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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

La Formación Majaditas (Carbonífero), flanco occidental de la Precordillera sanjuanina: litoestratigrafia y facies

The Majaditas Formation (Carboniferous), western Precordillera (San Juan province): Lithostratigraphy and Facies.

 

Oscar R. López Gamundí

Chevron-Texaco, 4800 Fournace Place, Bellaire Texas 77401, USA.

E-mail: gamunor@chevrontexaco.com

Recibido: 28 de diciembre de 2000.
Aceptado: 3 de octubre de 2001.

 


Resumen

La Formación Majaditas (Carbonífero) aflora sobre el flanco occidental de la Precordillera sanjuanina en el oeste argentino flanqueada hacia el sur y norte por afloramientos de otras unidades de similar edad. En los seis miembros definidos (Basal, Diamictítico, Rojo I, Areniscas y Pelitas Moteadas, Rojo II y Superior) se han identificado las siguientes facies:
Facies 1: conglomerados clasto-soportados con evidencia de transporte por suspensión y areniscas gruesas a medianass subordinadas. Se observa una clara tendencia decreciente dada por abundancia de conglomerados en la parte basal de la columna y la disminucón del tamaño máximo de clasto hacia términos superiores del Miembro Basal.
Facies 2: fangolitas guijosas macizas intercaladas en el Miembro Basal e interpretadas como depósitos de flujos de gravedad.
Facies 3: fangolitas laminadas con clastos caídos (dropstones) y bancos diamictíticos lenticulares.
Facies 4: areniscas finas y fangolitas interpretadas como turbiditas de baja densidad con ciclos Bouma incompletos (Tb-e) y completos (Ta-e) en menor medida, localmente afectadas por deformación sinsedimentaria y calcos de flujo.
Facies 5: areniscas medianas con ondulitas tridimensionales y estratificación entrecruzada agrupadas en complejos canalizados de hasta 20 m de espesor.
Facies 6: caracterizada por una sucesión heterolítica de areniscas finas con laminación ondulítica y fangolitas moteadas por bioturbación originadas en corrientes tractivas unidireccionales de variada energía.

Facies 7: fangolitas laminadas y areniscas finas depositadas en áreas transicionales entre plataforma interna y externa comúnmente por debajo del tren de olas.
Facies 8: fangolitas arenosas finamente laminadas, con ocasionales ondulitas y deformación sinsedimentaria, generalmente asociadas con depósitos de la facies 9.
Facies 9: areniscas gruesas a medianas con estratificación plana y entrecruzada en artesa y ondulitas simétricas interpretadas como depositadas en la zona de "shoreface".
Siete asociaciones de facies han sido definidas en la Formación Majaditas. La asociación basal (facies 1 y 5) refleja un período de relleno grueso con creciente espacio de acomodación seguido por condiciones transgresivas (facies 2,3 y 4) dominadas por decantación de material fino, balsaje glacial y flujos de gravedad. El Miembro Rojo I está caracterizado por sucesiones granodecrecientes (facies 5 y 7) culminadas por eventos de inundación y/o abandono. La parte basal de este Miembro erosiona depósitos de la asociación de facies 2, 3 y 4, reflejando una dislocación de facies con un desplazamiento significativo de facies hacia el centro de la cuenca. La parte superior de la columna (Miembros de Areniscas y Pelitas Moteadas, Rojo II y Superior) está caracterizada por sucesiones granocrecientes o parasecuencias (facies 8, 6 y 9a) interpretadas como barras de desembocadura. La columna culmina con una asociación (facies 8 y 9b) transicional entre frente deltaica y "shoreface". Todas las paleocorrientes medidas a lo largo de la columna indican un paleoflujo hacia el SO.

Palabras clave: Formación Majaditas; Carbonífero; Precordillera; Provincia de San Juan; Paleogeografía; Cuenca de Calingasta-Uspallata; Facies.

Extended Abstract

The Majaditas Formation (Carboniferous) [Amos and Rolleri, 1965] is exposed along the western flank of the Precodillera in the San Juan Province of western Argentina (Fig. 1). Its exposures are flanked to the south and north by discontinuous outcrops of Carboniferous deposits of similar age. The unit has been subdivided in six members (Basal Member, Diamictítico Member, Rojo I Member, Areniscas y Pelitas Moteadas Member, Rojo II Member and Superior Member) [Figs. 3 and 5]. Nine facies were identified, namely:
Facies 1: deposits, confined to the basal part of the section (Basal Member), consist of clast-supported conglomerates and subordinate coarse- to medium- grained sandstones. Clasts in the basal conglomerates display flow-parallel long axis orientation (Fig. 7B), indicative of suspension rather than traction. The abundance of conglomerates and maximum clast size decrease up section. Overall, the basal third of the section shows a clear fining-upward trend (Fig. 6). These deposits were deposited by high-density gravity flows and tractional flows in a coarse-grained delta (fandelta) setting.
Facies 2: deposits are massive pebbly mudstones intercalated within the facies 1 deposits. The exposures are areally limited. Some of the clasts show striations. Based on contextual evidence, the pebbly mudstones may be interpreted as part of the spectrum of shallow gravity flows that dominate the basal part of the section.
Facies 3: is made up of laminated mudstones and interbedded lenticular diamictitites. Dropstones, indicative of ice-rafted material, are present in the laminated mudstones. The lenticular bodies of diamictites show in some cases two distinct lithologies (pebbly mudstone and pebbly sandstone) with sharp contacts surrounded by variably deformed mudstones (Fig. 9).
Facies 4: consists of thin-bedded, low-density turbidites with complete (Ta-e) and base-cut (Tb-e) Bouma cycles. These facies deposits were locally affected by centimetric to decametric scale soft-sediment deformation (slumps, Fig. 10B and C). Flute casts and tool marks indicate a SWdirected paleoflow.
Facies 5: deposits are dominated by well sorted, coarse- to medium-grained sandstones with 3D ripples and crossbedding stacked into multistorey (5 to 20 m thick), channelized complexes (Fig. 13). Occasionally, coarse lags drape the erosional base of the channelized bodies.
Facies 6: is characterized by a heterolithic interbedding of fine-grained, current-ripple-laminated sandstones and subordinate mottled (bioturbated) mudstones (Fig. 15). This facies was produced by episodic sand deposition from unidirectional (seaward-directed) tractional currents with fine-grained sand – mud from weaker and less frequent currents.
Facies 7: is made up of laminated mudstones with scarce, thin interbeds of mostly massive sandy mudstones and finegrained sandstones deposited in inner to outer shelf conditions mostly below wave base.
Facies 8: deposits consist of thinly laminated, mica-rich, sandy mudstones with occasional current ripples and soft sediment deformation by loading. They are confined to the upper third of the section and exclusively associated with sandstones of the facies 9.
Facies 9: is dominated by very well sorted, medium- to coarse-grained sandstones with planar and trough crossbedding and weakly wave-influenced current-ripple lamination. It is interpreted as the product of the migration of straight and sinuous dunes and ripples in response to dominantly unidirectional, seaward directed tractional currents, developed between delta plain and a waveinfluenced shoreface.
Several facies associations (FA) have been defined. The FA 1+5 is characteristic of the basal fill of the section (Basal Member). Its fining upward trend reflects a period of initial coarse fill in a fan delta setting with increasing accommodation space. The FA 2+3+4, only present in the Diamictítico Member, represents transgressive conditions of flooding with settling of fine-grained material, ice-rafting and subordinate gravity flows. The FA 5+7, common in the Rojo I Member, is characterized by fining upward facies successions capped by flooding/abandonment surfaces. The basal succession of the FA 5+7, incised on FA 2+3+4 deposits, reflects the facies dislocation of greatest magnitude in the section via a basinward shift in facies where deltaic distributary channels rest on fine-grained sediments deposited below wave base. The upper half of the section (Areniscas y Pelitas Moteadas Member, Rojo II and Superior Members) is dominated by coarseningupwards facies successions or parasequences (FA 8+6+9a) interpreted as mouth bars in a river-dominated delta overlain by sand-dominated sediments deposited in transitional conditions between delta front and shoreface (FA 9b+8).
All paleocurrents from a-axis clast imbrication, current ripples, flute casts, tool marks and cross-bedding invariably indicate a SW-directed paleoflow pattern (Fig. 18). This orientation remains constant throughout the section, irrespective of sedimentary structure or facies, reflecting a rather simple paleogeography for this basin margin. The dynamics of this basin margin was modified by changes in accommodation space probably regulated by a combination of subsidence and glacially influenced sea level changes.

Keywords: Majaditas Formation; Carboniferous; Precordillera; San Juan province; Paleogeography; Calingasta-Uspallata basin; Facies.


 

Introducción

La Formación Majaditas es una de las unidades carboníferas aflorantes en el flanco occidenoccidental de la Precordillera sanjuanina (Fig. 1). Sus afloramientos se ubican al sur del anticlinal de Hoyada Verde en donde varias unidades de edad carbonífera equivalente (Formaciones El Paso, Hoyada Verde, Tres Saltos, ver Mésigos, 1953) están expuestas. Los depósitos de la Formación Majaditas se encuentran a pocos kilómetros al norte de los afloramientos de las Formaciones Leoncito y Ansilta (Fig. 1), ambas también asignadas al Carbonífero y con evidencias de acción glacial (Amos y López Gamundí, 1981; González, 1981, López Gamundí, 1986; López Gamundí y Rossello, 1995). El mejor entendimiento de las características litoestratigráficas y el arreglo lateral y vertical de facies de la Formación Majaditas constituyen elementos necesarios para la reconstrucción del margen oriental de la cuenca carbonífera de Calingasta-Uspallata. En esta contribución se intenta describir los rasgos litoestratigráficos y litofaciales más salientes de la Formación Majaditas y esbozar un modelo paleoambiental para la misma.


Figura 1. Mapa generalizado del área de estudio y las unidades morfotectónicas involucradas y mapa de ubicación de los afloramientos de la Formación Majaditas y otras unidades carboníferas aflorantes en el flanco occidental de la Precordillera sanjuanina en las cercanías de Barreal.
Figure 1. Location and generalized geological maps of the Mjaditas Formation and other Carboniferous units exposed along the western flank of the Precordillera near the town of Barreal, San Juan province, west Argentina.

