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Revista de la Asociación Argentina de Sedimentología

Print version ISSN 1853-6360

Rev. Asoc. Argent. Sedimentol. vol.9 no.1 La Plata Jan./June 2002

 

ARTÍCULOS

Factores de control sobre los tipos de cementos en areniscas carboníferas de la Cuenca Paganzo, noroeste de Argentina

 

Laura Inés Net

Dto. de Cs. Geológicas, Universidad de Buenos Aires. Pabellón 2, Ciudad Universitaria, C1428EHA Buenos Aires, Argentina, E-mail: launet@gl.fcen.uba.ar

Recibido: 28 de diciembre de 2000.
Aceptado: 6 de octubre de 2001.

 


Resumen

El estudio petrográfico de 192 secciones delgadas de areniscas de distintas unidades formacionales de la sección inferior del Grupo Paganzo (Carbonífero superior; Formaciones Lagares, Malanzán, Loma Larga, Guandacol, Tupe, Punta del Agua y Río del Peñón) reveló que la composición de la fracción clástica y el contenido de matriz son los principales factores de control de la mineralogía y texturas autigénicas. El referido intervalo estratigráfico incluye depósitos de abanicos aluviales, glaciarios, deltaicos, marinos litorales, de plataforma y fluviales. Las areniscas se muestrearon en localidades de los tres ámbitos de la Cuenca Paganzo, definidos sobre la base de la estructura de la cuenca, ubicación paleogeográfica, áreas de procedencia, ambientes sedimentarios y grado de soterramiento de los sedimentos. Petrográficamente, las areniscas comprenden feldarenitas, subfeldarenitas y feldarenitas líticas, con litoarenitas feldespáticas y litoarenitas en forma subordinada. Los cementos más comunes son cuarzo y feldespato como crecimientos secundarios, calcita pura o zonada con hematita, caolinita, illita y clorita; cementos de albita, microcuarzo, ankerita, hematita y yeso son menos frecuentes o sólo abundantes en forma localizada. La distribución, textura y estratigrafía de los cementos permitieron reconocer tres «estilos de cementación» característicos que corresponden a diferentes tipos petrográficos de areniscas. Las arenitas de afinidad feldespática (feldarenitas, subfeldarenitas y feldarenitas líticas, con matriz<15% y F>L) muestran importante desarrollo de crecimientos secundarios de cuarzo y feldespatos; se destaca la caolinita como parches y existe en general una fase tardía de calcita esparítica, pura o zonada con hematita. Las arenitas de afinidad lítica (litoarenitas, sublitoarenitas y litoarenitas feldespáticas, con matriz<15% y L>F) muestran escasa participación de crecimientos secundarios de cuarzo y feldespato; la clorita fibrosa radial o masiva es abundante, seguida por una fase carbonática tardía de calcita esparítica pura o zonada con hematita, o raramente ankerita micrítica. En las arenitas fangosas (matriz>15%) los crecimientos secundarios se inhibieron ante la presencia de matriz, y son las arcillas illíticas, óxidos de hierro y calcita micrítica las fases más características. Los ambientes de sedimentación han influenciado los estilos de cementación a través del control ejercido sobre la madurez textural y composicional de las areniscas. El aumento regional en el grado de soterramiento hacia el oeste de la cuenca se refleja en el aumento de las temperaturas diagenéticas; las asociaciones de cementos poseen abundante caolinita en el este (T=55- 120°C) y cuarzo, illita y clorita dominantes hacia el oeste (T~125°C). Otros factores externos al sistema como lluvias de cenizas, disolución de bancos de yeso, aumento puntual de la temperatura diagenética por intrusivos o la aridización del clima generaron cementos de distribución acotada que no se encuentran controlados por la composición de la fracción clástica.

Palabras clave: Cementos; Areniscas; Diagénesis; Carbonífero; Cuenca Paganzo.

EXTENDED ABSTRACT

Factors controlling cementation patterns in Carboniferous sandstones of the Paganzo Basin, Northwest Argentina.

