, 1999; Bossi et al., 1999, 2000). La disconformidad se evidencia por un fuerte contraste textural con la Formación Andalhuala, que puede seguirse en afloramientos por varios kilómetros en la zona de estudio. En las líneas sísmicas del Campo del Arenal, pueden observarse además, planos de fallas invertidos como consecuencia del empuje desde el Oeste (Muruaga y Bossi, 1999; Muruaga, 2001).
En el perfil El Durazno (Fig. 2), la sucesión estudiada está representada por depósitos de una planicie arenosa surcada por flujos mantiformes y algunos canales someros (Formaciones Hualfín y Las Arcas). El aumento de facies conglomerádicas en las unidades sucesivas y su arreglo vertical permitieron interpretarlos como depósitos de abanicos aluviales (Muruaga, 1998, 2001). De igual manera, se pueden marcar los dos estadios de evolución de la cuenca.

Metodología

El análisis textural y composicional se realizó en cortes delgados efectuados transversalmente a la estratificación y con preferencia en los sectores macizos de los estratos arenosos (Ingersoll, 1978).
Las rocas estudiadas presentan escaso grado de alteración, lo que facilita el reconocimiento óptico de las especies minerales, y en consecuencia, sus indicadores de procedencia. Las partículas con diámetros de granos menores de 30 micrones fueron consideradas como constituyentes de la matriz.
Se realizó el conteo puntos en 71 cortes delgados de areniscas finas a medias, impregnadas con resina coloreada, para determinar la composición modal de los minerales detríticos y autigénicos. Se contaron 400 a 500 puntos por corte delgado en una grilla rectangular, con un espaciado de 1,0 mm entre los puntos. Las areniscas se denominaron mediante la utilización de la clasificación de Pettijohn, Potter y Siever (1987) modificada de Dott (1964).
Las categorías de conteo y los criterios usados para la identificación de los granos del entramado se basaron ampliamente en aquellos apuntados por Dickinson (1970 y 1985) e Ingersoll y Suczek (1979). Debido a que el objetivo principal del trabajo era determinar la procedencia de areniscas y por consiguiente, identificar los fragmentos de roca, no se utilizó el método de conteo de Gazzi- Dickinson y los fragmentos líticos fueron considerados como tipos de granos separados (Patch, 1980; Patch, 1984; Blatt, 1992; Eriksson et al., 1994).
Los polígonos de error han sido construidos alrededor de la media determinada, usando el cálculo de desviación estándar para cada componente representado. Si bien es cierto que para hacer comparaciones de valor estadístico es conveniente usar el intervalo de confianza, o ensayo-t, junto a la desviación estándar (Howard, 1994), en el caso particular de este estudio la cantidad de muestras en algunas de las unidades estratigráficas no resultó suficiente para tener poder discriminatorio. Sin embargo, se considera que los resultados obtenidos pueden dar una buena aproximación de las tendencias de composición petrográfica.
La clasificación y símbolos (Ingersoll y Suczek, 1979; Dickinson, 1985) para los tipos de granos considerados se detallan a continuación:

A. Granos cuarzosos (Qt = Qm + Qp)

Qt: Granos totales de cuarzo
Qm: Cuarzo monocristalino
Qp: Cuarzo policristalino

B. Granos de Feldespatos (F = P + K)

F: Granos totales de feldespatos
K: Granos de Feldespato potásico
P: Granos de Plagioclasa

C. Fragmentos Líticos (Lt = Qp + Lv + Lm + Ls)

Lt: Fragmentos líticos totales (L + Qp)
L: Fragmentos líticos inestables totales (Lv + Lm + Ls)
Lv: Fragmentos líticos volcánicos
Lm: Fragmentos lítico metamórficos
Ls: Fragmentos líticos sedimentarios y metasedimentarios.

Complementariamente se cuenta con el análisis de rayos-X de pelitas interestratificadas entre las areniscas estudiadas así como también del cemento arcilloso en los intersticios de las mismas. Se realizaron además, observaciones puntuales de microscopía electrónica de barrido (SEM) en algunos cementos. Resultaron de utilidad la composición de rodados de los bancos conglomerádicos intercalados para su comparación con la composición de las areniscas asociadas en cada unidad litoestratigráfica.

Componentes petrográficos

Composición de la fracción clástica

El cuarzo se presenta en sus variedades mono (Qm) y policristalino (Qp). El Qm posee inclusiones de rutilo o vacuolas (cuarzo de origen plutónico), extinción ondulosa, láminas de Bohëm y algunos fracturados (cuarzo de origen metamórfico) mientras que otros individuos se presentan con engolfamientos y bahías (origen volcánico).
En el caso de los agregados policristalinos existen variedades con textura poligonal de bordes rectos y "ameboidal" de contactos suturados (origen metamórfico).
Los feldespatos, en general, son más angulosos que el cuarzo. Predominan las plagioclasas en individuos euhedrales, maclados según ley Albita y Carlsbad. La composición promedio de las plagioclasas (determinadas por medio óptico) es de An34-An50 (andesina), con raros casos de cristales de labradorita (An52). Algunas se presentan zonadas y con evidencias de compactación. Las estructuras mirmequíticas son comunes. Los cristales se observan generalmente límpidos y otros muy alterados. Las alteraciones más frecuentes son: sericita, illita, epidoto, calcita y caolinita. Las fábricas de alteración química observadas en las plagioclasas corresponden a cuatro tipos (Scasso y Limarino, 1997): de corrosión de granos, disolución penetrativa, disolución masiva y reemplazo por calcita o centros de caolinita.

El feldespato potásico, en porcentajes mucho menores que las plagioclasas, está representado por microclino; la textura pertítica es predominante. Por lo general, los feldespatos potásicos son más frescos que las plagioclasas, con menores alteraciones de calcita y sericita, y en ocasiones reemplazados por caolinita.
El reconocimiento de diferentes categorías de fragmentos líticos (Dickinson, 1970; Zuffa, 1980; Critelli et al., 1995) es de suma importancia en los estudios de procedencia, más aún cuando las areniscas estudiadas son esencialmente líticas. Los fragmentos líticos presentes son de origen volcánico, metamórfico y sedimentario.
Se determinaron cuatro tipos diferentes de líticos volcánicos:

a. Lv1, de textura holocristalina porfírica y pasta microlítica. Una variedad de los mismos está representada por aquellos en los que las tablillas delgadas de plagioclasa se encuentran dispuestas paralelamente, textura denominada pilotáxica. Los fenocristales están compuestos por plagioclasas euhedrales macladas (a veces zonadas) y algunos granos de cuarzo. Es característica la presencia de anfíboles (hornblenda) y piroxenos como diópsido, augita, en menor proporción pigeonita, enstatita e hipersteno. En pocas ocasiones, se observan fragmentos líticos volcánicos con cristales de biotita.
b. Lv2, felsítica microgranular, compuesta por una pasta afanítica de cristales de cuarzo y plagioclasas.
c. Lv3, de textura hialocristalina porfírica, con fenocristales grandes de plagioclasa de aspecto tabular (de tamaño mayor que en Lv1) que forman un entramado denso trabado, con pasta vítrea parcial o totalmente oxidada y gran cantidad de minerales opacos dispersos. Presentan escasos fenocristales de augita, diópsido, hornblenda y cuarzo. El vidrio se altera en ocasiones a palagonita, que se encuentra también cloritizada.
d. Lv4, fragmentos piroclásticos de tobas y de pómez (ignimbritas), acompañados de trizas vítreas y centros de desvitrificación.