Ubicación del área de estudio

La Formación Majaditas aflora al occidente de Cordón del Naranjo desde pocos kilómetros al sudeste de Barreal hasta el arroyo de las Cabeceras al norte del Observatorio Félix Aguilar (Fig. 1). El mapeo de detalle se realizó en una superficie de 1,2 kilómetros cuadrados, aproximadamente desde la quebrada del Barrancón al norte hasta la quebrada de Majaditas al sur (Fig. 2). En este sector es donde la unidad alcanza su mayor espesor. El área estudiada se extiende hacia el norte desde la quebrada Grande y hacia el sur hasta la quebrada Ancha (Fig. 2). Observaciones adicionales fueron efectuadas en el extremo norte, las cuales complementan los trabajos de Taúl (1981) y Pérez (1985).


Figura 2. Mapa geológico regional del área de estudio. Modificado de Quartino et al. (1971) y López Gamundí (1984).
Figure 2. Geological map of the area under study. Modified after Quartino et al. (1971) and López Gamundí (1984).

Trabajos anteriores

Amos y Rolleri (1965) definieron la Formación Majaditas y describieron su ubicación geográfica, extensión areal, sección tipo y rasgos litoestratigráficos generales. Si bien estos autores confirmaron que no se encontraron fósiles en la unidad, consideraron, por comparación litológica con formaciones aflorantes cerca de Barreal, a la Formación Majaditas como equivalente a la Formación El Paso (Grupo San Eduardo, Mésigos, 1953).
Posteriormente, Quartino et al. (1971) en su trabajo de la región Barreal-Calingasta, describieron someramente la unidad en estudio, la cual aclaran que se encuentra en una zona marginal a la principal estudiada. Consideraron "por similitud litológica" que puede asimilarse a la Formación Del Salto (Pérmico inferior). Los mismos autores describieron más adelante con más detalle las características estructurales principales del área y su vez realizaron observaciones sobre el contacto de las formaciones carboníferas con unidades anteriores. Sessarego (1980) detalló aspectos estratigráficos y estructurales de la zona ubicada entre las quebradas de Majaditas y Barrancón. Más recientemente, Taúl (1981) y Pérez (1985) analizaron las variaciones faciales de los tramos superiores de la unidad. López Gamundí (1984) estudió aspectos litostratigráficos y litofaciales de la Formación Majaditas en el contexto del análisis de las unidades carboníferas aflorantes en el flanco occidental de la Precordillera. Más recientemente Bercowski et al. (1997) y Bercowski (1998) describieron brevemente aspectos litoestratigráficos de la Formacion Majaditas y propusieron tres miembros para la misma.

Geología regional y estructura

La unidad más antigua expuesta en la zona de estudio es la denominada genéricamente Formación Pretillítica o "Pretillítico" (Zöllner, 1950), más exactamente en esta zona correspondiente a la Formación Hilario (Mésigos, 1953), asignada tradicionalmente al Ordovícico. Esta última unidad es equivalente a las "Areniscas Amarillentas" del Grupo Ciénaga del Medio (Keidel y Harrington, 1938). Su litología está compuesta por pelitas mayormente limolíticas y areniscas replegadas de rumbo aproximado E-O con inclinación hacia el S.
En discordancia angular sobre estos depósitos yace la Formación Majaditas. La misma posee una estructura simple de homoclinal con rumbo aproximado NNO-SSE e inclinación entre 60º y 70º hacia el O. Fallas de moderado rechazo y extensión lateral limitada modifican, en algunos sectores, el rumbo e inclinación de los estratos. Hacia el S, fuera del área mapeada en detalle, el rumbo general de la unidad se acerca a una orientación N-S. En las entradas a las quebradas de Majaditas y Barrancón, las capas superiores de la Formación Majaditas aparecen en contacto por falla con rocas del "Pretillítico". El volcamiento de los estratos superiores de la Formación Majaditas (Figs. 3 y 4) es debido posiblemente al efecto de la falla de Puesto de Tapia (Quartino etal., 1971). El conjunto de rocas del "Pretillítico" y de la Formación Majaditas es intruído por un cuerpo dacítico ("Intrusiones subvolcánicas" de Quartino et al., 1971) de edad terciaria (Leveratto, 1976) de 1,5 km de extensión aflorante en sentido longitudinal y 0,4 km en sentido meridional (Figs. 2 y 4). Este cuerpo subvolcánico está alineado con la falla antes mencionada.


Figura 3. Mapa de los afloramientos de la Formación Majaditas entre las quebradas de Barrancón y Majaditas con la subdivisión en miembros utilizada en este trabajo.
Figure 3. Detailed geological map of the Majaditas Formation and its members between the Barrancón and Majaditas creeks.


Figura 4. Aspecto general (A) y esquema (B) de las unidades aflorantes en el tramo superior de la Formacion Majaditas. Vista Este (izquierda) – Oeste (derecha) desde flanco norte de la quebrada Majaditas hacia el sur. Nótese el volcamiento de bancos de Miembros Rojo II y Superior, intrusión de basamento pretillítico por cuerpo dacítico y contacto entre Miembro Superior y basamento pre-carbonífero por la falla de Puesto de Tapia. La distancia entre las quebradas Majaditas y Ancha a lo largo de la falla de Puesto de Tapia es de aproximadamente 400 metros (cf. Fig. 2).
Figure 4. Panoramic view (A) and schematic sketch of upper part of the Majaditas Formatrion from the northern margin of the Majaditas creek toward the south. Note overturned beds of Rojo II and Superior Members, metasedimentary basement intruded by Tertiary dacitic body and fault contact between Superior Member beds and basement. Distance between the Ancha and Majaditas creeks along the fault trace is approximately 400 meters (see Figure 2).

Algunos diques subvolcánicos atraviesan la Formación Majaditas los que en algunas zonas se hacen concordantes con la estratificación (filones capas). Estos diques han sido observados tanto en la quebrada de Majaditas como en la de Barrancón, aunque en esta última afloran en mayor extensión.

Metodología utilizada

El trabajo fue subdividido en varias fases:

- Mapeo de la unidad formacional en escala original 1:50.000 en el área comprendida entre las quebradas de Majaditas y Barrancón, donde la secuencia expuesta alcanza su máximo espesor y su sección tipo ha sido definida. Se describieron las características generales del área mapeada (rasgos estructurales, intrusiones que afectan a la unidad y relaciones estratigráficas con otras unidades).
- Subdivisión de la unidad en miembros informales basados en características litológicas generales.
- Caracterización de facies y su agrupamiento en asociaciones de facies. Para tal fin se realizaron perfiles columnares de detalle correlacionándolos con perfiles transversales. Se midieron espesores individuales de estratos, variaciones laterales, geometrías, características de sus contactos, litologías, estructuras sedimentarias y paleocorrientes.
- Correlación entre miembros y facies. Este estudio fue realizado con el fin de vincular los trabajos anteriores con énfasis litoestratigráfico sobre esta unidad y unidades vecinas.

Litoestratigrafía

La columna estratigráfica descripta más adelante ha sido construída a partir de perfiles realizados en las quebradas de Majaditas y Barrancón. Se realizaron los perfiles complementarios a lo largo de las quebradas Grande y Chica al norte y Ancha al sur de los perfiles principales (Fig. 5).
Estos perfiles complementarios permitieron verificar la validez de la columna propuesta, si bien existen localmente variaciones laterales de espesor y de facies. La columna propuesta comprende seis miembros:

Miembro Basal (200 m): conglomerados gruesos a medianos verdes grisáceos, areniscas gruesas y pelitas con diamictitas subordinadas.
Miembro Diamictítico (50 m): pelitas, pelitas con clastos aislados, areniscas finas y lentes diamictíticas.
Miembro Rojo I (70 m): Areniscas conglomerádicas a medianas rojizas.
Miembro de Areniscas y Pelitas Moteadas (110 m): Areniscas finas a medianas, micáceas grises y pelitas físiles, moteadas, verde oscuras a negras.
Miembro Rojo II (100 m): areniscas cuarzosas medianas a gruesas rojizas y pelitas lajosas pardas.
Miembro Superior (180 m): areniscas conglomerádicas arcósicas rosadas y arensicas finas micáceas.


Figura 5. Columna generalizada de la Formación Majaditas y de los miembros definidos en este trabajo, y ubicación estratigráfica de las figuras.
Figure 5. Generalized stratigraphic column of the Majaditas Formation and its Members defined in this study. Arrows indicate reference to figures.

Análisis de facies

Facies 1: conglomerados y areniscas gruesas

Descripción. Las rocas de esta facies están restringidas a la parte basal de la columna, estrátigraficamente correspondiente al Miembro Basal (Fig. 6). En el margen sud de la quebrada de Majaditas se observa el carácter discordante de la base de la Formación Majaditas. Allí, las areniscas amarillentas gruesas en bancos lenticulares y bancos tabulares y lentiformes de conglomerados gris verdosos (parcialmente teñidos a tonos rojizos por cemento ferruginoso) descansan sobre rocas del basamento Pretilítico. Los sectores conglomerádicos basales en contacto con el basamento pre-carbonífero muestran aspecto caótico, fábrica clasto-soportada, matriz arenosa gruesa y claro predominio de bloques de hasta 2 m de diámetro (Fig. 7A). Se observa una notable disminución de tamaño máximo de clasto (TMC) al alejarse estratigráficamente de la discordancia. Composicionalmente, los clastos pertenecen a litologías comunes en el basamento precarbonífero: lutitas, pizarras, areniscas finas cuarzosas y en menor medida vulcanitas mesosilícicas alteradas.


Figura 6. Columna del Miembro Basal y diagrama de paleocorrientes. Nótese la tendencia general granodecreciente compuesta por secuencias menores mayormente granodecrecientes. Ver texto para descripción de facies y figura 5 para ubicación estratigráfica de este perfil.
Figure 6. Graphic log and paleocurrents for the Basal Member.
Note overall fining upward trend . See text for facies description and Figure 5 for stratigraphic location of the log.