Petrographic sandstone analysis of 192 thin sections belonging to the lower section of the Paganzo Group (Upper Carboniferous; Lagares, Malanzán, Loma Larga, Guan-dacol, Tupe, Punta del Agua and Río del Peñón Formations) cropping out in the Paganzo Basin (Figs. 1, 2) was carried out in order to define cementation styles (Primmer et al., 1997) and reveal the main controlling factors, such as clast composition, matrix content, sedimentary environments and burial depth. The lower sedimentary section of the Paganzo Group (200 to 1200 m thick) was deposited in alluvial fan, glacial, deltaic, marine shoreline, marine shelf and fluvial environments (Fig. 3). Three distinct structural and paleogeographical areas of the basin were distinguished and sampled: a) the eastern area (Olta and Malanzán valleys, Las Mellizas mine and Bum Bum localities, Fig. 1), corresponds to the stable foreland sector of the basin, dominated by thick fluvial deposits whose provenance region is the plutonic-metamorphic basement of the Sierras Pampeanas located to the east, and only registering a short marine event from the west. This region records minimum relative burial depths. b) the central area (Cuesta de Huaco and Cerro Guandacol localities, Fig. 1), is composed of thick continental deposits from the Sierras Pampeanas that alternate with two main marine episodes flooding the basin from the west; the latter carries fragments of fine marine sedimentary and volcanic rocks from the Precordillera. Burial depths in this area are intermediate. c) the western area (Punta del Agua locality, Fig. 1), transitional to the Río Blanco Basin, is composed of a thick conglomeratic and volcanic sequence followed by marine and deltaic sediments from the Precordillera but also including some fluvial deposits from the Sierras Pampeanas area. Maximum thickness of the postcar-boniferous sedimentary pile in this area accounts for maximum relative burial depths.
These sandstones exhibit large textural and compositional variations (Tables 1 to 4), depending on basin floor lithologies, sedimentary environments and temporal changes of provenance areas. Petrographically, most of them are feldsarenites, subfeldsarenites and lithic feldsarenites, with subordinated feldspathic litharenites and litharenites (Fig. 4). Common cements include quartz and feldspar overgrowths, calcite as single phase or hematite-zoned, kaolinite, illite and chlorite; less frequent authigenic minerals are albite, microquartz, ankerite, hematite and gypsum.
Petrographic characteristics seems to be the main control on cementation types in these sandstones (Fig. 9). Three main sandstone petrographic associations were recognized based on clast composition and matrix content (Table 5), and each one of them was assigned to a particular cementation style defined by cement distribution, textures and stratigraphy (Fig. 12).
Feldspar-rich arenites (Fig. 12a) comprise feldsarenites, subfeldsarenites and lithic feldsarenites whose matrix content is less than 15% and show more feldspar than lithic fragments (F>L). They typically have high monocrystalline quartz percentages, K-feldspars dominant over plagioclases and scarce lithic fragments of plutonicmetamorphic affinity. Feldspar-rich arenites are cemented by abundant quartz and feldspar overgrowths, large kaolinite pore fillings related to feldspar breakdown, and late sparry pure or hematite-zoned calcite.
Lithic-rich arenites (Fig. 12b) include litharenites, sublitharenites and feldspathic litharenites that have amatrix content of less than 15%, and lithic fragments predominate over feldspars (L>F). In spite of a common low total quartz content, significant proportions of chert are not unusual; plagioclases dominate over K-feldspar grains and a large variety of volcanic, plutonic-metamorphic and sedimentary lithic fragments can predominate. Lithic-rich arenites show a limited development of quartz and feldspar overgrowths, but radial fibrous and massive chlorite is abundant, particularly when basic and intermediate volcanic fragments are present; sparry calcite and rare micritic ankerite are late cementing phases.
Muddy arenites (Fig. 12c) grouped all psamites with more than 15% of matrix, regardless of their composition. In muddy arenites the high matrix content has inhibited quartz and feldspar overgrowths (Fig. 5); illitic clays, hematite and micritic calcite dispersed into matrix micropores (pores between 4 and 62 ìm) constitute the more conspicuous cementing phases.
Sedimentary environments have also played a significant role in cement distribution (Fig. 10) through their influence on the textural and compositional maturity of sandstones (Primmer et al., 1997; Stonecipher, 2000). Highly mature arenites from littoral marine and fluvial environments show maximum quartz and feldspar overgrowths development, while these cements are strongly inhibited in more immature arenites from alluvial fan and glacial environments. The local influence of sedimentary environments can also explain the high rate of quartz cement in mica-rich fine arenites from distal deltaic mouth bars or the origin of hematite concretions in high sinuosity fluvial deposits.
An increasing burial depth in the basin from east to west is then correlated with a parallel rise of diagenetic temperatures, a fact that has also entered into cement formation and stability (Fig. 11). While kaolinite is abundant in the eastern area characterized by relatively low diagenetic temperatures (55-120°C), it progressively disappears towards the west, where a quartz, illite and chlorite-rich authigenic association reflects higher diagenetic temperatures (~125°C; Boles and Franks, 1979; Worden and Morad, 2000).Other external factors such as ash falls, dissolution of gypsum beds, local increase of diagenetic temperature caused by intrusives, or climatic changes have also resulted in cements of limited distribution (microquartz, some chlorite, gypsum veins, albite as mosaics, hematite as coatings), whose main characteristics show no relation with the clastic fraction.

Keywords: Cements; Sandstones; Diagenesis; Carboniferous; Paganzo Basin.


 

INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS

Los principales factores que controlan los procesos de cementación en las areniscas son la composición de la fracción clástica, el ambiente de sedimentación, la historia de soterramiento y el aporte de material desde estratos adyacentes. La influencia de estos cuatro factores, no sólo sobre la cementación sino también sobre la evolución diagenética de las areniscas, ha sido objeto de numerosas investigaciones en los últimos tiempos, tanto desde el punto de vista académico como aplicado a la industria petrolera (Critelli y Nilsen, 1996; Wilson, 1994a; Kupecz et al., 1997; Stonecipher, 2000; y trabajos allí citados).

La idea central en los estudios de cementos es que las areniscas de similar composición, que han sido depositadas en los mismos ambientes y que sufrieron temperaturas y tiempos de soterramiento semejantes comparten un mismo "estilo de cementación", caracterizado por una asociación particular de minerales autigénicos (Primmer et al., 1997).

El objetivo este trabajo es describir la mineralogía, texturas y estratigrafía de cementos en areniscas de varias unidades formacionales que integran la sección inferior del Grupo Paganzo (Carbonífero superior) en distintas localidades de la cuenca del mismo nombre (Figs. 1, 2): Formaciones Malanzán y Loma Larga (Olta-Malanzán), Lagares (mina Las Mellizas y Bum Bum), Guandacol y Tupe (Cuesta de Huaco y Cerro Guandacol), Punta del Agua y Río del Peñón (Punta del Agua). Se intentará de esta manera definir los principales tipos de cementación, analizando la distribución de los minerales autigénicos en función de sus posibles factores de control, principalmente la composición de la fracción clástica, el contenido de matriz, los ambientes de sedimentación y la profundidad de soterramiento. El estudio de los mencionados patrones de cementación podrá ser utilizado luego para comprender, o incluso predecir, la evolución diagenética de areniscas provenientes de otras localidades dentro de la misma cuenca, o bien inclusive, de areniscas de otras cuencas cuyos rasgos petrográficos y condiciones postdepositacionales sean asimilables a las aquí descriptas.


Figura 1. Mapa de ubicación de las localidades muestreadas.
Figure 1. Location map with sampling localities.