Las alteraciones más frecuentes en los líticos volcánicos son: caolinita, illita (o montomorillonita+illita), ceolitas (constituyendo pseudomorfos) y clorita.
Los líticos de origen metamórfico están representados por individuos de bajo grado (Lm1) constituidos por esquistos cuarzo-feldespáticos, cuarzo- micáceos (en ocasiones con recristalización del cuarzo) y escasas filitas; y los de alto grado de metamorfismo (Lm2), en agregados de textura granoblástica de cuarzo, feldespatos y micas, que corresponden a gneises graníticos, granitos biotíticos (con biotitas alteradas a clorita), con epidoto y granitos cataclásticos.
Los fragmentos líticos sedimentarios son muy escasos, compuestos por areniscas finas cuarzosas (con plagioclasas, micas y minerales opacos), pelitas, metapelitas y metasamitas. Presentan centros caolinizados y cemento carbonático. Se incluyen en este grupo a los fragmentos de carbonato de calcio, de origen intracuencal, producto de precipitación en pequeñas charcas desarrolladas en las planicies de inundación.
Los constituyentes menores más abundantes son las micas, junto a los minerales pesados opacos y no opacos. Estos granos rara vez representan más de un 5% del entramado. Entre las micas, la biotita es más frecuente que la muscovita. Los minerales pesados no opacos presentes son: piroxenos (augita, augita diopsídica, diópsido, hipersteno, pigeonita), anfíboles (hornblenda y oxihornblenda) con bordes kelifíticos, circón, epidoto y turmalina.

Matriz

La matriz clástica representa generalmente un bajo porcentaje (1,1% a 12.5%) en ambos perfiles y está compuesta por cuarzo, feldespatos y pocos minerales opacos.
Los fragmentos líticos metamórficos de bajo grado se presentan en granos deformados y desagregados, constituyendo pseudomatriz (Dickinson, 1970). Las micas, por su parte, se encuentran dobladas entre los granos más rígidos (cuarzo).

Componentes autigénicos

Los procesos diagenéticos más notables incluyen: formación de pátinas (coatings) de óxidos de hierro e impregnaciones, compactación, disolución de cemento y granos del entramado, autigénesis de argilominerales, formación de ceolitas, precipitación de sílice y carbonatos.
El óxido de hierro se presenta en las areniscas estudiadas de la Subcuenca de Hualfín en dos variedades principales, como delgadas láminas (coatings) que rodea la superficie de los granos del entramado o diseminado en el espacio poral entre los mismos formando pequeños parches en la matriz; la continuidad de la pátina alrededor de los granos indicarían un origen sinsedimentario. En cambio, el segundo tipo es postdepositacional, diagenético.
La hematita es el óxido más común en sedimentos terrígenos que están coloreados de rojo, como lo son los pertenecientes a las Formaciones Hualfín y Las Arcas. Este tipo de cemento evidencian condiciones climáticas estacionales con una estación húmeda que favorecía el transporte de los óxidos y una seca en la cual se fijaban al sedimento.
Los minerales arcillosos representan aproximadamente entre 2% a 30% de las muestras estudiadas en la sucesión neógena de la Subcuenca de Hualfín. Se presentan como cementos rellenando los poros y como reemplazamiento de feldespatos y fragmentos líticos volcánicos. La illita, caolinita y esmectitas son los argilominerales autigénicos más comunes en las areniscas examinadas, cuya composición fue corroborada por estudios de difractometría de rayos-X y SEM.
La illita se presenta en dos maneras diferentes en la parte media de la Formación Chiquimil. Una primera, protoillita, como pátinas alrededor de los granos del entramado, más oscura, a veces teñida por óxidos de hierro, interpretada como producto de infiltración mecánica (Walker, 1976; Matlack et al., 1989; Moraes y de Ros, 1990). Y la epillita, más limpia que rellena el espacio poral; en ocasiones esta última compuesta por illita+esmectita. Esta illita autigénica se presenta como agregados radiados que crecen hacia el centro del poro, perpendiculares a la superficie de los granos y presentan colores pardos verdosos. Bajo microscopio electrónico se observan como flakes alrededor de los clastos o rellenando el espacio poral.
La caolinita autigénica se presenta como un característico mosaico microgranoso de bajo relieve rellenando poros con los característicos "libritos" o "concertinas" de láminas pseudohexagonales apiladas, o bien, en centros de reemplazamiento en la pasta de fragmentos líticos volcánicos y plagioclasas.
La clorita se observa en muy pocas muestras en el Miembro El Jarillal de la Formación Chiquimil, reconocida además en difractogramas de rayos-X. Se atribuye su presencia a la degradación de minerales ferromagnesianos preexistentes (Weaver, 1989), presentes en fragmentos líticos volcánicos, plagioclasas y minerales pesados máficos (Galloway, 1974).
Las ceolitas autigénicas se presentan en bajas proporciones como relleno de espacio poral y como alteración de fragmentos líticos volcánicos. Mediante estudios de difractometría de rayos-X, se determinó que estas ceolitas corresponden a la serie heulandita-clinoptinolita, resultantes como productos de alteración de vidrio volcánico.
La sílice es el cemento minoritario (rara vez excede el 2%) representado como cuarzo, con extinción ondulosa, en delgadas películas entre los granos o fracturas en feldespatos fuertemente relacionado a la presencia de las ceolitas, o como calcedonia rellenando el espacio poral. Su presencia es casi constante a lo largo de la sucesión estudiada, en especial en el perfil El Durazno.
El cemento carbonático incluye calcita libre de hierro, que ocurre como relleno de poros poiquilotópico o granotópico, con crecimiento de cristales hacia el centro de los poros (alcanzan tamaños de hasta 0,2 mm). El cemento carbonático granotópico también ocurre como reemplazos parciales o totales de feldespatos y fragmentos de rocas, representando en algunos casos hasta casi un 30% de la muestra.
El empaquetamiento abierto en muestra que son cementadas con carbonato de calcio poiquilotópico sugiere que la calcita precipitó antes de la compactación mecánica en la zona superficial de oscilación freática. Mientras que el cemento granotópico evidenciaría condiciones de diagénesis por confinamiento de la sucesión.