Figura 7. Facies 1. Quebrada Barrancón. A: Aspecto general de conglomerados gruesos del Miembro Basal cercano a la discordancia con el basamento pretillítico. Nótese aspecto desorganizado del depósito y presencia de bloques. B: Contacto amalgamado entre conglomerado fino con matriz arenosa gruesa (parte inferior de la figura) y conglomerado grueso con abundantes clastos con imbricación de eje mayor (a) paralelo al flujo. Flujo hacia la derecha.
Figure 7. Facies 1. Barracón creek. A: Bouldery conglomerates from the Basal Member close to the unconformity with basement. Note disorganized aspect of the conglomerate. B: amalgamated contact between pebble conglomerate with coarse sandy matrix (lower part of the figure) and cobble conglomerate with abundant a-axis clast imbrication. Paleoflow toward right.

El resto de los conglomerados son igualmente clasto-soportados pero con matriz arenosa fina a gruesa y se agrupan en bancos tabulares o lentiformes extendidos. Presentan tanto gradación normal como inversa, siendo la primera variedad más común. Algunos niveles conglomerádicos finos (0.5 cm de tamaño de clasto promedio) muestran estratificación plana que alterna con sectores pobremente estratificados con abundantes clastos mayores de 15 cm. En algunos tramos se ha podido observar imbricación del eje mayor (a) de los clastos (Walker, 1975) con paleocorrientes hacia el SO (Figs. 6 y 7B). Los bancos de conglomerados se interdigitan con bancos lentiformes de dimensiones reducidas o paleocanales de reducida extensión lateral (Fig.8); presentan base neta erosiva y contacto superior neto plano de arensicas conglomerádicas macizas o con indicios de estratificación plana. Algunos conglomerados presentan segregación granulométrica bipartita de sus bancos con un sector basal grueso (guijarro-guijón) y un sector superior de arena gruesa-guija. Otros presentan un sector basal con gradación inversa (GIB en Fig. 8) de arenisca gruesa con buena selección, que gradualmente pasa hacia arriba a conglomerados clasto-soportados (Fig. 8).


Figura 8. Características de los conglomerados basales (facies 1) del Miembro Basal. Banco A muestra gradación normal. El contacto entre conglomerado A y B es amalgamado (CA). Nótese la presencia de un canal arenoso (C) de geometría cóncavoplano hacia el techo del banco conglomerádico; éste muestra indicios de un depósito residual más grueso en la base del cuerpo y de tracción (marcada erosión en la base, niveles de conglomerados finos intercalados y cruda estratificación horizontal). El conglomerado B muestra gradación inversa basal (GIB) marcada por la presencia de un tramo con abundante arena gruesa y gradación inversa en todo el espesor del banco.
Figure 8. Facies 1 conglomerates, Basal Member. Contact between beds A and B is amalgamated (CA). The sandstone channel (C) shows basal erosive base, coarser-grained lag and crude horizontal stratification. Conglomerate bed B exhibits an overall inverse grading superimposed on basal inverse grading (GIB) denoted by abundant coarse grained sand at the base of the bed.

Son comunes los contactos amalgamados (CA en Fig. 8) entre conglomerados y areniscas gruesas. En estas últimas se puede observar estratificación entrecruzada planar y diagonal probremente definida, remarcadas por capas de 2 a 4 cm de espesor de material ligeramente más grueso (guija-guijarro). Los clastos se orientan con sus ejes mayores aproximadamente paralelos a las superficies de estratificación.
Si bien secuencias individuales grano-crecientes y granodecrecientes se alternan, la parte basal de la Formación Majaditas constituye en su totalidad una secuencia granodecreciente (Fig. 6).
Interpretación. La geometría de los cuerpos conglomerádicos, abundancia de granulometrías gruesas (conglomerados y arensicas gruesas) y escasez de material limo-arcilloso intersticial, indican la presencia de flujos enérgicos confinados a poco confinados en donde alternaron procesos tractivos y de suspensión. Por un lado, la imbricación del eje mayor (a) sugiere episodios de transporte de clastos mayores en suspensión (Walker, 1975; Allen, 1982) con alta concentración de sedimento. La presencia de areniscas macizas, contactos amalgamados y segregación granulométrica en las areniscas gruesas, indicativa de procesos de flujos recurrentes ("surges"), es compatible con corrientes de turbidez de alta densidad. La gradación inversa basal en algunos niveles conglomerádicos sugiere la presencia de carpetas de tracción, relacionada a presiones dispersivas en flujos granulares comunes en corrientes de turbidez areno-conglomerádicas subácueas de alta densidad (Lowe, 1982). Por otro lado, el desarrollo de gradación normal, superficies de erosión y estratificación entrecruzada planar en areniscas canalizadas sugiere corrientes turbulentas confinadas en condiciones de régimen de flujo bajo. Las variedades arenosas con estructuras tractivas son interpretadas como los términos diluídos de los flujos arenoconglomerádicos, particularmente comunes hacia la mitad superior del Miembro Basal.

Facies 2: fangolitas macizas con clastos

Descripción. Esta facies está compuesta por fangolitas macizas de color gris oscuro con clastos dispersos. Constituyen un afloramiento aislado de dimensiones reducidas intercalado entre areniscas de la facies 1 (Fig. 3). El contacto inferior es transicional con areniscas macizas rosadas agrupadas en bancos de hasta 1 m de espesor; el contacto superior es neto con areniscas medianas a gruesas de color verdoso. Esta facies está representada en ambas márgenes de la quebrada de Majaditas, desapareciendo los afloramientos por el efecto de una falla hacia la margen S. Hacia el N es reemplazada lateralmente por areniscas limolíticas grises. Las fangolitas son macizas, contienen concreciones esferoidales gris oscuras de diámetro promedio 5 – 6 cm y máximo de 25 cm y composición calcárea que alternan con limolitas macizas, gris oscuras con color de meteorización rojizo en bancos de hasta 0,4 m de espesor y pelitas laminadas físiles subordinadas.
La distribución de los clastos en las fangolitas no es homogénea y disminuye en cantidad y tamaño hacia la parte superior. La mayoría de los clastos son de forma tabular y prismática, redondeados a subredondeados con predominio del tamaño guijarro. Algunos de los clastos poseen estrías. Las mismas son de longitud reducida (hasta 10 cm) y poseen disposición paralela a subparalela. La máxima divergencia de las estrías con respecto al eje mayor del clasto es de 30º.

Interpretación. La limitada extensión y calidad del afloramiento no permiten una interpretación definitiva sobre los depósitos de esta facies. El contacto inferior transicional con areniscas y la abundacia de clastos aislados en la parte inferior indica la posibilidad de un depósito relacionado con flujos de gravedad. La presencia de estrías en algunos de los clastos sugieren la presencia de abrasión glacial en parte del material.

Facies 3: pelitas laminadas con lentes diamictíticas

Descripción. Esta facies ha sido reconocida en los afloramientos de las quebradas de Majaditas y Barrancón y sólo se encuentra en el Miembro Diamictítico (Fig. 3). Está constituída por niveles tabulares de pelitas con clastos y cuerpos lentiformes de diamictita.
Las pelitas con clastos constituyen una variedad litológica asociada íntimamente con los cuerpos diamictíticos. Las pelitas son laminadas, sólo localmente macizas y con clastos. Las diamictitas constituyen rocas gris oscuras a verde grisáceas, macizas con matriz fangolítica a limo-arenosa, de fábrica isótropa y aspecto caótico en bancos irregulares a lentiformes. Los niveles diamictíticos están ubicados en los dos tercios basales del Miembro Diamictítico. Varias lentes diamictíticos afloran hacia el norte en las quebradas Chica y Grande. En la margen norte de la quebrada Grande se han identificado masas de areniscas de tamaño apreciable dentro de las pelitas con clastos (Fig. 9A). Clastos mayores de 5 cm ocupan hasta un 35% de la roca. Los mismos son subredondeados a redondeados siendo abundantes los provenientes del basamento pre-carbonífero (areniscas finas y pelitas). Los clastos en las diamictitas llegan hasta 60 cm de diámetro mientras que en las pelitas asociadas alcanzan excepcionalmente los 30 cm. Concreciones calcáreas en las fangolitas asociadas con los cuerpos diamictíticos contienen esporas y micro-plancton. Bancos de areniscas finas intercalados en las pelitas asociadas con los lentes diamictíticos muestran una amplia gama de deformación sinsedimentaria desde plegamiento continuo hasta desmembramiento e incorporación en las pelitas circundantes (Fig. 9A). El carácter no erosivo del contacto de las lentes diamictíticas es común en todos los perfiles analizados. Algunos de estos cuerpos lenticulares muestran variaciones litológicas internas marcadas donde alternan sectores de fangolitas con clastos, con otros caracterizados por arenisca conglomerádica (Fig. 9B). Los contactos entre ambas litologías son netos y a su vez el contacto con las pelitas circundantes es irregular pero neto también. En otros casos las lentes poseen contactos transicionales con pelitas y pelitas con clastos (Fig. 9C).


Figura 9. Facies 3, Miembro Diamictítico, Quebrada Chica. A: Perfil de niveles diamictíticos con deformación sinsedimentaria asociada a areniscas finas, pelitas y pelitas con clastos. B.Características de las lentes diamictíticas: cuerpo compuesto con matriz arenosa gruesa (Ac) con intercalación de matriz arenosa fina - pelítica (D). Nótese deformación sinsedimentaria en pelitas circundantes. C: cuerpo compuesto de diamictita con matriz arenosa [Da, (TMC, tamaño máximo de clasto=50 cm)] en contacto neto con pelitas con clastos de hasta 30 cm (Pc) que grada a pelitas con clastos menores (P). El pasaje entre Da y Pc es transicional por pérdida de arena en matriz y reducción de tamaño de clasto.
Figure 9. Facies 3, Diamictítico Member, Chica creek. A: Graphic log of diamictite beds with soft sediment deformation associated with fine-grained sandstones, shales and shales with dropstones. B: composite diamictite lens with coarse sand matrix (Ac) and fine sand – mud matrix (D) encased in shales with soft sediment deformation. C: diamictite bed with sandy matrix [Da, (TMC, maximum clast (MCS)=50 cm)] in sharp contact with pebbly to bouldery shales (Pc) which grade in turn to shales with pebbles (P). The contact between Da and Pc is gradational by loss of sand in the matrix and decrease of MCS.