Figure 2. Cuadro estratigráfico de las unidades de la sección
inferior del Grupo Paganzo incluídas en este trabajo.
Figure 2. Stratigraphic chart of the Lower Section of Paganzo
Group units included in this study.

MARCO GEOLÓGICO

La seccion inferior del Grupo Paganzo (Azcuy y Morelli, 1970; Azcuy et al., 1979), de edad carbonífera superior, aflora en la cuenca del mismo nombre, localizada en el oeste de Argentina (Fig. 1). Debido a su gran extensión areal (aproximadamente 140.000 km2), la seccion inferior del Grupo Paganzo ha recibido diversas denominaciones formacionales en distintas áreas (Fig. 2). Las rocas en cuestión alcanzan espesores variables entre 200 y 1200 metros (Fig. 3) y muestran en su base depósitos glacigénicos (López Gamundí, 1987; López Gamundí et al., 1992), luego cubiertos por sistemas deltaicos e intervalos marinos que son producto de ingresiones registradas desde el borde occidental de la cuenca (Limarino, 1996; Net et al., en prensa). Los intervalos marinos se adelgazan progresivamente hacia el este, a la vez que se interdigitan en esa dirección con los potentes depósitos fluviales que provienen del área de las Sierras Pampeanas (López Gamundí et al., 1989, 1994; Limarino et al., 1996a). Un rasgo conspicuo del tope de estos depósitos fluviales es su carácter abigarrado (Limarino et al., 1986), el cual marca la transición a los bancos rojos de edad pérmica que constituyen la sección superior del Grupo Paganzo (Azcuy et al., 1979).


Figura 3. Perfiles esquemáticos de las unidades pertenecientes a la sección inferior del Grupo Paganzo en las localides de estudio
donde se muestra la distribución de los ambientes depositacionales.
Figure 3. Schematic profiles of the units belonging to the Lower Section of Paganzo Group showing the distribution of sedimentary
environments.

Teniendo en cuenta las características estructurales de la Cuenca Paganzo, la participación de las distintas áreas de procedencia, los ambientes sedimentarios y el grado de soterramiento sufrido por los sedimentos, es posible diferenciar tres sectores:

a) el ámbito oriental de la cuenca (representado por las localidades de Olta-Malanzán, mina Las Mellizas y Bum Bum, Fig. 1), que corresponde al área estable del antepaís, incluye a las Formaciones Lagares, Malanzán y Loma Larga. Si bien estas unidades registran en su base un acotado evento transgresivo, están mayormente dominadas por sedimentitas fluviales provenientes del basamento plutónico-metamórfico de las Sierras Pampeanas.

b) el ámbito central de la cuenca (representado en los perfiles de Cuesta de Huaco y Cerro Guandacol, Fig. 1), muestra interdigitación de depósitos marinos y continentales incluidos en las Formaciones Guandacol y Tupe. Estas unidades registran dos episodios transgresivos principales correspondientes al Namuriano y Estefaniano- Asseliano (Limarino et al., en prensa). Las áreas de procedencia de los intervalos marinos se sitúan al oeste (Precordillera), integradas mayormente por sedimentitas marinas y volcanitas de edad paleozoica inferior. En contraposición, los potentes depósitos fluviales muestran proveniencia de las Sierras Pampeanas situadas al este (Net, 1999).

c) el borde occidental de la cuenca, representado por el perfil de Punta del Agua (Fig. 1), marca la transición a la cuenca de Río Blanco. Integran este perfil las Formaciones Punta del Agua y Río del Peñón. La primera está compuesta por espesas coladas volcánicas con conglomerados y areniscas intercaladas, mientras que la unidad superior comprende depósitos marinos provenientes del oeste con algunas intercalaciones deltaicas y fluviales cuyas areniscas muestran proveniencia pampena (Net, 1999).

La información regional referente al espesor y edad de las columnas postcarboníferas suprayacentes en los diferentes ámbitos de la cuenca indicaría que las profundidades de soterramiento mínimas han sido del orden de los 1000 m en el ámbito oriental, de los 4500 m en el ámbito central, y del orden de los 10000 m en el borde occidental de la cuenca. Un progresivo aumento en el grado de soterramiento en sentido este-oeste es también sugerido por las mediciones de índices de empaquetamiento efectuados en las areniscas (Net, 1999).

Ambientes de sedimentación de las areniscas

La sección inferior del Grupo Paganzo es una unidad clásica del Paleozoico superior, y como tal, cuenta con numerosos trabajos enfocados a la interpretación de sus ambientes depositacionales (Andreis et al., 1986; Morelli et al., 1984; Bossi y Andreis, 1985; López Gamundí, 1987; Limarino, 1987; Limarino et al., 1986, 1996a; Limarino y Césari, 1988; Buatois et al., 1990; Fauqué y Limarino, 1991; Buatois y Mángano, 1995; Sterren y Martínez, 1996; entre otros). Con el objeto de analizar la influencia de los ambientes de sedimentación sobre la petrografía y la cementación de las areniscas, las muestras estudiadas fueron referidas a alguno de los seis ambientes depositacionales principales reconocidos en las unidades estudiadas: 1) abanicos aluviales, 2) glaciario, 3) deltaico, 4) marino litoral, 5) marino de plataforma y 6) fluvial.

El ambiente de abanico aluvial comprende principalmente aglomerados y ortoconglomerados clasto y matriz sostén gruesos, masivos o con cruda estratificación. Estos depósitos intercalan con delgados niveles de areniscas muy gruesas a sabulíticas de composición lítica. Secuencias como las aquí descriptas constituyen la base de la Formación Malanzán, los intervalos psefíticos presentes en la Formación Tupe y los potentes espesores sedimentarios dispuestos entre las coladas de volcanitas de la Formación Punta del Agua (Fig. 3).