Petrofacies

En las areniscas estudiadas de la sucesión terciaria de la subcuenca de Hualfin fue posible distinguir cuatro petrofacies (Mansfield, 1971; Dickinson y Rich, 1972, Ingersoll, 1983) distintivas de acuerdo a la composición detrítica.
Petrofacies 1: esta asociación cuarzofeldespática
caracteriza a las dos unidades inferiores, Formación Hualfín y Las Arcas, en ambos perfiles y la Formación Andalhuala en el perfil El Durazno (Tablas 1 y 2, Figs. 3 y 4). El Qm es mayoritario en esta asociación y posee inclusiones de rutilo o vacuolas (plutónico), extinción ondulosa, láminas de bohëm y algunos fracturados (metamórficos). La plagioclasa (andesina) es el fesdespato predominante, observándose un aumento relativo en la proporción de feldespato potásico en la Formación Andalhuala. Considerando los fragmentos líticos, existe un predominio fuerte de los Lm2 (metamóficos de alto grado a graníticos) sobre los Lv (volcánicos) y Lm1 (metamórficos de bajo grado), más evidente en el perfil El Durazno, con excepción en la formación Hualfín del perfil río Villavil donde los Lv, microlíticos, felsíticos y piroclásticos están presentes en proporciones mayores a los demás.

Tabla 1. Tabla de porcentajes modales recalculados y desviación estándar para cada unidad del perfil río Villavil.
Table 1. Table of recalculated modal percentages and standard deviation for each formation of río Villavil section.

Tabla 2. Tabla de porcentajes modales recalculados y desviación estándar para cada unidad del perfil El Durazno.
Table 2. Table of recalculated modal percentages and standard deviation for each formation of El Durazno section.


Figura 3. Triángulos de procedencia de Dickinson (1985) para el perfil río Villavil. Qt: Granos totales de cuarzos, Qm: Cuarzo monocristalino, F: Granos totales de feldespatos, L: Fragmentos líticos inestables totales, Lt: Fragmentos líticos totales (L+Qp). P1,P2,P3 y P4: Petrofacies.
Figure 3. Dickinson (1985) provenance triangles of río Villavil section. Qt: Total quartzose grain, Qm: Monocrystalline quartz grains, F: Feldspar grains, L: Unstable lithic Fragments, Lt: Total siliciclastic lithic fragments (L+Qp). P1,P2,P3 y P4: Petrofacies.


Figura 4. Triángulos de procedencia de Dickinson (1985) para el perfil El Durazno. Qt: Granos totales de cuarzos, Qm: Cuarzo monocristalino, F: Granos totales de feldespatos, L: Fragmentos líticos inestables totales, Lt: Fragmentos líticos totales (L+Qp). P1,P2,P3 y P4: Petrofacies.
Figure 4. Dickinson (1985) provenance triangles of El Durazno section. Qt: total quartzose grain, Qm: monocrystalline quartz grains, F: feldspar grains, L: unstable lithic fragments, Lt: total siliciclastic lithic fragments (L+Qp). P1,P2,P3 y P4: Petrofacies.

Una característica particular de esta petrofacies en las Formaciones Hualfín y Las Arcas es la presencia de cemento de óxido de hierro en forma de coatings, en porcentajes de hasta un 15 %.
Petrofacies 2: esta asociación cuarzo-lítica pudo ser identificada solamente en el perfil El Durazno, en los Miembros Los Baños (Q55 F18 L17) y El Jarillal (Q41 F27 L32, Tabla 2, Fig. 4). Los Qm metamórficos y plutónicos son los mayoritarios y los Lm2 entre los fragmentos líticos (Lv11 Lm116 Lm273). El Miembro El Jarillal constituye una excepción en esta asociación, ya que los fragmentos volcánicos microlíticos y felsíticos tienen los porcentajes más altos (Lv48 Lm116 Lm236).
Petrofacies 3: integrada por areniscas líticocuarzosas, presentes en los Miembros Los Baños (Q23 F34 L43) y El Áspero (Q9 F25 L66) y la Formación Corral Quemado (Q24 F38 L38) en el perfil río Villavil (Tabla 1, Fig. 3). Los fragmentos líticos volcánicos microlíticos (Lv1) son los predominantes, con menor porcentaje de felsíticos (Lv2), aquellos de textura hialocristalina (Lv3) y piroclásticos (Lv4) en las dos primeras unidades. En general, los Qm se encuentran límpidos con extinción flash, engolfamientos y bahías (volcánicos); muy pocos con inclusiones de rutilo.
Petrofacies 4: son areniscas lítico-feldepáticas que caracterizan a las muestras estudiadas del Miembro El Jarillal (Q29 F25 L46) y Formación Andalhuala (Q33 F25 L42) del perfil río Villavil (Tabla 1, Fig. 3) y el Miembro El Áspero (Q32 F26 L42) del perfil El Durazno (Fig. 4). Los fragmentos líticos volcánicos microlíticos son los predominantes en las tres unidades. El Miembro El Áspero de El Durazno es la única unidad que presenta Lv4 (piroclásticos). En el perfil río Villavil, se registra un aumento considerable de estos Lv4 desde el Miembro El Jarillal hacia el techo la Formación Andalhuala. El feldespato mayoritario es la plagioclasa (andesina), principalmente derivada de rocas andesíticas; los Qm se encuentran representados por aquellos de origen volcánico, metamórfico y plutónico, en orden de abundancia. Los Qp se observan, en esta petrofacies, deformados y recristalizados en pequeños cristales entre los contactos, al igual que las plagioclasas, en especial hahacia el techo de la Formación Andahuala. Esta unidad contiene, además de los minerales accesorios ya descriptos, proporciones menores de apatita, granate y estaurolita.

Paleocorrientes

Muruaga (1998) ha sintetizado la información de paleocorrientes de toda la sucesión sedimentaria terciaria en ambos perfiles estratigráficos. Las mediciones corresponden a rodados imbricados y algunas estratificaciones cruzadas en conglomerados (Tabla 3). Durante la sedimentación de las Formaciones Hualfín, Las Arcas y Chiquimil, en sus Miembros Los Baños y El Áspero, en el perfil río Villavil y a lo largo de toda la sucesión en el perfil El Durazno, no se registraron cambios importantes en la dirección de aporte de sedimentos. Los valores bajos de variancia en casi todas las localidades en estas unidades indican un flujo unidireccional de escasa dispersión con dirección paleocorrientes hacia SE (Gran Medias entre 142º y 153º, Tabla 3, Fig. 2).