Interpretación. La presencia de estructuras de impacto en pelitas laminadas, en especial en la parte inferior del Miembro Diamictítico, y su asociación con pelitas laminadas con escasa a nula bioturbación y ausencia de estructuras tractivas indica la presencia de procesos de balsaje glacial en condiciones de sedimentación dominada por decantación por debajo del tren de olas. La presencia de cuerpos diamictíticos compuestos con dos litologías, cuerpos deformados de arena dentro las diamictitas y la proximidad de deformación sinsedimentaria en las pelitas y areniscas finas circundantes sugieren removilización postdeposicional posiblemente relacionadas a pendientes. La asociación con depósitos con evidencia glacial sugiere que, al menos parcialmente, los depósitos diamíctiticos podrían haber sido depositados como "rain out tills" posteriormente removilizados por gravedad (Visser, 1983; Eyles y Eyles, 2000). Alternativamente, la deformación sinsedimentaria puede interpretarse como fenómenos de carga limitados a la proximidad de los cuerpos diamictíticos.

Facies 4: pelitas y areniscas finas a medianas interestratificadas

Descripción. Los depósitos de esta facies predominan en el tercio superior del Miembro Diamictítico. Están constituidos por granu-lometrías finas con escasos niveles continuos y discontinuos de areniscas, algunos de ellos con ondulitas de corriente levemente sinuosas y de relieve reducido (bajo índice de óndula). Son abundantes las concreciones calcáreas; los clastos dispersos son escasos y de reducido tamaño. Las lutitas poseen laminación fina. En algunos casos se ha podido observar trazas fósiles no perforantes en la superficies de estratificación con patrón geométrico sinuosoidal en hiporelieve positivo (Fig. 10A). Es abundante la deformación por carga de escala centimétrica y decimétrica. Localmente, el conjunto pelítico-arenoso es afectado por estratificación convoluta de escala métrica a decamétrica (Figs. 10B y C, veáse Deformación Sinsedimentaria).


Figura 10. Depósitos de facies 4, Quebrada Barrancón. A: Bioturbación epichnia en depósitos de la facies 4. Escala (11 cm) en extremo izquierdo. B: pelitas y areniscas finas afectadas por plegamiento sinsedimentario. Escala humana en extremo izquierdo inferior indicada por flecha; la distancia horizontal del afloramiento es de aproximadamente 20 metros. Detalle ilustrado en C indicado por cuadrado en extremo izquierdo. C: contacto entre pelitas y areniscas finas (facies 4) replegadas y conglomerado suprayacente (facies 5). Nótese mega turboglifos (orientacion subvertical en la figura). Flujo desde la parte izquierda superior (NE) hacia la parte derecha inferior (SO) de la figura.
Figure 10. Facies 4. Barrancón creek. A: bed parallel (epichnia) bioturbation. Scale is 11 cm long. B: shales and fine-grained sandstones with soft sediment deformation. Arrow on lower left corner indicates scale, the exposure is 20 meter long along the creek. Square on the left indicates location of picture C. C: contact between shales and fine-grained sandstones (facies 4) with soft sediment deformation and overlying conglomerate bed (facies 5) with megaflutes on its base. Inferred paleoflow from upper left (NE) to lower right (SW).

Lateralmente la proporción y espesor de los bancos arenosos aumentan. Este cambio se encuentra bien expuesto en la parte austral de la zona estudiada en la quebrada Ancha (Fig.11). También lateralmente se ha podido seguir el nivel de pelitas replegadas aflorante en la quebrada Barrancón hacia el sur, observándose que estos depósitos con mayor proporción de arena constituyen un equivalente lateral. Las areniscas son de grano medio y color gris, macizas en su totalidad o en la parte inferior de cada banco seguido por laminación paralela cruda. Se observa gradación granulométrica en la forma de estratificación gradada del tipo cola de finos ("coarse tail grading"). En la base de los bancos arenosos se encuentran marcas subestratales del tipo calcos de flujo, ocasionalmente modificados por carga, de escaso relieve y configuración triangular a deltoide, y marcas de punzamiento. Ubicadas paralalelamente a los calcos de flujo, se presentan lineaciones de corriente evidenciadas como constricciones leves. La secuencia elemental de esta facies puede definirse como compuesta por un tramo arenoso mediano a fino, macizo a gradado que pasa a un tramo arenoso fino a fangoso, con ondulitas deformadas por efectos de migración de ondulas ("piled-up ripples", Fig. 11A) o con laminación convoluta (Fig.11B), seguido por material pelítico macizo o laminado.


Figura 11. Facies 4. Quebrada Ancha. Areniscas macizas con cruda laminación paralela y estratificación gradada del tipo cola de finos ("coarse tail grading") hacia la base. Las areniscas gradan a pelitas. A: ondulitas deformadas por efectos de migración de ondulas ("piled-up ripples"), escala: 10 cm, B: laminación convoluta, escala: 10 cm.
Figure 11. Facies 4, Ancha creek. Graphic log of mostly massive sandstones with coarse tail grading at the base followed by crude horizontal lamination. Sandstones grade to mudstones. A: piled up ripples by ripple-drift migration; B: convolute lamination, scale bar on right side of both sketches is 10 cm long.

Deformación sinsedimentaria. Un aspecto particular de las rocas de la facies 4 es la presencia de deformación sinsedimentaria a varias escalas. Esta deformación abarca desde fenómenos de carga en la interfase de bancos de pelita y arenisca de escala centimétrica a decimétrica ampliamente distribuídos, hasta pliegues convolutos (deslizamientos o slumps) de escala métrica a decamétrica desarrollados localmente (Fig. 10B). Esta deformación involucra procesos generados tanto por carga como por erosión de corrientes turbulentas o una combinación de ambos procesos.
1) Deformación de escala centimétrica a decimétrica: calcos de carga y calcos de flujos deformados por carga: Las estructuras por deformación sinsedimentaria de menor escala están expuestas en el techo de las rocas pelíticas en contacto con la base de bancos de areniscas finas suprayacentes. Las formás más comunes son turboglifos deformados por carga ("flute load casts" , Kelling y Walton; 1957). Se asemejan también a los denominados "transverse scour marks" (Dzulynski y Sanders, 1962), originados por erosión de corrientes, indicada por leves estrías en la dirección de la corriente. Otro tipo de estructuras está compuesto por aquellas producidas solamente por carga. Estos calcos de carga, de menor relieve y con lóbulos distribudos sin orientación preferencial, son similares a los "squamiform load casts" descriptos por Ten Haaf (1956). El diseño de la sección transversal de este tipo de calcos de carga sugiere un marcado contraste entre las viscosidades de la capa pelítica y arenosa como ha sido sugerido por Anketell et al. (1970). Asociado con los calcos de carga aparece laminación convoluta (Ten Haaf, 1956). Esta se expresa como plegamiento fluidal con continuos engrosamientos y adelgazamiento de los bancos afectados (plegamiento similar), el cual confirma el comportamiento fluidal de las capas (Dzulynski y Smith, 1963). Este tipo de deformación sin ruptura indica además condiciones hidroplásticas del sedimento (Ten Haaf, 1956; Visher y Cunningham, 1981).
2) Deformación de escala centimétrica a decimétrica: estratificación convoluta (deslizamientos subácueos o slumps): Se ha preferido la denominación de Kuenen (1953) estratificación convoluta a la de laminación convoluta (Ten Haaf, 1956) debido a una cuestión de escala. Si bien ambos términos son en cierto grado intercambiables, el primero se refiere a deformación a escala decimétrica o mayor, mientras que el segundo se aplica escala centimétrica (Collinson, 1994). En el caso particular, las delgadas capas de areniscas y pelitas alternantes aparecen afectadas por plegamiento sinsedimentario de dimensiones apreciables, sin patrón definido de orientación o vergencia pero completamente contínuo. El plegamiento aparece asociado a conglomerados que sobreyacen al conjunto pelítico-arenoso de la facies 4 en la quebrada de Barrancón. Además éste se atenúa lateralmente hacia el N y S donde la estratificación del conjunto pelítico arenoso es paralela a la regional de la unidad. Es una característica general de la estratificación convoluta la atenuación del plegamiento hacia niveles superiores e inferiores. Esta observación es válida para el límite inferior pero no para el límite superior donde los estratos plegados están abruptamente en contacto con el conglomerado suprayacente (Fig. 10C), el cual no aparece afectado por el plegamiento. Esto se explica por procesos erosivos relacionados con el conglomerado suprayacente, de marcada geometría lentiforme. Son comunes en la base del conglomerado calcos de flujo de hasta 1 m de longitud (Fig. 10C). Hacia los flancos del banco conglomerádico la angularidad disminuye y lateralmente la sucesión se hace concordante donde las areniscas finas y pelitas de la subfacies 2b infrayacen areniscas medianas a gruesas del Miembro Rojo I (Facies 6).

Interpretación. Las rocas de esta facies son interpretadas como turbiditas clásicas o turbiditas de baja densidad ("low-density turbidites"). En efecto las secuencias pueden ser descriptas según el esquema de Bouma (1962) como Ta-e o Tb-e. Las areniscas macizas en su parte inferior y con estratificación plana y gradación hacia el techo fueron depositadas en condiciones de alto régimen de flujo, los depósitos más finos con ondulitas deformadas y laminación convoluta se depositaron en condiciones de bajo régimen de flujo.
Algunos de los cuerpos deformados sugieren un estilo depositacional similar al de la estratificación convoluta. Sobre el origen de este tipo de estructura se encuentran diversas opiniones; por un lado Williams (1960) considera que las actitudes irregulares de los planos axiales, y consecuente inconsistencia en la dirección de recumbencia de los pliegues, se deben a que este tipo de estructura fue originada por flujo intraestratal luego de que los estratos suprayacentes fueron depositados. Otros, como Ten Haaf (1956) relacionan la laminación convoluta con corrientes de turbidez y no con deslizamientos (slumps). Dzulynski y Smith (1963) fijan diferencias para la laminación y estratificación convolutas originadas por corrientes (o gravedad) y las no originadas por corrientes. En las primeras, los autores señalan que en areniscas muy finas y fangolitas los anticlinales pueden ser de terminación plana y en forma de hongo, características observables en los pliegues estudiados en depósitos de la facies 4. A su vez, Visher y Cunningham (1981) consideran como condición importante para la formación de esta estructura la existencia de gradiente de densidad inverso, que se daría no sólo entre las capas arenosas muy finas y fangolitas, sino también entre las capas superiores como conjunto y el conglomerado suprayacente. Esto explicaría las dos escalas de estratificación convoluta identificadas en el tramo estudiado.
Se concluye que la asociación estratificación convoluta-fenómenos de carga diferencial (calcos de carga)-turboglifos-conglomerado suprayacente (Facies 5) es consistente con un origen mixto para este pliegue sinsedimentario, similar a lo propuesto por Potter y Pettijohn (1977), los cuales consideran como factor determinante la interacción de corrientes de gravedad y carga.