Los depósitos de origen glaciario incluyen orto y paraconglomerados clasto y matriz sostén, de aspecto caótico o crudamente estratificados, areniscas conglomerádicas masivas, areniscas y fangolitas gravosas o arenosas masivas delgadamente estratificadas y pelitas laminadas. Todas estas litologías se caracterizan por su pobre selección e incluyen frecuentes clastos caídos (dropstones) sobreimpuestos. Los depósitos glacigénicos están representados en las porciones basales de las Formaciones Malanzán, Lagares y Guandacol (Fig. 3).

Conspicuas secuencias grano y estratocrecientes constituyen los intervalos deltaicos. Estos ciclos progradantes se inician generalmente con alternancias centimétricas de areniscas y pelitas interpretadas como depósitos turbidíticos de prodelta, sucedidos por areniscas finas a muy finas micáceas pertenecientes a barras de desembocadura distales y finalmente, areniscas medianas a gruesas que conforman depósitos de barras de desembocadura proximales, todos ellos correspondientes al frente y plataforma deltaicos. En el sector más oriental de la cuenca aparecen areniscas, sabulitas y conglomerados finos con estratificación entrecru- zada de escala gigante que definen secuencias deltaicas de tipo Gilbert. Estos depósitos constituyen el tope de la Formación Malanzán y la porción media de las Formaciones Lagares, Guandacol y Río del Peñón (Fig. 3).

En cuanto a las areniscas depositadas en ambiente marino litoral, incluyen tanto areniscas medianas a gruesas masivas, con estratificación horizontal o entrecruzada de bajo ángulo, como areniscas finas a muy finas con laminación ondulítica de oleaje. Ambos tipos corresponden a barras litorales y depósitos de playa ubicados en el tope de las Formaciones Guandacol y Río del Peñón, y en la sección media de la Formación Tupe (Fig. 3).

Sucesiones depositadas en ambientes marinos de plataforma han sido observadas únicamente en la base de la Formación Río del Peñón (Fig. 3), coincidiendo con los máximos transgresivos de esta unidad. Se trata de fangolitas, areniscas líticas con alto contenido de matriz y niveles diamictíticos (paraconglomerados) muy probablemente correspondientes a flujos de detritos.

Finalmente, potentes depósitos de origen fluvial constituyen la mayor parte de las Formaciones Lagares, Loma Larga y Tupe, así como la base de la Formación Punta del Agua y la sección media de la Formación Río del Peñón (Fig. 3). Comprenden generalmente areniscas medianas a gruesas hasta sabulitas, masivas o con estratificación entrecruzada tabular y en artesa que se intercalan con espesores variables de pelitas y/o pelitas carbonosas.

METODOLOGÍA

El presente trabajo está basado en el estudio petrográfico de 192 cortes delgados de areniscas pertenecientes a la sección inferior del Grupo Paganzo en las cinco localidades mencionadas (Figs. 1, 2). En todos los casos, las muestras obtenidas fueron referidas a los ambientes depositacionales en los perfiles levantados a tal efecto (Fig. 3).

La abundancia relativa de los componentes detríticos (clastos y matriz) y de los distintos tipos de cementos fue obtenida a partir del conteo según el método tradicional de 300 a 500 puntos por sección delgada utilizando un contador digital de puntos (Tablas 1 a 4). Para la clasificación petrográfica se utilizó el esquema de Folk et al. (1970), si bien con el criterio de Pettijohn et al. (1987) de colocar el límite entre arenitas y arenitas fangosas en el 15% de matriz. El tamaño modal de las areniscas fue estimado con un ocular micrométrico, mientras que para el grado de selección se usaron tablas de comparación visual (Beard y Weyl, 1973). La información obtenida con microscopio óptico fue complementada con microscopía electrónica de barrido (MEB), microsonda de rayos X dispersiva en energía (EDX) y difracción de rayos X.

Tabla 1. Petrografía y distribución de los cementos de areniscas de las localidades de Olta-Malanzán, mina Las Mellizas y Bum Bum. Referencias: amb=ambiente depositacional: aa=abanicos aluviales; g=glaciario; d=deltaico; f=fluvial; ml=marino litoral; mp=marino de plataforma; m=moda: Amf/f/m/g/mg=arenisca muy fina/fina/mediana/gruesa/muy gruesa; S=sabulita; sel=selección: muyps/ps/mods/bs/muybs=muy pobremente/pobremente/ moderadamente/bien/ muy bien seleccionada; %cl, %mtz, %cem, %por: porcentajes de clastos, matriz, cementos y porosidad; Q, F, L=cuarzo/feldespatos/líticos; Petr=clasificación petrográfica: F=feldarenita; L=litoarenita; FL=feldarenita lítica; LF=litoarenita feldespática; SF=subfeldarenita; SL=subliharenite; * =fangosa (matriz > 15%); ca=calcita; caFe=calcita con hierro; I=illita; Cl=clorita; K=caolinita; Q= crecimiento secundario cuarzo; F= crecimiento secundario feldespato; Ab=albita; mgQ=megacuarzo; miQ=microcuarzo; óxFe=óxidos de hierro; Y=yeso.
Table 1. Sandstone petrography and cement distribution, Olta-Malanzán, Las Mellizas mine and Bum Bum localities. References: amb=depositional environment: aa=alluvial fan; g=glacial; d=deltaic; f=fluvial; ml=marine shoreline; mp=marine shelf; m=mode: Amf/f/m/g/mg=very fine/fine/medium/coarse/very coarse sandstone; S=granule sandstone; sel=sorting: muyps/ps/mods/ bs/muybs=very poorly/poorly/moderately/well/very well sorted; %cl, %mtz, %cem, %por: clast, matrix, cement and porosity percentages; Q, F, L=quartz/feldspar/rock fragments; Petr: petrographic classification: F=feldsarenite; L=litharenite; FL=lithic feldsarenite; LF=feldspathic litharenite; SF=subfeldsarenite; SL=subliharenite; * = muddy (matrix > 15%); ca=calcite; caFe=Fezoned calcite; I=illite; Cl=chlorite; K=kaolinite; Q=quartz overgrowths; F=feldspar overgrowths; Ab=albite; mgQ=megaquartz; miQ=microquartz; óxFe=Fe-oxides; Y=gypsum.