Tabla 3. a. Cuadro con valores de paleocorrientes obtenidas de rodados imbricados en conglomerados del perfil río Villavil. Las Formaciones Hualfín y Las Arcas no proporcionaron mediciones por la escasez de facies conglomerádicas con imbricación en sus afloramientos. Cada localidad contiene de 10 a 15 mediciones. b. Idem para el perfil El Durazno.
Table 3. a. Paleoccurrent values obtained from imbricated clasts in conglomerates of río Villavil section. Hualfín and Las Arcas Formations provided no value because the lack of imbricated conglomerates facies in their outcrops. Each locality contains 10 to 15 measurements. b. The same for El Durazno section.

Ya durante la depositación de el Miembro El Jarillal en el perfil río Villavil, se observa un cambio marcado en la dirección de paleocorrientes hacia el ESE (Gran Media de 116º), acompañado de una neta diferencia en la composición de los rodados en la parte inferior del Miembro El Jarillal, con abundancia relativa de aquellos de procedencia metamórfica de alto grado a granítica sobre los metamórficos de bajo grado y volcánicos.
Posteriormente, en la Formación Andalhuala del mismo perfil, los sistemas de paleoflujos restablecieron su antigua disposición hacia el SE, con una variancia de la Gran Media mayor. Esta variancia es aún mayor para la Formación Corral Quemado, representada por la instalación de los abanicos aluviales.

Análisis de procedencia de areniscas

El estudio petrográfico de las areniscas de la Subcuenca de Hualfín permitió hacer inferencias según los cambios composicionales de la sucesión sedimentaria tanto en sentido estratigráfico (temporal) como areal (de borde hacia una parte más distal de la cuenca), además de caracterizar el área de aporte de estos sedimentos durante el Terciario.
Si bien, las modas detríticas son la expresión de la interacción de varios factores, tales como clima, el agente y distancia de transporte, tectónica y subsidencia de la cuenca y los procesos diagenéticos (Dickinson y Suczek, 1979; Mack, 1984; Basu, 1985; Johnsson y Stallard, 1989; Blasi y Manassero, 1989; Marsaglia e Ingersoll, 1992; Espejo y López Gamundi, 1984), en este trabajo se considera que la variación composicional observada en las muestras estudiadas estuvo controlada principalmente por los eventos tectónicos acaecidos en las áreas de aporte de la cuenca en el momento de la depositación.
Los datos obtenidos del análisis modal en las areniscas (Tablas 1 y 2) fueron ploteados en los diagramas ternarios discriminantes de ambientes tectónicos de las zonas de procedencia detrítica (Dickinson y Suczek, 1979; Dickinson et al., 1983 y Dickinson, 1985), para evaluar su aplicabilidad en la Subcuenca de Hualfín (Figs. 3, 4, 5 y 6)


Figura 5. Triángulos de procedencia complementarios del perfil río Villavil. Qm: cuarzo monocristalino. P: granos de plagioclasa, K: granos de feldespato potásico, Lv: fragmentos liticos volcánicos, Lm1: fragmentos líticos metamorficos de bajo y mediano grado, Lm2: fragmentos líticos metamórficos de alto grado y graníticos.
Figure 5. Complementary provenance triangles of Rio Villavil section. Qm: monocrystalline quartz. P: plagioclases, K: potassium feldspars, Lv: volcanic lithic fragments, Lm1: low to medium grade metamorphic lithic fragments, Lm2: high grade metamorphic and granitic lithic fragments.


Figura 6. Triángulos de procedencia complementarios del perfil El Durazno. Qm: cuarzo monocristalino. P: granos de plagioclasa, K: granos de feldespato potásico, Lv: fragmentos liticos volcánicos, Lm1: fragmentos líticos metamorficos de bajo y mediano grado, Lm2: fragmentos líticos metamórficos de alto grado y graníticos.
Figure 6. Complementary provenance triangles of El Durazno section. Qm: monocrystalline quartz. P: plagioclases, K: potassium feldspars, Lv: volcanic lithic fragments, Lm1: low to medium grade metamorphic lithic fragments, Lm2: high grade metamorphic and granitic lithic fragments.

En primer lugar, el tren de evolución composicional para el perfil río Villavil se inicia con las areniscas arcósicas de las Formaciones Hualfín y Las Arcas (Fig. 3a, Tabla 1) que pertenecen a la petrofacies 1, cuarzo-feldespática. Durante esta primera etapa de formación de la cuenca con fases iniciales de rift, el aporte de basamento cristalino en forma directa fue importante. Posteriormente, el vulcanismo coetáneo a la sedimentación clástica terciaria produjo un cambio composicional significativo hacia el polo de los fragmentos líticos, representado por areniscas de la petrofacies 3 (líticofeldespática) en los Miembros Los Baños y El Áspero. Un nuevo aumento en el porcentaje de cuarzo (petrofacies 4, lítico-cuarzosa) a partir del Miembro El Jarillal, junto a la variación en los sistemas de paleoflujos SE a ESE, refleja la constitución de un relieve cercano directamente hacia el Oeste, probablemente relacionado con la elevación del basamento cristalino durante la constitución de los aparatos volcánicos que aportaron al Miembro El Áspero. La Formación Andalhuala, representada por la misma petrofacies 4, denota un notable enriquecimiento en los fragmentos líticos piroclásticos procedentes de las numerosas intercalaciones de caídas de ceniza en esta unidad. La presencia de minerales accesorios exclusivos de la Formación Andalhuala (apatita, granate y estaurolita) evidencian el aporte del basamento metamórfico de alto grado y granitos biotíticos expuestos en las Sierras de Culampajá y Papachacra. Finalmente, la etapa de inversión tectónica coincide con un nuevo cambio composicional en la Formación Corral Quemado, representada por la petrofacies 3. Esta petrofacies se diferencia de las unidades anteriores porque sólo contiene fragmentos líticos felsíticos y piroclásticos entre los líticos volcánicos.
Considerando los diagramas QtFL (Fig. 3b), se puede observar un desplazamiento de las muestras de procedencia de orógeno reciclado hacia arco transicional. El diagrama QmFLt (Fig. 3c), donde las muestras tienen menor dispersión, evidencia procedencia de arco transicional y disectado.