Facies 5: facies de areniscas medianas y gruesas rojizas

Descripción. Estratigráficamente, esta facies aparece representada en los tramos superiores del Miembro Basal y en el Miembro Rojo I (Fig. 12A). De escaso desarrollo vertical, está constituida por areniscas medianas a gruesas y conglomerados subordinados. Las variedades arenosas gruesas exhiben localmente estratificación plana y estratificación entrecruzada planar simple y en artesa pobremente definidas. Las areniscas medianas muestran ondulitas linguoides y discontinuas. Los depósitos de esta facies aparecen agrupados en bancos tabulares a lenticulares extendidos a nivel de afloramiento de hasta 20 metros de espesor.


Figura 12. Miembro de Pelitas y Areniscas Moteadas. A: aspecto general de complejo de canales distributarios inciso sobre pelitas (ver centro de figura). Hacia el horizonte (extremo derecho superior) se observa sucesión granocreciente de barra de desembocadura (con escala de 20 metros). B: turboglifos en base de banco arenoso (facies 5). Paleoflujo desde extremo derecho superior (NE) a extremo izquierdo inferior (SO). Ver figura 18 para ubicación de mediciones.
Figure 12. Pelitas y Areniscas Moteadas Member. A: general view of distributary channel complex incised on shales. On upper right corner against the skyline a fining upward, mouth bar succession is exposed (scale bar is 20 meter long). B: flute casts on base of sandstone bed (facies 5). Paleocurrents from upper right (NE) to lower left (SW). See Figure 18 for location of paleocurrents.

Excepcionalmente, las areniscas de esta facies aparecen asociadas a complejos de paleo-canales lateralmente extendidos en cuya base se encuentran conglomerados. Más comunes son los complejos de paleocanales con bases arenosas y turboglifos (Fig. 12B). El complejo expuesto a ambas laderas de la quebrada Barrancón (Fig. 13) ilustra este tipo de depósitos. La base del mismo está constituído por el conglomerado lentiforme con calcos de flujo de grandes dimensiones ("megaflutes") en su base (Figs. 10C y 13), estando las pelitas infrayacentes afectadas por deformación sinsedimentaria (ver descripción de facies 4). El conglomerado es mayormente clasto-soportado, con matriz arenosa, sin evidencia de estratificación interna y con predominio de clastos mayores en la población guijarroguijón. El mismo se adelgaza drásticamente en forma lateral, dejando a las areniscas gruesas en contacto erosivo con las pelitas y areniscas finas subordinadas infrayacentes de la facies 4 (Fig. 13). La geometría de este complejo conglomerádico-arenoso es lenticular (cóncavo-plano) con la fracción más gruesa (guijón), con clastos de hasta 15 cm de diámetro, ubicada en el sector basal y central del complejo (Figs. 13 y 14). En su conjunto muestra un ordenamiento vertical granodecreciente (Fig. 13).


Figura 13. Facies 5, Miembro Rojo I, Quebrada Barrancón. Sucesión compuesta granodecreciente de relleno de canal con base conglomerádica y megaturboglifos.
Figure 13. Facies 5, Rojo I Member, Barrancón creek. Fining upward, channel fill composite succession with conglomerate at base and megaflute casts.


Figura 14. Facies 5, Miembro Rojo I. Correlación y geometría cóncava-plana de cuerpos arenosos de facies 5 en sección N-S. Intercalaciones pelíticas representan períodos de abandono / inundación. MB: Miembro Basal, MD: Miembro Diamictíco, MRI: Miembro Rojo I.
Figure 14. Facies 5, Rojo I Member. Correlation of sandstone channelized complexes in N-S cross-section. Shale interbeds interpreted as periods of flooding / abandonment. MB: Basal Member, MD: Diamictíco Member, MRI: Rojo I Member.

Interpretación. Su base erosiva, granulometría gruesa y la presencia de calcos de flujo y estructuras tractivas indican que los conglomerados fueron depositados por flujos enérgicos y turbulentos. La geometría del cuerpo, granu-lometría predominante y la presencia de estratificación plana sugieren flujos turbulentos. Las ondulitas linguoides en las areniscas suprayacentes indican velocidades relativamente altas de flujos turbulentos de bajo régimen (Harms et al., 1982).
En comparación con los depósitos infra y suprayacentes, los depósitos de la Facies 5 en el Miembro Rojo I corresponden a un brusco cambio de condiciones de sedimentación. En efecto, los mismos se encuentran por encima de pelitas y areniscas finas subordinadas de la facies 2, interpretadas como los depósitos más profundos de toda la columna. En su conjunto muestran cierta lenticularidad a nivel de afloramiento como se ilustra en la figura 14. Las condiciones de sedimentación por corrientes tractivas y confinadas de alta energía en esta facies indican una incursión de material arenoso-conglomerádico en un ambiente de plataforma dominada por sedimentación fina posiblemente asociado a una caída relativa del nivel del mar. El contacto erosivo con las pelitas infrayacentes y la presencia de conglomerados en la base sugiere mecanismos diferentes a una simple progradación. El carácter granodecreciente de la sucesión, en oposición a un perfil granocreciente característico de barras de desembocadura distales asociadas a progradación, sugiere la existencia de canales distributarios con abundante carga de lecho.

Facies 6: facies de de areniscas finas a medianas con estratificación ondulítica

Descripción. Esta facies está estratigráficamente restringida a la mitad superior del denominado Miembro de Areniscas y Pelitas Moteadas y en menor proporción en el Miembro Rojo I. Está constituída por areniscas finas a medianas y areniscas limosas y limolitas en bancos de 2 a 10 m de espesor. Las intercalaciones arcilíticas, comúnmente con bioturbación perforante endichnia, son escasas. En general, las areniscas son macizas o poseen estratificación plana; las variedades arenosas más finas poseen estratificación fina a muy fina (menor de 1 cm). Un rasgo persistente de esta facies es la presencia de laminación entrecruzada ondulítica por migración de óndulas ("ripple-drift crosslamination") en las areniscas finas (Figs. 15 y 16). Se han observado las tres variaciones descriptas por Jopling y Walker (1968). Es interesante indicar que las limolitas arenosas poseen el tipo C ("sinusoidal ripple lamination" de Jopling y Walker, 1968) de perfil asimétrico y continuo tanto en barlovento como sotavento. El tipo B predomina en areniscas finas (tipo B de los mismos autores), muestra perfil asimétrico y presenta entrecruzamiento de pequeña escala por migración de óndulas en el sentido de la corriente. El tipo A (tipo A de Jopling y Walker, 1968 o tipo 1 de Walker, 1963) ha sido identificado en areniscas medianas, es de perfil marcadamente asimétrico con erosión en barlovento. Se observaron estados transicionales entre los tipos definidos en este trabajo como A, B y C. La figura 16 representa las características generales de esta facies. Algunas mediciones de óndulas de corriente de tipo B han dado una dirección para el rumbo de las mismas aproximadamente N-S. Dada su asimetría, se considera que las corrientes provenían desde el E. Estas pocas medidas individuales han sido tomadas en escasas localidades. Por lo tanto no han sido tratadas estadísticamente ni incluidas en la síntesis de paleocorrientes.


Figura 15. Facies 6, Miembro Arenicas y Pelitas Moteadas. Laminación entrecruzada ondulítica en areniscas finas.
Figure 15. Facies 6, Arenicas y Pelitas Moteadas Member. Ripplecrosslamination in fine-grained sandstones.


Figura 16. Perfil típico de la facies 6, parte superior del Miembro de Areniscas y Pelitas Moteadas. Los tres tipos (A, B y C) de laminación entrecruzada ondulítica son discutidos en el texto. Nótese la presencia de sucesiones granocrecientes con arreglo progradacional ("progradational parasequence set", Van Wagoner et al., 1990) que culimna con una superficie de inundación / abandono. La parte superior del perfil corresponde a la parte basal del Miembro Rojo II.
Figure 16. Representative graphic log of facies 6 deposits, upper part of Areniscas y Pelitas Moteadas Member. The three types of ripple-drift cross lamination (A,B, and C) are discussed in the text. Note common presence of coarsening upward successions arranged in a progradational parasequence set (Van Wagoner et al., 1990) capped by a flooding / abandonment surface. Upper part of the log comprises the basal part of the Rojo II Member.

Interpretación. La granulometría predominante en las rocas de esta facies como así también su posición intermedia con respecto a los depósitos finos infrayacentes de la facies 2 y a las areniscas y conglomerados finos suprayacentes de las facies 5 y 7, sugieren depositación en zonas transicionales entre áreas dominadas por sedimentación fina debajo del tren de olas y áreas de plataforma con mayor energía.
En las rocas limo-arenosas domina la estratificación ondulítica de tipo C de Jopling y Walker (1968), con predominio de carga en suspensión con respecto a carga de lecho mientras que en el tipo A, formado predominantemente por corrientes tractivas con escaso material fino en suspensión, es más frecuente en areniscas finas a medianas con escaso material fino. La diversidad de litologías hallado en esta facies se relacionan con corrientes unidireccionales con velocidades y relación de carga de lecho - carga de suspensión variables (Jopling y Walker, 1968).