Tabla 2. Petrografía y distribución de los cementos de areniscas de la localidad de Cuesta de Huaco. Para referencias véase Tabla 1.
Table 2. Sandstone petrography and cement distribution, Cuesta de Huaco locality. See Table 1 for references.

Tabla 3. Petrografía y distribución de los cementos de areniscas de la localidad de Cerro Guandacol. Para referencias véase Tabla 1.
Table 3. Sandstone petrography and cement distribution, Cerro Guandacol locality. See Table 1 for references.

Tabla 4. Petrografía y distribución de los cementos de areniscas de la localidad de Punta del Agua. Para referencias véase Tabla 1.
Table 4. Sandstone petrography and cement distribution, Punta del Agua locality. See Table 1 for references.

PETROGRAFÍA DE LAS ARENISCAS

Las areniscas de la sección inferior del Grupo Paganzo abarcan un amplio rango textural y composicional (Tablas 1 a 4). Incluye areniscas desde muy finas hasta sabulíticas, muy pobremente hasta bien seleccionadas, con contenidos de matriz que oscilan entre 0 y 49,6% (media=9,2%). La composición de las areniscas varía fuertemente de acuerdo a la ubicación paleogeográfica del perfil analizado y al nivel estratigráfico que se considere; incluye principalmente feldarenitas, subfeldarenitas y feldarenitas líticas, y menos frecuentemente litoarenitas feldespáticas y litoarenitas (Fig. 4).


Figure 4. Clasificación petrográfica de las areniscas según Folk et al. (1970). Q: cuarzo mono y policristalino (excluyendo chert); F: feldespatos monocristalinos; L: fragmentos líticos (ígneos, metamórficos y sedimentarios, incluyendo chert). Los símbolos rellenos corresponden a arenitas fangosas (matriz >15% según criterio de Pettijohn et al., 1987).
Figure 4. Sandstone petrographic classification following Folk et al. (1970). Q: mono and polycrystalline quartz; F: monocrystalline feldspars; L: rock fragments (igneous, metamorphic, and sedimentary, including chert). Filled symbols indicate muddy arenites (matrix>15% following Pettijohn et al., 1987).

La referida variación composicional en las areniscas aquí estudiadas es función del tipo de basamento de la cuenca y de los cambios en las áreas de procedencia que se registraron a lo largo del tiempo (Andreis et al., 1975, 1986; López Gamundí et al., 1989, 1994; Net, 1999). De esta manera, en el sector oriental de la cuenca predominan las feldarenitas, subfeldarenitas y en menor medida las litoarenitas feldespáticas, todas ellas representando a las "arcosas" derivadas del basamento de las Sierras Pampeanas (Fig. 4a,b). La diversidad composicional aumenta hacia el sector central de la cuenca (Fig. 4c,d), ya que a las feldarenitas, feldarenitas líticas y subfeldarenitas se suma una mayor proporción de litoarenitas y litoarenitas feldespáticas ricas en fragmentos líticos sedimentarios y de leptometamorfitas asociados al basamento precordillerano. Finalmente, en el extremo occidental de la cuenca (Fig. 4e) la Formación Punta del Agua incluye abundantes litoarenitas y litoarenitas feldespáticas ricas en fragmentos volcánicos ácidos a mesosilícicos. Discordancia mediante, estas rocas son luego sucedidas por las feldarenitas, subfeldarenitas y feldarenitas líticas metamórficas de la Formación Río del Peñón, que nuevamente proceden de las Sierras Pampeanas.

Sobre la base de la composición modal y del contenido de matriz, todas estas areniscas han sido agrupadas dentro de tres tipos petrográficos bási cos, denominados "arenitas de afinidad feldespática", "arenitas de afinidad lítica" y "arenitas fangosas". Las características de cada uno de los tipos petrográficos de areniscas serán detalladas a continuación y se resumen en la tabla 5.

Tabla 5. Tipos petrográficos de areniscas definidos para este trabajo. * "wacke" sensu Pettijohn et al. (1987).
Table 5. Petrographic sandstone types defined in this paper. * "wacke" sensu Pettijohn et al. (1987).

"Arenitas de afinidad feldespática": abarcan a las feldarenitas, feldarenitas líticas y subfeldarenitas de la clasificación de Folk et al. (1970). Poseen menos del 15% de matriz y feldespatos más abundantes que fragmentos líticos (F>L). Típicamente registran altos contenidos de cuarzo (Q>50%) dominantemente monocristalino (Qm); el cuarzo policristalino es escaso y de tipo milonítico (Qpm). En general, el feldespato potásico es más abundante que la plagioclasa (FK>Plg), siendo común la presencia de microclino. Los fragmentos líticos son escasos, mayormente de afinidad plutónica-metamórfica.

"Arenitas de afinidad lítica": se incluye a las litoarenitas, litoarenitas feldespáticas y sublitoarenitas de la clasificación de Folk et al. (1970). También poseen un contenido de matriz menor al 15%, pero a diferencia de las anteriores, los fragmentos líticos son más abundantes que los feldespatos (L>F). El contenido de cuarzo es muy variable, muchas veces resulta menor al 50% (Q<50%); el cuarzo policristalino tipo chert (Qpch) puede ser abundante. Entre los feldespatos, es común que la plagioclasa sea más abundante que el feldespato potásico (Plg>FK), siendo rara la presencia de microclino. Los fragmentos líticos pueden llegar a constituirse en el componente excluyente, resultando ser de diverso origen: volcánico, plutónico-metamórfico o sedimentario.