El diagrama QmPK es el mejor indicador de la evolución composicional en sentido estratigráfico para el perfil río Villavil (Fig. 5a), de petrofacies de bloque continental, caracterizado por las rocas del basamento cristalino, hacia arco magmático ya en la Formación Chiquimil (Miembro Los Baños), con un vulcanismo coetáneo importante en la parte media de la sucesión neógena (Miembro El Áspero). Luego, nuevamente hay un desplazamiento hacia el bloque continental coincidente con los primeros levantamientos en las áreas de aporte, principalmente del bloque de Puna (Formación Corral Quemado).
Por su parte, en el perfil El Durazno, los sedimentos presentes son más cuarzosos que en el perfil río Villavil (Fig. 4a, Tabla 2). Las areniscas de las Formaciones Hualfín y Las Arcas pertenecen también a la petrofacies 1, punto a partir del cual ambos perfiles presentan ciertas diferencias. El Miembro Los Baños está representado por la petrofacies 2 (cuarzo-lítica) con predominio de los fragmentos líticos metamóficos de alto grado, producto de la posición más cercana al borde de cuenca (Fig. 4b y c). Sin embargo, el evento volcánico llegó a ser evidente en esta sucesión, aunque con un espesor no mayor de 10 m, un máximo de líticos volcánicos en el Miembro El Áspero (petrofacies 4, líticocuarzosa) y un evidente desplazamiento de las petrofacies hacia el polo lítico, donde las muestras caen en el campo de arco disectado (Fig. 4c). El Miembro El Jarillal se caracteriza nuevamente por la petrofacies 2, esta vez con fragmentos líticos volcánicos microlíticos y felsíticos mayoritarios. La Formación Andalhuala se encuentra representada por la petrofacies 1, diferenciándose de las unidades inferiores por menor contenido relativo de cuarzo. En los diagramas tricomponentales también se observa un tren de evolución de orógeno reciclado a arco magmático transicional y disectado (Fig. 4b) y más propiamente de la zona de mezcla a arco en el diagrama QmFLt (Fig. 4c).

El diagrama QmPK para el perfil El Durazno (Fig. 6a) denota el desplazamiento hacia una procedencia de arco magmático y tendencia posterior hacia bloque continental pero con un leve aumento en el contenido de feldespato potásico ya en la Formación Andalhuala, coincidente con una procedencia más cercana al borde de cuenca, con facies más proximales en la misma y roca madre constituida principalmente por gneises graníticos.
En los diagramas complementarios que contemplan sólo los fragmentos líticos más abundantes (LvLm1Lm2, Fig. 5b y 6b), se observa una diferenciación de la Formación Las Arcas con tendencia hacia los fragmentos líticos metamórficos de alto grado (Lm2) o rocas ígneas ácidas y el abrupto enriquecimiento y constancia de los líticos volcánicos en las unidades superiores en sentido estratigráfico (perfil río Villavil). Para el perfil El Durazno, este gráfico (Fig. 6b) discrimina aún mejor las petrofacies con tendencia hacia los granitos y metamorfitas de alto grado para las unidades de la parte inferior y superior de la sucesión, y mayor contenido en fragmentos líticos volcánicos para los Miembros El Áspero y El Jarillal.

Si bien los minerales accesorios no son ploteados en los diagramas, son elementos de gran valor en el análisis de procedencia. Su abundancia es controlada en parte por su abundancia en las rocas del área fuente y en parte por el grado en el cual los procesos sedimentarios los destruyen o concentran (McLane, 1995). En la Subcuenca de Hualfín, en base a las asociaciones de minerales accesorios presentes, es posible distinguir cuatro áreas de procedencia marcada, coincidentes con las áreas determinadas en el diagrama propuesto de procedencia de las figuras 5b y 6b.
I. Rocas metamórficas de alto grado: biotita, epidoto, granate y estaurolita.
II. Rocas metamórficas de bajo grado: muscovita, turmalina.
III. Rocas ígneas ácidas: muscovita, turmalina, circones y apatita.
IV. Rocas ígneas básicas (andesitas y basaltos): piroxenos y anfíboles.
Una comparación de la distribución de los fragmentos líticos en las areniscas y la composición de los rodados tamaño guijas en los conglomerados aflorantes de las Formaciones Chiquimil y Andalhuala en sentido estratigráfico se observa en la figura 7a y b. Es notable la característica selección textural de la composición, en la cual los fragmentos líticos volcánicos son predominantes en las areniscas, mientras que en las guijas su proporción disminuye relativamente, aumentando el porcentaje de metamórficos de bajo grado y los de alto grado+granitos. Es posible distinguir los miembros de la Formación Chiquimil por el contenido de rodados metamórficos de bajo grado en los conglomerados, menor en el Miembro Los Baños y mayor en El Jarillal. En la parte media el predominio de los rodados volcánicos evidencia claramente la presencia del evento volcánico en el Miembro El Áspero. A su vez, la porción inferior del Miembro El Jarillal marca un aumento importante en la cantidad de rodados metamórficos de alto grado y graníticos junto a un cambio en la dirección de paleocorrientes apuntado anteriormente (Fig. 2, Tabla 3). En la parte inferior de la Formación Andalhuala los rodados metamórficos de bajo grado continúan siendo predominantes (Fig. 7b) y hacia la parte superior se observa ya un aporte mayor de las guijas de composición granítica y metamórfica de alto grado. Esto estaría relacionado muy probablemente al inicio de la etapa de inversión con mayor introducción de los conglomerados en la cuenca de depositación.


Figura 7. Distribución estratigráfica de: A. Porcentajes relativos de fragmentos líticos en areniscas y B. Porcentajes relativos en la composición de los rodados tamaño guijas en conglomerados en el perfil río Villavil, C. Porcentajes relativos de fragmentos líticos en areniscas y D. Porcentajes relativos en la composición de los rodados tamaño guijas en conglomerados en el perfil El Durazno.
Figure 7. Stratigraphic distribution of: A. Relative proportions of lithic fragments in sandstones and B. Relative compositional proportions of pebbles in conglomerates at río Villavil section. C. Relative proportion of lithic fragments in sandstones and D. Relative compositional proportions of pebbles in conglomerates at El Durazno section.

La misma comparación en el perfil El Durazno en las Formaciones Chiquimil (Miembro El Jarillal) y Andalhuala (Fig. 7c y d), evidencia también que los fragmentos líticos volcánicos son muy abundantes en las areniscas del Miembro El Jarillal, mientras que las guijas de la misma composición tienen porcentajes relativamente menores. Ya en la Formación Andalhuala, los porcentajes de fragmentos volcánicos decrecen a medida que ascendemos estratigráficamente y son ínfimos, inclusive nulos en el caso de las guijas.