Facies 7: fangolitas físiles

Descripción. Esta facies es de escaso desarrollo vertical en la unidad, estando representada en el Miembro de Areniscas y Pelitas Moteadas. Está constituida por pelitas gris oscuras a negras, laminadas, agrupadas en bancos tabulares. En los niveles predominantemente pelíticos se han encontrado restos de flora NBG (Fedekurtzia argentina (Kurtz) Archangelsky y Botrychiopsis weissiana (Kurtz) emend. Archangelsky y Arrondo) asociados con palinomorfos, con abundantes esporas principalmente referidas a géneros de la Infraturma Apiculati con escasos ejemplares de granos de polen monosacados. (Vergel et al., 1999). Ocasionalmente se intercalan bancos de hasta 1 m de espesor de fangolitas macizas pardas y areniscas finas.

Interpretación. Las pelitas de esta facies representan condiciones de sedimentación tranquila por suspensión y decantación por debajo del tren de olas, aunque no lejana a la costa debido a la asociación de fragmentos de megaflora y microflora. La granulometría fina, las estructuras primarias (laminación, estratificación fina) y la tabularidad de los bancos convalidan tal interpretación. Las areniscas finas representan corrientes de fondo y carga en suspensión a partir de corrientes fluviales.

Facies 8: fangolitas arenosas lajosas

Descripción. Los depósitos de esta facies están confinados estratigráficamente a la mitad inferior del Miembro Superior y comprenden fangolitas arenosas micáceas de color ocre a castaño oscuro. Forman bancos tabulares con estratificación fina con ocasionales ondulitas asimétricas. Es abundante la deformación sinsedimentaria por carga en asociación con areniscas de la facies 9 (subfacies 9a).

Interpretación. La granulometría predominante (limo-arcilla), tabularidad de bancos y estructuras sedimentarias sugieren condiciones de sedimentación tranquila por decantación de material en suspensión con episodios aislados de mayor energía representado por corrientes unidireccionales (migración de óndulas). La deformación por carga indican altas tasas de sedimentación en un ambiente marino somero.

Facies 9: areniscas finas a gruesas

Esta facies está representada en los Miembros Rojo II y Superior y ha sido subdividida en dos subfacies.

Descripción. Subacies 9a: areniscas finas (con estratificación ondulítica) y areniscas medianas con estratificación entrecruzada simple. Esta facies está constituída por areniscas medianas macizas y escasas areniscas gruesas con estratificación entrecruzada simple o diagonal. Los bancos individuales de areniscas varían entre 0,3 m para las variedades más gruesas y, 1,5 m para las variedades más finas. Esta facies está representada en partes por secuencias con arreglos verticales granocrecientes y en menor medida grano-decrecientes. Las secuencias son completas o incompletas por erosión. Las secuencias granocrecientes gradan de fangolitas (Facies 8), ocasionalmente con bioturbación epichnia, que pasan a facies heterolíticas de fangolitas y areniscas finas con estratificación ondulítica (Facies 6) culminando con alternancias de areniscas finas con estratificación ondulítica y areniscas finas medianas a gruesas con estratificación entrecruzada. Algunos niveles arenosos hacia el techo de las sucesiones granocrecientes presentan intensa bioturbación excavante (endichnia) que le da un aspecto moteado al afloramiento. Las sucesiones granodecrecientes, entre 5 a 8 m de espesor, comienzan con contacto neto erosivo de areniscas gruesas (en bancos de hasta 1,5 m de espesor) sucedidas por areniscas finas con estratificación ondulítica, en ocasiones se intercalan fangolitas (Facies 8) culminado las secuencias. Los fenómenos de deformación por carga (calcos de carga, pseudonódulos, bola y cojín) son abundantes en las interfases entre fangolitas y areniscas. Es común en las areniscas finas el plegamiento sinsedimentario por carga, lateralmente contínuo y con pliegues isoclinales con plano axial perpendicular al plano de estratificación.

Subfacies 9b: areniscas medianas a conglomerádicas con estratificación entrecruzada. Esta subfacies está compuesta por areniscas medianas a conglomerádicas ordenadas en bancos de hasta 8 m de espesor. La estructura primaria predominante es la estratificación entrecruzada en artesa de pequeña escala (sets de 30-50 cm de espesor) y simple de escala intermedia de mediano (15º-20º) y bajo (5º-10º) ángulo. Se observa lineación por partición en las capas frontales de la estratificación entrecruzada planar simple de mediano ángulo. Se observan también bancos de areniscas medianas a gruesas con estratificación plana. Escasas areniscas finas a medianas presentan ondulitas simétricas a levemente asimétricas con bifurcación (Fig. 17). La presencia de invertebrados marinos ha sido citada por Amos y Rolleri (1965) y Taboada (1997). Fragmentos indeterminados de braquiópodos inarticulados fueron hallados en esta subfacies. Restos vegetales fueron citados por Bercowski et al. (1997).


Figura 17. Facies 9, Miembro Superior. Ondulitas levemente asimétricas afectadas por oleaje.
Figure 17. Facies 9, Superior Member. Slightly asymmetric ripples influenced by wave reworking.

Interpretación. Si bien se han diferenciado dos subfacies por el predominio de litologías más gruesas, y el predominio de estratificación entrecruzada en la subfacies 9b y litologías de granulometría más fina y ondulitas de corriente en la subfacies 9a, en su conjunto la facies 9 está representada por secuencias, litologías y estructuras sedimentarías similares.
Generalmente los depósitos de la subfacies 9a infrayacen a los de la subfacies 9b. Están ubicados estratigráficamente por encima de las pelitas físiles y areniscas finas subordinadas de la facies 7 de plataforma interna mayormente por debajo del tren de olas. A su vez gradan hacia arriba a depósitos de la facies 9b, dominada por arenas medianas a gruesas con estratificación entrecruzada. Las secuencias arenosas son interpretadas como términos distales de barras de desembocadura dada la presencia subordinada, y desarrollo vertical escaso, de facies arenosas grueGeneralmente los depósitos de la subfacies 9a infrayacen a los de la subfacies 9b. Están ubicados estratigráficamente por encima de las pelitas físiles y areniscas finas subordinadas de la facies 7 de plataforma interna mayormente por debajo del tren de olas. A su vez gradan hacia arriba a depósitos de la facies 9b, dominada por arenas medianas a gruesas con estratificación entrecruzada. Las secuencias arenosas son interpretadas como términos distales de barras de desembocadura dada la presencia subordinada, y desarrollo vertical escaso, de facies arenosas gruesas asociadas con arenicas más finas con ondulitas. El ambiente de esta subfacies puede ser caracterizado como de prodelta proximal (Reading and Collinson, 1996).
La subfacies 9b corresponde a abundantes areniscas medianas a gruesas con estratificación entrecruzada y ondulitas lo que sugiere un aumento general en la competencia y energía del medio de sedimentación. El desarrollo de óndulas migratorias requiere abundante aporte de sedimento de manera que las velocidad de agradación supere la de migración (Reineck y Singh, 1975). La presencia de la asociación de estratificación entrecruzada y lineación por partición sugiere la existencia de flujos granulares que generaron condiciones locales de régimen alto en caras de avalancha de dunas (López Gamundí y Espejo, 1990). Las paleocorrientes medidas en estratificació entrecruzada y ondulitas levemente asimétricas muestran una distribución unimodal hacia el O y SO (Figs 16 y 18). El conjunto de la subfacies 9b puede ser interpretado como depositado en un ambiente costero (deltaico) de alta energía, posiblemente influído por oleaje dada la presencia de ondulitas simétricas con bifurcación, y ausencia de material fino. La presencia de estratificación entrecruzada planar simple de bajo ángulo sugiere períodos de depositación en ambientes costeros ("shoreface").


Figura 18. Síntesis de paleocorrientes en la Formación Majaditas.
Figure 18. Synthesis of paleocurrent data from the Majaditas Formation deposits.

Paleocorrientes

Las mediciones de campo de estructuras indicativas de paleocorrientes fueron restauradas a la horizontal para evaluar la orientación y distribución de paleoflujos. La gran mayoría de las paleocorrientes (N=204) fueron tratadas estadísticamente; sólo escasas mediciones en estratificación ondulítica fueron graficadas individualmente (Fig. 16). La figura 18 ilustra la distribución por ubicación geográfica, litoestra-tigráfica y facies de las paleocorrientes medidas. Las paleocorrientes derivadas de ondulitas fueron tratadas como distribuciones bi-direccionales (crestas de las mismas) con intervalos de clase de 15º calculándose valores de media y desviación angular para cada población. En función de la asimetría de las ondulitas se infirió un sentido de paleocorrientes (ver Fig. 17). Las paleocorrientes derivadas de imbricación de clastos, marcas subestratales (turboglifos y marcas de punzamiento) y estratificación entrecruzada fueron analizadas como distribuciones unidi-reccionales con intervalos de clase de 15º. Para los casos de imbricación de clastos se ilustraron y calcularon las medias y desviaciones angulares de las medidas azimutales de la inclinación de los ejes a de los clastos, infiriéndose un sentido de paleoflujo a 180º de las medias. Para los restantes casos de distribuciones uni-direccionales (marcas subestratales e inclinación de capas frontales en estratificación entrecruzada) las medias calculadas coinciden con los sentidos de flujo asignados.
La tendencia general de las paleocorrientes es hacia el SO con baja dispersión (Fig. 18). Esta orientación es completamente independiente de la estructura sedimentaria medida, ubicación estratigráfica o facies. La desviación más notoria con respecto a este patrón de paleocorrientes se manifiesta en el extremo sur del área estudiada en ondulitas asimétricas del Miembro Superior (Facies 9). En este sector el rumbo de la sección cambia drásticamente, de una orientación general NO-SE a una N-S. Este cambio local de rumbo podría explicar la orientación anómala de estas mediciones, si bien la diferencia entre estas mediciones y la dirección general de paleoco-rrientes a partir de ondulitas de la misma facies y posición estratigráfica es de magnitud moderada (aproximadamente 60-80º). Una explicación alternativa es considerar estas variaciones, al igual que las exhibidas en marcas subestratales de depósitos de la facies 4, como dispersión del sistema de paleoflujo. En particular la facies 9 del Miembro Superior ha sido influída por retrabajo de olas, factor que generalmente aumenta la dispersión del sistema de paleocorrientes.