"Arenitas fangosas": reúnen a todas aquellas areniscas con más de un 15% de matriz, cualquiera sea la composición de la fracción clástica. Para estas arenitas se ha mantenido por lo tanto la denominación de Folk et al. (1970), si bien se ha desplazado el límite del contenido de matriz del 10 al 15% según el criterio de Pettijohn et al. (1987).

En cuanto a los rasgos postdepositacionales de estas areniscas, el empaquetamiento es en general cerrado a muy cerrado, a excepción de lo que ocurre en las arenitas fangosas con alto contenido de matriz, que poseen fábrica flotante (p.ej. Fig. 8b). La porosidad óptica total es en general baja (2,9% en promedio), si bien varía entre 0 y 28% (Tablas 1 a 4). El desarrollo de porosidad secundaria está limitada a niveles acotados, fundamentalmente debido a la disolución selectiva de feldespatos (Di Paola, 1972; Net y Limarino, 2000). Los cementos más comunes son cuarzo yfeldespatos como crecimientos secundarios, calcita pura o zonada con hematita, caolinita, illita y clorita. Otros minerales autigénicos menos frecuentes, o sólo abundantes en forma localizada, son albita, microcuarzo, ankerita, hematita y yeso (Tablas 1 a 4). Todos estos cementos serán tratados en detalle en el próximo apartado.


Figura 8. a) arenisca intensamente cementada por calcita con textura poikilítica (C), donde es frecuente la presencia de venillas de carbonato atravesando los clastos; Fm. Tupe. b) calcita como micrita y microesparita (C) dispersa en la matriz de una arenita fangosa, nótese las arcillas illíticas (I) de hábito micromicáceo; Fm. Guandacol. c) crecimiento automórfico de rombos zonados de calcita con hematita (calcFe), el análisis con microsonda revela la presencia de calcio y hierro; Fm. Tupe. d) ankerita (ank) como cemento o reemplazo parcial de clastos; la microsonda revela la presencia de calcio y de un mayor contenido de magnesio que de hierro característico de dicho mineral; Fm. Guandacol. e) recubrimientos de hematita (Fe) que se interrumpen en los contactos entre clastos (flechas) y relleno de poros de calcita (C); Fm. Tupe. f) cemento masivo de hematita (Fe), que corroe los clastos; Fm. Lagares. a), b) c) y d) con nicoles cruzados; e) y f) con nicoles paralelos.
Figure 8. a) sandstone showing poikilitic calcite cement (C) and common carbonate veins crossing clasts; Tupe Fm. b) microcrystalline and microsparry calcite (C) dispersed into matrix of a muddy arenite, see illitic clays (I) with micromicaceous habit; Guandacol Fm. c) rhombohedral zoning of calcite and hematite (calcFe); EDX analysis reveals calcium and iron content; Tupe Fm. d) ankerite (ank) as cement or partial replacement of clasts; EDX analysis shows typical calcium and more magnesium than iron content; Guandacol Fm. e) hematite coatings (Fe) interrupted at clast contacts (arrows) and later calcite pore fillings (C); Tupe Fm. f) massive hematite cement (Fe), note pervasive replacement and corroded clast boundaries; Lagares Fm. a), b) c) and d) with crossed nicols; e) and f) with parallel nicols.

MINERALOGÍA, TEXTURAS Y DISTRIBUCIÓN DE LOS CEMENTOS

Cuarzo

El cemento de cuarzo se presenta bajo tres formas: como crecimientos secundarios, microcuarzo y megacuarzo.

El cuarzo como crecimiento secundario en continuidad óptica sobre granos de cuarzo detríticos es por mucho el tipo más común, pudien- do conformar entre el 0 y el 10% del volumen total de la roca (Tablas 1 a 4). Este tipo de cemento alcanza su mayor desarrollo en arenitas con altos porcentajes de clastos de cuarzo (subfeldarenitas, feldarenitas y sublitoarenitas, con Q=60-90%) y muy bajo contenido de matriz (menor o igual a 6%; Fig. 5). En las arenitas medianas y gruesas origina bordes cristalinos con terminaciones romboédricas (Figs. 6a,b), mientras que en las arenitas finas y muy finas se manifiesta en la pérdida de definición de los bordes de los clastos (clastos "desdibujados", Fig. 6c). Generalmente el crecimiento secundario se dispone sobre una delgada zona marcada por relictos de arcillas y otros minerales insolubles que no alcanzan a inhibir la precipitación de la sílice (rim dust; Fig. 6a). En los casos en que los granos carecen del mencionado relicto arcilloso, este cemento queda evidenciado por la presencia de bordes poligonizados (p.ej. Fig. 6c).


Figure 5. Decrecimiento exponencial del cuarzo (como crecimiento secundario) en función del aumento del contenido de matriz en las areniscas estudiadas.
Figure 5. Exponential decrease in quartz overgrowth cement as a function of increasing matrix content in the studied sandstones.