Discusión y conclusiones

Fue posible distinguir dos grandes áreas de sedimentación en base a los perfiles sedimentológicos relevados y su evolución composicional (Fig. 2), uno más cercano al centro de cuenca (río Villavil) y otro de borde de cuenca (El Durazno, Muruaga, 1998, 2001).
En el perfil río Villavil, el aporte de basamento cristalino, es predominante en las dos unidades basales (Hualfín y Las Arcas). En las unidades sobreyacentes, las petrofacies se caracterizan por el notable desplazamiento hacia el polo de los fragmentos líticos y en especial hacia los volcánicos en todas sus variedades: microlíticos, felsíticos y piroclásticos. Este aporte volcánico es coincidente con el desplazamiento del vulcanismo hacia el Este a través de la Puna en la Cordillera Andina (Sillitoe, 1977; Coira et al., 1982) y el desarrollo de estratovolcanes e ignimbritas. El Complejo Volcánico Farallón Negro, formaría parte del magmatismo inicial asociado al rifting. El vulcanismo sinsedimentario en la sucesión sedimentaria aflorante en la Sierra de Hualfín tiene su máximo exponente en el Miembro El Áspero, con sedimentitas volcaniclásticas y extrusivos andesíticos.
Por otro lado, las areniscas del perfil El Durazno se caracterizan por petrofacies más cuarzosas, con procedencia muy local del basamento cristalino en casi toda la sucesión, con excepción de los Miembros El Áspero y El Jarillal que evidencian, en menor medida, el aporte volcánico.
Las modas detríticas en los diagramas tricomponentales de Dickinson y Suczek (1979), Dickinson et al. (1983) y Dickinson (1985), reconocen procedencia de arco magmático en sus tres campos para el perfil río Villavil y de orógeno reciclado a arco magmático disectado para el perfil El Durazno. Cabe aclarar al respecto que estos diagramas no representaron de manera efectiva el ambiente geotectónico interpretado para la subcuenca de Hualfín, la cual forma parte de una cuenca intracratónica que tiene dimensiones mucho más pequeñas que aquella estudiada por Dickinson y Suczek (1979). Estas excepciones en la relación entre composición de las areniscas y la tectónica de las zonas de aporte ya han sido puntualizadas por Mack (1984) y ejemplificadas en las sedimentitas cretácicas-terciarias de la Patagonia Noroccidental (Spalletti et al., 1989).

El estudio de las facies sedimentarias, el análisis de paleocorrientes y los parámetros petrológicos de las areniscas en la subcuenca de Hualfín sugieren entonces una procedencia muy local del margen noroeste y oeste de la cuenca de depositación, donde las actuales Sierras de Altohuasi-Culampajá y Papachacra habrían constituido las áreas de aporte de las mismas. En este sentido, fue importante el aporte de los datos estructurales en el análisis de las petrofacies y su distribución areal y temporal, puesto que la tectónica ha jugado un papel predominante en la formación y evolución de la cuenca. Los materiales volcánicos fueron aportados por los centros efusivos ubicados en la Puna y al vulcanismo coetáneo con la sedimentación neógena (Miembro El Áspero).
La información de procedencia se lee mejor en las proporciones de fragmentos líticos (Ingersoll, 1990) con los cuales se ha propuesto un triángulo alternativo (LvLm1Lm2), que junto a la presencia de los minerales accesorios, discrimina de manera más exitosa los diferentes aportes en la sucesión terciaria.

Agradecimientos

Las investigaciones que condujeron a la realización de este trabajo han sido realizadas en el marco de la tesis doctoral de la autora, financiado por proyectos del CIUNT y CONICET, a cargo del Dr. Bossi. Deseo agradecer al Dr. Bossi por su inestimable colaboración en el estudio de las secciones delgadas y al Centro de Investigaciones Geológicas (CIG) donde se realizaron la mayor parte de las observaciones petrográficas. A los Dres. Cecilia del Papa y Marcelo Manassero que actuaron como árbitros del manuscrito y aportaron valiosas criticas y comentarios.

Referencias bibliográficas

1. Allmendinger, R. W., 1986. Tectonic development, southeastern border of the Puna Plateau, northwestern Argentine Andes. Geological Society American, Bulletin 97: 1070-1082.         [ Links ]

2. Basu, A., 1985. Influence on climate and relief on compositions of sands released at source areas. En G.G. Zuffa, Provenance of Arenites. North Atlantic Treaty Organization (NATO), Advanced Studies Institute, Ser.C, Mathematical and Physical Sciences, 148:1-18. Dordrecht, D. Reidel Publishing Co.         [ Links ]

4. Blasi, A. y M. Manassero, 1989. The Colorado River of Argentina: source, climate and transport as controlling factors on sand composition. Journal of South American Earth Sciences, 3 (1): 65-70.         [ Links ]

5. Blatt, H., 1992. Sedimentary Petrology. Freeman, 514 pp. New York.         [ Links ]

6. Bossi, G.E. y R. Palma, 1982. Reconsideración de la estratigrafía del Valle de Santa María, Provincia de Catamarca, Argentina. V Congreso Latinoamericano de Geología, 1: 155-172, Buenos Aires.         [ Links ]

7. Bossi, G. E., R. Ovejero y M. Strecker, 1987. Correlación entre los perfiles del Terciario superior en la Puerta de Corral Quemado-Hualfín y de Entre Ríos (Chiquimil). Provincia de Catamarca, Argentina. X Congreso Geológico Argentino, II: 117-120.         [ Links ]

8. Bossi, G.E., 1992. Historia de subsidencia del perfil tipo del Neógeno del Valle de Santa María. IV Reunión Argentinade Sedimentología, 1: 167-174.         [ Links ]

9. Bossi, G.E., C. M. Muruaga, J. G. Sanagua, A. Hernando y A. Ahumada, 1993. Geología y estratigrafía de la cuenca Neógena Santa María-Hualfín (Departamentos Santa María y Belén, Provincia de Catamarca). XII Congreso Geológico Argentino, Actas II: 156-165. Mendoza.         [ Links ]

10. Bossi, G.; S. Georgieff; C. Muruaga; J. Sanagua; A. L. Ahumada y L. Ibañez, 1994. The Santa Maria-Hualfin Neogene Basin of northwestern Argentina. 14th International Sedimentological Congress: G12-13. Recife, Brasil.         [ Links ]

11. Bossi, G.; C. Muruaga; S. Georgieff; A. L. Ahumada; L. Ibañez y M. E. Vides, 1997. The Santa María Neogene Basin of the Pampean Ranges: an example of mixed tectonic evolution. I Congreso Latinoamericano de Sedimentología, Sociedad Venezolana de Geólogos, I: 97-104.         [ Links ]

12. Bossi, G., C. Muruaga y I. J. C. Gavriloff, 1999. Ciclo Andino. Neógeno-Pleistoceno. Sedimentación. En: Relatorio del XIV Congreso Geológico Argentino. G.González Bonorino, R. Omarini y J. Viramonte (Eds.), Tomo I: 329-360, Salta.         [ Links ]

13. Bossi, G., S. Georgieff y I. Gavriloff, 2000. Tectosedimentary regional scheme of the Neogene Basins of the Pampean Ranges. II Congreso Latinoamericano de Sedimentología y VIII Reunión Argentina de Sedimentología, Resúmenes: 52, Mar del Plata.         [ Links ]

14. Butler, R. F., L. G. Marshall, R. E. Drake y G. H. Curtis, 1984. Magnety polarity stratigraphy and K-Ar dating of late Miocene and early Pliocene continental deposits, Catamarca province, NW Argentina. Journal of Geology, 92: 623-636.         [ Links ]