Asociaciones de facies

Las facies descriptas anteriormente han sido agrupadas en asociaciones de facies, definiendo como tales a agrupaciones de facies genéticamente o ambientalmente relacionadas (Collinson, 1969; Reading, 1986). Esta metodología ayuda a su vez la integración de las facies individuales, cuyas interpretaciones están basadas mayormente en condiciones hidrodinámicas de depositación, en un contexto paleoambiental que elimina interpretaciones alternativas (Reading and Levell, 1996). En el caso de que dos o más facies se asocian verticalmente con un orden definido, se ha adoptado en este trabajo el concepto de sucesión de facies (Walker, 1990; Bhattacharya y Walker, 1991a). Se han reconocido cinco asociaciones de facies.

I. Asociación de conglomerados y areniscas gruesas amalgamadas (facies 1 y 5)

Esta asociación domina el tramo basal de la unidad, mostrando una clara tendencia grano-decreciente con conglomerados gruesos en la parte inferior en contacto con los depósitos del Pretillítico, seguidos por areniscas gruesas a medianas, ambas litologías agrupadas en la facies 1. La mayoría de las areniscas son macizas y con amalgamación frecuente, si bien se han identificado bancos con estratificación entrecruzada cruda o plana. Esta asociación culmina con un característico banco de arenisca mediana a fina de color de meteorización rojizo con conspicuas ondulitas asimétricas de corriente, fuertemente tridimensionales, tipo barjanoide (facies 5). Los conglomerados muestran sus tamaños de clastos mayores cerca de la base de la unidad. Su espesor en conjunto decrece hacia el sur, posiblemente reflejando un paleorelieve irregular (López Gamundí, 1984). El tipo de imbricación identificada en los conglomerados, la abundancia de areniscas macizas y amalgamación sugieren procesos de suspensión posiblemente relacionados con flujos de gravedad areno-conglomerádicos subácueos. Episodios tractivos representados por migración de dunas (estratificación entrecruzada) fueron comunes, en especial hacia los tramos superiores. Esta evolución refleja el progresivo relleno de una paleotopografía irregular que fue suavizándose por relleno y somerización del borde de cuenca, con creciente predominio de procesos de tracción sobre los de flujo de gravedad. No se han encontrado evidencias de exposición subaérea y facies típicas que apoyen un origen glacifluvial para estos depósitos como ha sido sugerido por Bercowski et al. (1997).

II. Asociación de pelitas con clastos, lentes diamictíticas y lutitas y areniscas interestratificadas (facies 2, 3 y 4)

Esta asociación de facies se encuentra ubicada estratigráficamente por encima de la asociación basal areno-conglomerádica en el Miembro Diamictítico (Figs. 5 y 19). Está caracterizada por la abundancia de material fino. El contacto con las areniscas medianas a finas con ondulitas tridimensionales (facies 5) de la asociación arenoconglomerádica es abrupto. Las litologías predominantes en la mitad inferior son fangolitas con clastos dispersos, pelitas laminadas y escasa areniscas finas (facies 2) y lentes diamictíticas (facies 3), interpretados como producto de procesos de suspensión - decantación, balsaje glacial y posible retrabajo gravitatorio de material glacial. La mitad superior de la asociación está caracterizada por pelitas y areniscas interestratificadas interpretadas como turbiditas de baja densidad (facies 4), localmente replegadas.


Figura 19. Etapas de evolución del relleno, principales niveles de correlación y su relación con la subdivisión litoestratigráfica propuesta para la Formación Majaditas. Nótese arreglo general granodecreciente de sucesiones granodecrecientes en Miembro Rojo I, que corresponden a relleno de canales distributarios (etapa III) y arreglo progradacional de sucesiones granocrecientes (parasecuencias) en la parte superior del Miembro de Areniscas y Pelitas Moteadas y Miembro Rojo II (progradational parasequence set, van Wagoner, 1990). Ver figura 5 para escala granulométrica y texto para detalles.
Figure 19. Schematic summary of facies associations, key correlation surfaces and fill stages identified in the Majaditas Formation. Note the retrogradational trend of fining upward successions (distributary channels) of Member Rojo I (fill stage III) and progradational parasequence sets of upper half of Areniscas y Pelitas Moteadas Member and Miembro Rojo II Member. See Figure 5 and text for further details.

III. Asociación de areniscas gruesas y medianas (facies 5) y fangolitas físiles (facies 7)

Constituyen secuencias de facies granodecrecientes de espesores que oscilan entre 5 y 10 m que caracterizan el Miembro Rojo I (Figs 5 y 19). Las sucesiones de facies son definidas como arreglos verticales de facies con contactos transicionales entre sí y contactos netos inferior y superior definidas por superficies de erosión o de inundación (Bhattacharya y Walker, 1991a). En este caso la base de las secuencias granodecrecientes es netamente erosiva con frecuentes calcos de flujo indicativos de flujos turbulentos y culminan con superficies de inundación (o abandono) representadas por fangolitas (facies 7). Localmente (base del Miembro Rojo 1 en quebrada Barrancón) la sucesión comienza con niveles conglomerádicos. La presencia de estructuras tractivas en las areniscas y procesos de decantación en las fangolitas, con las que culminan las secuencias, sugieren condiciones de energía declinantes. Estas sucesiones granodecrecientes son interpretadas como canales distributarios en un ambiente deltaico.

IV. Asociación de complejos de fangolitas arenosas (facies 8), alternancia de areniscas finas con pelitas (facies 6) y areniscas con estratificación entrecruzada y laminación ondulítica (subfacies 9a)

Constituyen secuencias granocrecientes de espesores entre 10 y 20 m, siendo particularmente abundantes en la parte superior del Miembro de Areniscas y Pelitas Moteadas, Miembro Rojo II y la mitad inferior del Miembro Superior (Figs. 5 y 19). Las mismas forman sucesiones granocre-cientes de facies (sensu Bhattacharya y Walker, 1991a). En este caso las sucesiones están limitadas por pelitas asociadas a eventos de inundación o abandono. Las sucesiones de facies analizadas aquí son similares a las parasecuencias granocrecientes de Van Wagoner et al. (1990) y están constituídas por pelitas físiles (facies 7), que gradan verticalmente a alternancias de areniscas finas micáceas lajosas en bancos que alcanzan excepcionalmente el metro, y fangolitas de la facies 8. Se observan indicios de fenómenos de carga en la interfase arena-fango. La sucesión culmina con areniscas finas con estratificación ondulítica (facies 6) y areniscas medianas a gruesas con bases erosivas y estratificación entrecru-zada (facies 9, subfacies 9a). Hacia el techo de la sucesión escasos niveles delgados de areniscas finas muestran moteado por bioturbación. En otros casos se han identificado niveles con indicios de pedogénesis incipiente en el techo arenoso de la sucesión (M. Martínez, 1999, com. pers.), los cuales indican episodios de exposición subaérea (cf. Hampson et al., 1999) La presencia de estratificación entrecruzada correspondería a progradación de barras de desembocadura. La ausencia de retrabajo por olas, la abundancia de estratificación ondulítica y presencia de fenómenos de carga sugieren altas tasas de sedimentación, características de frentes deltaicos dominados por acción fluvial (Elliot, 1986; Bhattacharya y Walker, 1991b) con esporádicos períodos de reducida tasa de sedimentación y abundante bioturbación.

V. Asociación de areniscas con estratificación entrecruzada y ondulitas (facies 9a) y escasas fangolitas arenosas lajosas (facies 8)

Esta asociación es frecuente en los tramos superiores de la unidad (Miembro Superior, Figs. 5 y 19). Está constituida por areniscas (facies 9) y escasas fangolitas arenosas lajosas (facies 8). Arreglos verticales definidos fueron identificados en sucesiones granodecrecientes de areniscas gruesas con bases erosivas, areniscas medianas a finas con estratificación ondulítica y fangolitas, comúnmente truncadas por la base erosiva de las areniscas suprayacentes. Estas sucesiones granodecrecientes dominan la parte inferior del Miembro Superior. La parte superior del Miembro Superior está caracterizada por areniscas medianas a conglomerádicas (subfacies 9b) con estructuras tractivas unidireccionales y leve retrabajo por flujo oscilatorio (oleaje). Esta asociación representa condiciones de sedimentación de alta energía y retrabajo por olas, tran-sicionales entre frente deltaico y el "shoreface".

Características petrofaciales y áreas de proveniencia

El patrón general de paleocorrientes desde el NE es consistente con las características composicionales de los depósitos de la Formación Majaditas. Como ya fue señalado por López Gamundí y Alonso (1982) al analizar las características petrofaciales de la fracción arena, la gran mayoría de las tipos litológicos en la Formación Majaditas pueden ser identificados en el basamento pre-carbonífero, dominado por pelitas, areniscas cuarcíticas y pizarras, con aportes menores de calizas y vulcanitas básicas (ver Tabla 1), litologías aflorantes en amplios sectores de la Precordillera. Las areniscas de la Formación Majaditas son clasificadas como arenitas feldespáticas y litoarenitas (Folk, 1980) con predominio de cuarzo monocristalino, alto contenido de fragmentos líticos sedimentarios y metasedimentarios y bajo contenido de feldespato potásico (ver López Gamundí y Alonso, 1982; López Gamundí et al., 1994). Es de observar que en el caso de las arenitas feldespáticas, el alto contenido de feldespato corresponde en su totalidad a abundantes fragmentos de plagioclasa básica a intermedia, derivada de rocas volcánicas básicas identificadas en el Ordovícico. Similares litologías han sido identificadas también en la fracción gruesa de los conglomerados del Miembro Basal. Esta asociación petrofacial (lithic (sedimentary) petrofacies de López Gamundí y Espejo, 1987) ha sido interpretada como derivada de áreas elevadas, coincidente parcialmente con la actual Precordillera (Proto- Precordillera de Amos y Rolleri, 1965; Arco de Tontal de Salfity y Gorustovich, 1983). Esta área de proveniencia, ubicada hacia el NE y E del área de estudio, está caracterizada por el basamento precarbonífero constituído por calizas cambroordovícicas, depósitos clásticos marinos profundos del Ordovícico con basaltos en almohadilla, areniscas y fangolitas de plataforma del Silúrico y, arenicas y fangolitas del Devónico. La asociación petrofacial de la Formación Majaditas es similar a aquellas derivadas de orógenos reciclados, específicamente las derivadas de sectores de retroarco asociados a fajas corridas y plegadas, ricas en cuarzo y líticos sedimentarios, y pobre en feldespatos potásicos (Dickinson, 1985).