Figure 6. a) Crecimientos secundarios en clastos de cuarzo (Q) y feldespato potásico (FK); nótese el relicto arcilloso que marca el borde original (rim dust, flechas) y los rebordes tangenciales de illita (I); Fm. Tupe. b) Imagen MEB de crecimientos secundarios de cuarzo (Q) con buen desarrollo de caras cristalinas; Fm. Tupe. c) detalle de los bordes de compromiso (flechas) desarrollados entre los crecimientos secundarios de cuarzo y feldespato; Fm. Río del Peñón. d) detalle de una arenita cementada por microcuarzo drusoide (mQ) y megacuarzo (MQ) hacia el centro del poro; nótese el limitado desarrollo de cuarzo como crecimiento secundario (flecha) y la posterior cementación de calcita (C); Fm. Tupe. e) crecimiento secundario en forma de rombos sobre un grano de plagioclasa (Plg, flecha mayor), junto a crecimiento secundario límpido y sin maclas, en ligera discontinuidad óptica, sobre feldespato potásico (FK, flecha menor); Fm. Tupe. f) detalle de un crecimiento secundario sobre feldespato potásico (FK), nótese cómo los rombos crecen y se superponen; Fm. Tupe. g) clasto de plagioclasa mostrando crecimiento secundario albítico; 1 y 2 marcan los puntos de los análisis EDX; Fm. Guandacol. h) crecimientos secundarios albíticos sobre un clasto de microclino (FK); 3 y 4 marcan los puntos de los análisis EDX; Fm. Guandacol. Todas las microfotografías con nicoles cruzados.
Figure 6. a) Quartz (Q) and feldspar (FK) overgrowths; note clayey relicts (rim dust, arrows) and tangential illite cement (I); Tupe Fm. b) SEM image of quartz overgrowths (Q); Tupe Fm. c) detail of compromise boundaries between quartz and feldspar overgrowths (arrows); Río del Peñón Fm. d) detail of a druse microquartz (mQ), note megaquartz (MQ) filling the center of pores, local quartz overgrowths (arrows) and late calcite (C); Tupe Fm. e) zigzag plagioclase overgrowth (Plg, big arrow) and clean and untwinned Kfeldspar overgrowth (FK, little arrow), Tupe Fm. f) detail of a K-feldspar overgrowth as mosaic of misaligned rhombs, note growth bands; Tupe Fm. g) plagioclase grain (Plg) with albitic overgrowth, note twinning matching; 1 and 2 indicate points of EDX analysis; Guandacol Fm. h) albitic overgrowth overa microcline grain (FK); 3 and 4 indicate points of EDX analysis; Guandacol Fm. All photomicrographs with crossed nicols.

El cemento de microcuarzo rellena poros con agregados de cristales ecuantes de unos pocos micrones con característica extinción en "punta de alfiler" (pin point extinction), o bien con textura drusoide (Hesse, 1989), en la cual se observa una gradación del tamaño de los cristales desde el borde hacia el centro de los poros. Excepcionalmente aparece como delgados recubrimientos (Fig. 6d; druse coatings de McBride, 1989; véase también Jahren y Ramm, 2000). El microcuarzo puede llegar a ser localmente muy abundante, alcanzando valores de entre 10 y hasta 30% en el ámbito central y borde occidental de la Cuenca Paganzo (Tablas 2 a 4).

Menos frecuentemente, el cuarzo se presenta formando parches aislados de mosaicos de megacuarzo en cristales mayores a 20 ì (Folk y Weaver, 1952; Fig. 6d).

Feldespatos

Los cementos feldespáticos se agrupan bajo tres formas: 1) crecimientos secundarios de feldespato potásico; 2) crecimientos secundarios de plagioclasa y 3) albita con textura en mosaico, este último sólo rara y localizadamente (Tablas 1 a 4).

Los feldespatos como crecimientos secundarios raramente superan el 1% del volumen total de la roca (Tablas 1 a 4). Los crecimientos de feldespato potásico alcanzan su mayor desarrollo en las feldarenitas medianas a gruesas del ámbito central de la cuenca, siendo muy poco frecuente y sumamente escaso en otros tipos petrográficos y en los restantes sectores de la cuenca. Se han identificado crecimientos secundarios de feldespato potásico rodeando clastos de ortosa (Fig. 6a,c,e, f) y mucho más raramente de microclino. Generalmente se observan como proyecciones cristalinas de aspecto fresco, sobre un cristal núcleo algo alterado formando rebordes límpidos y euhedrales, sin maclas ni texturas pertíticas, a veces separados del grano original por una pátina arcillosa (coating). Estos crecimientos se presentan en continuidad óptica o bien, a diferencia de lo que ocurre con el cuarzo, muestran un ligero defasaje cristalográfico con respecto al cristal semilla (Stablein y Dapples, 1977; Ali y Turner, 1982; Worden y Rushton, 1992). Excepcionalmente generan crecimientos en forma de rombos con bandas de crecimiento (Worden y Rushton, 1992; Fig. 6f).

Los crecimientos secundarios de plagioclasa aparecen mayoritariamente sobre clastos del mismo mineral (Fig. 6g), si bien en algunos casos también se desarrollan sobre fragmentos de microclino (Fig. 6h). Los análisis efectuados con microsonda indican que son de naturaleza albítica (Fig. 6g,h). En todos los casos, estos crecimientos muestran buen desarrollo de bordes cristalinos y frecuentemente continúan el diseño de maclas del cristal núcleo. Según Füchtbauer (1967), el desarrollo de crecimientos albíticos sobre granos de feldespato potásico no es frecuente; en la sección inferior del Grupo Paganzo, sólo ha sido identificado en arenitas que presentan rasgos de intensa albitización (Net, 1999).

Un tercer tipo de cemento feldespático poco usual es la albita con textura en mosaico (Merino et al., 1997; Fig. 7a). Este tipo de cemento sólo ha sido identificado en arenitas albitizadas del ámbito central de la cuenca (Formación Guandacol), donde ocupa entre el 0,4 y el 6,2% del volumen total de la roca (Tabla 3) y se asocia a otras texturas tales como crecimientos albíticos sobre granos de plagioclasa y de feldespato potásico (Fig. 6g,h). La albita con textura en mosaico forma agregados columnares desordenados a groseramente radiales de cristales euhedrales de 50 a 150 ì, generalmente límpidos y en ocasiones con maclado polisintético; análisis efectuados con microsonda revelan una composición albítica prácticamente pura (Fig. 7a). Este cemento suele estar asociado a parches de megacuarzo (véase Net, 1999), distinguiéndose de este último mineral por su menor índice de refracción, hábito tabular y maclado.