15. Coira, B. L.; J. Davidson; C. Mpodozis y V. Ramos, 1982. Tectonic and magmatic evolution of the Andes of northern Argentina and Chile. A Symposium on the Magmatic Evolution of the Andes, E. Linares (Ed.), Earth Science Review, 18: 303-332.         [ Links ]

16. Critelli, S. y E. Le Pera, 1994. Detrital modes and provenance of Miocene sandstones and modern sands of the Southern Apennines Thrust-Top basins (Italy). Journal of Sedimentary Research, A64 (4): 824-835.         [ Links ]

17. Critelli, S., P. E. Rumelhart y R. V. Ingersoll, 1995. Petrofacies and provenance of the Puente Formation (Middle to Upper Miocene), Los Angeles Basin, Southern California: implications for rapid uplift and accumulation rates. Journal of Sedimentary Research, A65 (4): 656-667.         [ Links ]

18. Currie, B. S., 1998. Upper Jurassic-Lower Cretaceous Morrison and Cedar Mountain Formations, NE Utah-NW Colorado: relationships between nonmarine deposition and early cordilleran Foreland-Basin development. Journal of Sedimentary Research, A68 (4): 632-652.         [ Links ]

19. Dickinson, W. R., 1970. Interpreting detrital modes of graywacke and arkose. Journal of Sedimentary Petrology, 40 : 695- 707.         [ Links ]

20. Dickinson, W. R., 1982. Compositions of sandstones in Circum-Pacific subduction complexes and fore-arc basins. Ameican Association of Petroleum GeologistsBulletin, 66: 121-137.         [ Links ]

21. Dickinson, W. R., 1985. Interpreting provenance relations from detrital modes of sandstones. En G.G. Zuffa (Ed.) Provenance of arenites. North Atlantic Treaty Organization Advanced Study Institute, Dordrecht, D. Reidel. Series 148: 333-361.         [ Links ]

22. Dickinson, W. R. y E. I. Rich, 1972. Petrologic intervals and petrofacies in the Great Valley sequence, Sacramento Valley, California. Geological Society of America Bulletin, 83: 3007-3024.         [ Links ]

23. Dickinson, W. R. y C. A. Suczek, 1979. Plate tectonics and sandstone compositions. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 63: 2164-2182.         [ Links ]

24. Dickinson, W. R., S. Beard, R. Kentpp, P. A. Lindberg y P. T. Ryberf, 1983. Provenance of North American Phanerozoic Sandstones in Relation to Tectonic Setting. GSA Bulletin, 94: 222-235.         [ Links ]

25. Dickinson, W. R., T. F. Lawton y K. F. Inman, 1986. Sandstone detrital modes, Central Utah foreland region: stratigraphic record of cretaceous-paleogene tectonic evolution. Journal of Sedimentary Petrology, 56 (2): 276- 293.         [ Links ]

26. Dott, R.H. Jr., 1964. Wacke, graywacke, and matrix-what approach to immature sandstone classification? Journalof Sedimentary Petrology, 34: 625-632.         [ Links ]

27. Eriksson, P. G., U. M. Schreiber, B. F. F.Reczko y C. P. Snyman, 1994. Petrography and geochemistry of sandstones interbedded with the Rooiberg Felsite Group (Transvaal Sequence, South Africa): implications for provenance and tectonic setting. Journal of Sedimentary Research, A64 (4): 836-846.         [ Links ]

28. Espejo, I. S. y O. R. López Gamundi, 1994. Source versus depositional controls on sandstone composition in a foreland basin: the El Imperial Formation (Mid Carboniferous-Lower Permian) San Rafael basin, Western Argentina . Journal of Sedimentary Research, A64 (1): 8-16.         [ Links ]

29. Flynn, J. J. y C. C. Swisher, III., 1995. Cenozoic South American Land Mammal Ages. Correlation to global Geochronologies. Geochronology Time Scales and Global Stratigraphic Correlation. SEPM, Special Publication Nº 54.         [ Links ]

30. Galván, A. F. y O. Ruíz Huidobro, 1965. Geología del Valle de Santa María. Estratigrafía de las formaciones terciarias. Acta Geológica Lilloana, 7: 217-230.         [ Links ]

31. Galloway, W. E., 1974. Deposition and diagenetic alteration of sandstones in northeast Pacific aarc-relates basins: Implications for graywacke genesis. Geological Society of America Bulletin, 85: 379-390.         [ Links ]

32. Gavriloff, I. J. C.; G. Bossi; G. Esteban; N.Nasif y S. Musalem, 1998. El problema estratigráfico de la "Edad" Mamífero Huayqueriense en la Cuenca Santa María-Hualfín (Catamarca, Tucumán y Salta). VII Congreso Argentino de Paleontología y Bioestratigrafía. Acta: 128. Bahía Blanca         [ Links ]

33. Howard, J., 1994. A note on the use of statistics in reportig detrital clastic compositions. Sedimentology, 41: 747- 753.         [ Links ]

34. Ingersoll, R. V., 1978. Petrofacies and petrologic evolution of the Late Cretaceous Fore-Arc Basin, Northern and Central California. Journal of Geology, 86: 335-352.         [ Links ]

35. Ingersoll, R. V., 1983. Petrofacies and provenance of Late Mesozoic Forearc Basin, Northern and Central California. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 67 (7): 1125-1142.         [ Links ]

36. Ingersoll, R. V., 1987. Actualistic Petrofacies: Applications in Palleotectonic Reconstructions. En AAPG Annual Convention with divisions SEPM/EMD/DPA. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 71 (5): 570.         [ Links ]

37. Ingersoll, R.V., 1990. Actualistic sandstone petrofacies: Discriminating modern and ancient source rocks. Geology, 18: 733-736.         [ Links ]

38. Ingersoll, R. V. y C. A. Suczek, 1979. Petrology and provenance of Neogene sand from Nicobar and Bengal Fans, DSDP Sites 211 and 218: Journal of Sedimentary Petrology, 49: 1217-1228.         [ Links ]

39. Johnsson M. J y R. F. Stallard, 1989. Physiographic controls on the composition of fluvial sands derived from volcanic and sedimentary terrains on Barro Colorado Island, Panama. Journal of Sedimentary Petrology, 59:768-781.         [ Links ]

40. Large, E. y R. V. Ingersoll, 1997. Miocene and Pliocene sandstone petrofacies of the northern Albuquerque Basin, New Mexico, and implications for evolution of the Rio Grande Rift. Journal of Sedimentary Research, 67 (3): 464-468.         [ Links ]

41. Latorre, C., J. Quade y W.C. Mcintosh, 1997. The expansion of C4 grasses and global cange in the table Miocene: stable isotope evidence from the Americas. Earth and Planetary Science Letters, Elsevier Science B.V., 146: 83-96.

42. López Gamundí, O., I. S. Espejo y M. S. Alonso, 1990. Sandstone composition changes and paleocurrent reversal in the Upper Paleozoic and Triassic deposits of the Huaco area, western paganzo Basin, west-Central Argentina. Sedimentary Geology, 66: 99-111.