Tabla 1. Características de los principales tipos litológicos identificados en cada miembro.
Table 1. Features of the major lithological types identified in the each member.

Evolución del relleno sedimentario

Sobre la base del estudio de facies y asociación de facies, se han identificado las siguientes etapas en el relleno sedimentario (Fig. 19) para la Formacion Majaditas:

Etapa I: Relleno grueso inicial con patrón retrogradante

Representa el relleno temprano de la cuenca carbonífera en este sector. El mismo se inició con sedimentación gruesa mayormente submarina derivada de un área de proveniencia de topografía importante (Proto-Precordillera) ubicada hacia el NE, según las paleocorrientes obtenidas (ver Fig. 18). Corrientes tractivas y de gravedad dominaron la sedimentación durante esta etapa. La presencia de clastos estriados en algunos niveles conglomerádicos y la intercalación de un nivel diamictítico (facies 2) sugiere condiciones glaciales contemporáneas, correlacionables con el evento glacial del Carbonífero Tardío temprano presente en las Formaciones Hoyada Verde, El Paso y Leoncito de la misma cuenca. El carácter granodecreciente del Miembro Basal correspondería a un claro patrón retrogradante con creciente espacio de acomodación y en donde la tasa de aporte clástico fue menor que la tasa de subsidencia. Una evolución vertical similar ha sido propuesta para abanicos deltaicos ("fan deltas") en fiordos dominados por material grueso con aporte clástico decreciente y flujos de gravedad menos frecuentes e importantes (Prior y Bornhold, 1990). Esta evolución está acompañada por atenuación de relieve y pendientes, quedando reflejada en la columna estudiada por el patrón granodecreciente del Miembro Basal.

Etapa II: Sedimentación glacimarina y inundación máxima

La tendencia retrogradante iniciada durante la etapa de relleno grueso basal se acentuó durante la etapa de sedimentación de las pelitas con clastos y lentes diamictíticas que se apoyan en contacto neto sobre areniscas con ondulitas de crestas sinuosas a discontinuas (facies 5) con las que culmina el complejo conglomerádico-arenoso basal. Las pelitas con clastos y lentes diamictíticas gradan verticalmente a pelitas y escasas areniscas finas ordenadas en bancos delgados a discontinuos. Esta etapa está caracterizada por sedimentación por suspensión- decantación por debajo del tren de olas, balsaje glacial y posible retrabajo gravitatorio de material glacial (lentes diamictíticos) seguida por un evento de máxima inundación caracterizado por sedimentación por suspensión-decantación (pelitas) con escasa participación corrientes de fondo y/o corrientes de turbidez de baja densidad (areniscas finas en bancos delgados discontinuos). Toda esta etapa se caracteriza por un creciente espacio de acomodación, posiblemente causado por un ascenso relativo del nivel del mar. El material clástico puede haber sido entrampado cerca de la nueva línea de costa ubicada hacia el interior del continente debido a una transgresión relativamente rápida (Fig. 19).

Etapa III: Relleno de canales distributarios

Sobre las pelitas oscuras con escasas intercalaciones arenosas finas se apoya en forma erosiva una secuencia granodecreciente que caracteriza el tercer estadio de evolución del relleno. La presencia de deformación sinsedimentaria con continuidad lateral sugiere cierto grado de consolidacion de las depósitos infrayacentes y el comienzo de una etapa de mayor energía. Localmente donde la base de las secuencias granodecrecientes está compuesta por conglomerados, las pelitas están afectadas por deslizamiento sinsedimentario. La relación ancho-espesor de estas secuencias canalizadas delgadas es en general bajo, sugiriendo episodios de corta duración y limitada migración lateral, comunes en los canales distributarios (Reading y Collinson, 1996).
El conjunto de las sucesiones de facies muestran a su vez un patrón general granodecreciente. El contacto entre las pelitas infrayacentes y la primera de estas secuencias granodecrecientes marca el cambio vertical de facies más drástico de toda la columna (Fig. 19), con facies arenosas, localmente conglomerádicas, de canales distributarios deltaicos, apoyando sobre pelitas depositadas por debajo del tren de olas (plataforma externa). Este contacto está caracterizado además por abundantes marcas de flujo y significativa incisión de formas canalizadas sobre los depósitos finos infrayacentes. Indica un traslado brusco de facies proximales hacia sectores más internos de la cuenca ("basinward shift in facies").

Etapa III: Relleno progradacional de barras de desembocadura

Un segundo episodio transgresivo se observa en la base del Miembro de Areniscas y Pelitas Moteadas (Fig. 19), el cual interrumpe la fase de relleno de canales distributarios. Por encima de este intervalo pelítico la columna incorpora gradualmente areniscas finas (prodelta distal) y se incorporan secuencias de facies granocrecientes (o parasecuencias) interrumpidas por facies transgresivas de inundación o abandono. Este patrón de relleno caracteriza a los miembros de Areniscas y Pelitas Moteadas y Rojo II y la parte inferior del Miembro Superior. En la mitad superior del Miembro de Areniscas y Pelitas Moteadas y el Miembro Rojo II (Fig. 19) las parasecuencias aparecen arregladas verticalmente según un patrón general granocreciente ("progradational parasequence set", Van Wagoner et al., 1990). El mismo es ligeramente interrumpido en el techo del Miembro Rojo II, siendo rápidamente reimplantadas las condiciones de relleno progradacional de barras de desembocadura. La presencia de deformación por carga en las pelitas de prodelta indicaría altas tasas de sedimentación, probablemente relacionados con un sistema deltaico dominado por acción fluvial.

Etapa V: Sedimentación de alta energía influído por olas

El tramo cuspidal de la sección (parte superior del Miembro Superior) es dominado por areniscas medianas a gruesas con estratificación entrecruzada y areniscas con ondulitas levemente asimétricas indicando flujos hacia el SO. La escasez de material fino intercalado sugiere condiciones de sedimentación de alta energía con leve acción de oleaje que resultaron en el retrabajo de barras de desembocadura. La participación de material fino se restringe a delgadas fangolitas arenosas, comúnmente erosionadas por los bancos arenosos, y con bioturbación. Estas características, en oposición a los intervalos pelíticos de prodelta de la etapa III de mayor espesor, menor grado de bioturbación y granulometría más fina, son consistentes con un ambiente deltaico influído por olas (Weise, 1990; Bhattacharya y Walker, 1992).

Conclusiones

La Formación Majaditas constituye un elemento crítico para la correlación de las diversas unidades carboníferas del margen oriental de la cuenca Calingasta-Uspallata dado su ubicación y espesor expuesto. En ella aparece documentado el relleno basal grueso de la cuenca con facies conglomerádicas (Etapa I) en marcada discordancia angular sobre metasedimentitas replegadas del Paleozoico inferior y medio. La tendencia claramente granodecreciente del Miembro Basal sugiere el relleno grueso del borde cuencal durante una etapa inicial de fuerte subsidencia tectónica seguida por un subsecuente aumento del espacio de acomodación. Esta tendencia granodecreciente culmina con un intervalo mayormente pelítico con evidencias de sedimentación glacimarina (Etapa II). La identificación de niveles glacimarinos en el Miembro Diamictítico confirma la validez de esta asociación facial como elemento de correlación. En particular, estos niveles comúnmente seguidos verticalmente por depósitos finos transgresivos, constituyen en su conjunto un elemento de correlación intracuencal con valor cronostratigráfico. Este nivel transgresivo marca el evento de máxima inundación para el margen de la cuenca cuencal en estudio (Fig. 19).
El cambio brusco de facies con la implantación de complejos de canales distributarios (Etapa III) sobre pelitas de plataforma externa indica un período importante de reorganización paleogeográfica para este sector de la cuenca. Este cambio, con marcada incisión de los niveles infrayacentes e indicativo de un significativa caída relativa del nivel del mar, es considerado como otro elemento importante de correlación intracuencal.
Un segundo evento de inudación reimplantó transitoriamente condiciones de plataforma externa (principio de Etapa IV) que fueron evolucionado a sedimentación de prodelta culminando con relleno progradacional de barras de desembocadura interrumpido por episodios menores de inundación/abandono (Fig. 19). La sección expuesta culmina con un intervalo arenoso predominantemente mediano a grueso con escasa participación de material fino (Etapa V), en un ambiente deltaico influído por olas.
La consistencia de las paleocorrientes obtenidas en los depósitos de la Formacion Majaditas indica que, las áreas de proveniencia de material se mantuvieron relativamente estables. Estas áreas elevadas se ubicaron hacia el NE y tuvieron una influencia importante en el patrón de paleocorrientes y distribución de facies a lo largo del borde oriental de la cuenca Calingasta-Uspallata.

Agradecimientos

Esta contribución es dedicada a la memoria del Dr. Arturo J. Amos. Sus consejos guiaron al autor en el trabajo de campo y la incorporación del mismo en la tesis doctoral sobre el Carbonífero de Calingasta-Uspallata Varios colegas han contribuído en las tareas de campo a lo largo de los años. La mayoría del trabajo de campo fueron realizados durante los años 1980 al 1983. María Susana Alonso, Armando Bruera, Alejandro Pérez, Horacio Sessarego y Jorge Taúl colaboraron en esa primera etapa. Se agradece además a las autoridades del Observatorio Félix Aguilar por las facilidades logísticas durante el trabajo de campo. Esta fase del estudio fue financiada por la Universidad de Buenos Aires y CONICET. Posteriores campañas (1990, 1994, 1996) y trabajos de gabinete fueron parcialmente financiadas por Texaco Inc. Mauricio Martínez y Ricardo Astini colaboraron en esta última etapa del estudio. Se agradece a Daniel Poiré y un árbitro anónimo por sus sugerencias que mejoraron la versión final del manuscripto, y a Luis Buatois por sus comentarios acerca de las trazas fósiles. Finalmente un especial agradecimiento a la cordial gente de Barreal, provincia de San Juan.

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