43. Mack, G. H., 1984. Exceptions to the relationship between plate tectonics and sandstone composition. Journal of Sedimentary Petrology, 54: 212-220.

44. Manassero, M. J., 1988. Petrografía y procedencia de las areniscas cretácicas superiores de la Cuenca Austral argentina. Asociación Geológica Argentina, XLIII (2): 175-187.

45. Mansfield, C. F., 1971. Stratigraphic variation in sandstone petrology of the Great Valley Sequence in the southern Coast Ranges west of Coalinga, California (abstract). Geological Society of America Abstracts with Programs, 3: 157.

46. Marsaglia, K. M. y R. V. Ingersoll, 1992. Compositional trends in arc-related, deep-marine sand and sandstone: a reassessment of magmatic-arc provenance. Bulletin of Geological Society of America, 104: 1637-1649.

47. Marshall, L. G., R. F. Butler, R. E. Drake, G. H. Curtis y R. H. Tedford, 1979. Calibration of the Great American Interchange. Science, 204: 272-279.

48. Matlack, K. S., D. W. Houseknecht y K. R. Applin, 1989. emplacement of clay into sand by infiltration. Journal of Sedimentary Petrology, 59(1): 77-87.

49. McLane, M., 1995. Sedimentology. Oxford University Press. 423 pp.

50. Moraes, M. A. S. y L. F. De Ros, 1990. Infiltrated clays in fluvial Jurassic sandstones of Reconcavo Basin, northeastern Brazil. Journal of Sedimentary Petrology, 60(6):809-819.

51. Muruaga, C., 1998. Estratigrafía y Sedimentología del Terciario en la Sierra de Hualfín, entre las localidades de Villavil y San Fernando, Provincia de Catamarca. Tesis Doctoral, Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo, Universidad Nacional de Tucumán, 269 pp. (inédito).

52. Muruaga, C., 1999. Estratigrafía de sedimentos terciarios aflorantes en la Sierra de Hualfín, NE de Catamarca. XIV Congreso Geológico Argentino, I: 479-482. Salta.

53. Muruaga, C., 2001. Estratigrafía y desarrollo tectosedimentario de los sedimentos terciarios en los alrededores de la Sierra de Hualfín, borde suoriental de la Puna, Catamarca, Argentina. AAS Revista, 8(1): 27-50.

54. Muruaga, C. y G. Bossi, 1999. Evolución tectosedimentaria de los depósitos neógenos en el borde suroriental de La Puna, noreste de la provincia de Catamarca. XIV Congreso Geológico Argentino, I: 66. Salta

55. Pacht, J. A., 1980. Sedimentology and petrology of the late Cretaceous Nanaimo Group deposited in the Nanaimo Basin, western Washington and British Columbia: Implications for Cretaceous tectonics. Ph.D. Thesis, Ohio State University, Columbus, Ohio, 361 pp.

56. Pacht, J. A., 1984. Petrologic evolution of the late Cretaceous Nanaimo Basin, Washington and British Columbia: Implications for Cretaceous tectonics. Geological Society of America Bulletin, 95: 766-778.

57. Peirano, A., 1956. Observaciones generales sobre la tectónica y los depósitos terciarios del cuadrángulo 26ºS, 64º30'O, 28º30'S, 67ºO en el Noroeste Argentino. Acta Geológica En Spalletti, L. (Ed.) Contribuciones de los Lilloana, 1: 1-60.

58. Pettijohn, F. J., P. E. Potter y R. Siever, 1987. Sand and sandstones. Second edition. Springer-Verlag. 1-553. New York.

59. Powell, J., P. Mule, P. Ortiz, R. Duarte, J. Sanagua y C. Muruaga, 2002. Mamíferos del Huayqueriense (Mioceno superior) de la Formación Chiquimil (sector occidental de la Sierra de Hualfín), Catamarca, Argentina. Ameghiniana. Buenos Aires. En prensa.

60. Riggs, E. S. y B. Patterson, 1939. Stratigraphy of late Miocene and Pliocene deposits of the Province of Catamarca (Argentina). Physis XIV: 143-162, Buenos Aires.

61. Rosello, E. A., M. E. Mozetic y López De Luchi, 1999. El Basalto La Puerta de San José (Belén, Catamarca): un nuevo testimonio del rifting cretácico en el noroeste argentino. XIV Congreso Geológico Argentino, Actas II: 194- 199, Salta.

62. Sasso, A., 1997. Geological Evolution and Metallogenic Relationships of the Farallon Negro Volcanic Complex, NW Argentina. Vol 1, Ph.D. Queens University, Kingston Ontario, Canada.

63. Sillotoe, R., 1977. Permocarboniferous, Upper carboniferous and Miocene porphyry cooper type mineralization in the Argentinian Andes. Economic Geology, 72: 99-103.

64. Stanley, K. O., 1976. Sandstone petrofacies in the Cenozoic High Plains sequence, eastern Wyoming and Nebraska. Geological Society of America Bulletin, 87: 297-309.

65. Spalletti, L. A. y S. D. Matheos, 1987. Composición de sedimentitas silicoclásticas terciarias de la Cuenca de Ñirihau (Patagonia Occidental) y su significado tectónico. Asociación Geológica Argentina, XLII (3-4): 322-337.

66. Spalletti, L. A., A. Del Valle, M. J. Manassero y S. Matheos, 1989. Procedencia y ambiente tectónico de las areniscas cretácico - terciarias del sector norte de la Patagonia argentina. En Spalletti, L. (Ed.) Contribuciones de los Simposios sobre Cretácico de América Latina, Parte A: Eventos y Registro Sedimentario: 149-163. Buenos Aires.

67. Trop, J. M. y K. D. Ridway, 1997. Petrofacies and provenance of a Late Cretaceous suture zone thrust-top basin, Cantwell Basin, Central Alaska Range. Journal of Sedimentary Research, 67 (3): 469-485.

68. Valloni, R. y J. B. Maynard, 1981. Detrital modes of recent deep-sea sands and their relation to tectonic setting: a first approximation. Sedimentology, 28: 75-83.

69. Valloni, R. y G. Mezzadri, 1984. Detrital modes of recent deep-sea sands of the present continental margins. Sedimentology, 31: 353-364.

70. Walker, T. R., 1976. Diagenetic origin of continental red beds. En H. Falke (Ed.) The Continental Permian in Central, West and South Europe, Dordrechr, D. Reidel: 240-482.

71. Weaver, C. E., 1989. Clays, Muds, and Shales. Developments in Sedimentology 44. Elsevier, 819 pp.

72. Zuffa, G. G., 1980. Hybrid arenites: their composition and classification. Journal of Sedimentary Petrology, 50: 21-29.

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