Figura 7. a) cemento de albita con textura en mosaico; 5 marca el punto del análisis EDX; Fm. Guandacol. b) puentes de illita (I, flecha) entre clastos de cuarzo (Q); Fm. Río del Peñón. c) detalle de la microfotografía anterior mostrando una imagen MEB de la illita (I); Fm. Río del Peñón. d) parches sobredimensionados de illita (I) interpretados como producto de illitización de caolinita; Fm. Lagares. e) corrosión de clastos de cuarzo (Q) con crecimiento secundario (flechas) por parte de caolinita (K), nótese la calcita discordante (C); Fm. Lagares. f) vista MEB del arreglo en «libros» de cristales pseudohexagonales de caolinita (K); Fm. Guandacol. g) cemento de clorita (Cl) con suturas medias (flecha); Fm. Punta del Agua. h) imagen MEB de clorita (Cl) con arreglo en «panal de abeja»; Fm. Tupe. Todas las microfotografías con nicoles cruzados.
Figure 7. a) albite-cemented sandstone showing coarse mosaic texture; 5 indicates point of EDX analysis; Guandacol Fm. b) illite bridges (I, arrow) among quartz (Q) grains; Río del Peñón Fm. c) SEM view of illite (I) corresponding to the same sample as b); Río del Peñón Fm. d) oversized illite patches (I); Lagares Fm. e) quartz grains with overgrowths (Q) corroded by kaolinite cement (arrows), note late discordant calcite cement (C); Lagares Fm. f) SEM view of "book" arrangement of pseudohexagonal kaolinite; Guandacol Fm. g) massive to radial fibrous chlorite (Cl) cement showing medial sutures (arrow); Punta del Agua Fm. h) MEB view of chlorite (Cl) exhibiting typical"honeycomb" arrangement; Tupe Fm. All photomicrographs with crossed nicols.

Illita

La illita se presenta como agregados incoloros de hábito micromicáceo y colores de birrefringencia más altos que los de las restantes arcillas (Carrigy y Mellon, 1964; Wilson y Pittman, 1977). Desde el punto de vista de su fábrica, forma rebordes de poros (pore lining) de cristales tangenciales a la superficie de los clastos (Fig. 6a), agregados fibrosos radiales formando puentes entre los clastos (Fig. 7b,c) o rellenos de poros (pore filling) de cristales desordenados de entre 10 y 20 ì (Fig. 7d). En este último caso, la illita generalmente aparece asociada a caolinita o, más raramente, a clorita.

En cuanto a su distribución estratigráfica, la illita es el mineral arcilloso más abundante, ya que puede formar llegar hasta el 12% del total de la roca (Tablas 1 a 4). Este mineral aparece en todas las formaciones analizadas, aunque es más frecuente en las feldarenitas del ámbito central de la cuenca (Formaciones Aguas Blanquitas, Guandacol y Tupe) que en los restantes tipos petrográficos. Más aún, en el caso de las litoarenitas feldespáticas y feldarenitas líticas, la illita es común cuando los fragmentos líticos son de metamorfitas, plutonitas o volcanitas ácidas (Formaciones Malanzán, Loma Larga y Río del Peñón y base de la Formación Punta del Agua), pero está prácticamente ausente cuando abundan los fragmentos volcánicos mesosilícicos a básicos (Formación Tupe y parte media y tope de la Formación Punta del Agua).

Caolinita

La caolinita se presenta como relleno de poros en agregados de cristales gruesos (25-50 ìm) incoloros, con alto relieve y baja birrefringencia (Fig. 7e). En algunos casos, desarrolla arreglos vermiformes de cristales de hasta 0,6 mm. Al microscopio electrónico de barrido (MEB) es posible distinguir claramente los "libros" compuestos por plaquetas pseudohexagonales apiladas (Fig. 7f).

En lo que respecta a su distribución regional, la caolinita es muy común en el ámbito oriental de la cuenca, muestra abundancia variable en el sector central, y está prácticamente ausente en el margen occidental (Tablas 1 a 4). Así, este mineral constituye la fase cementante principal y casi excluyente del perfil de la Formación Lagares en mina Las Mellizas, con porcentajes que oscilan entre el 4 y el 16% del volumen total de la roca (Tabla 1). En las restantes localidades, la caolinita se encuentra generalmente presente en feldarenitas medianas a gruesas moderadamente a muy bien seleccionadas (Tablas 2 y 3). Como ha sido destacado por Di Paola (1972) y Net y Limarino (2000), la generación de abundante caolinita en la Cuenca Paganzo está estrechamente ligada a la degradación de feldespatos y micas.

Clorita

El cemento de clorita se caracteriza por el color verde pálido hasta intenso y su baja birrefringencia con tonos anómalos. Se han diferenciado dos tipos de fábricas: a) clorita como relleno de poros, formando arreglos fibrosos radiales que en ocasiones exhiben zonación concéntrica del color y/o suturas medias (Fig. 7g y b) clorita como rebordes de escaso espesor (menos de 10 ì), ocupando inicialmente espacios porales luego rellenos por caolinita. Al microscopio electrónico de barrido (MEB) la clorita se presenta como plaquetas de bordes típicamente lobulados formando arreglos en "panal de abejas" (Fig. 7h, compárese con Wilson y Pittman, 1977: Fig. 15D).

Si bien la clorita es el cemento arcilloso menos abundante dentro de la sección inferior del Grupo Paganzo (Tablas 1 a 4), puede alcanzar volúmenes significativos en determinados niveles estratigráficos (hasta 18%, Tabla 4). De esta manera, la clorita es el cemento arcilloso excluyente de las litoarenitas dominadas por clastos volcánicos mesosilícicos a básicos de las Formaciones Tupe y Punta del Agua. Sólo en forma excepcional la clorita aparece cementando feldarenitas (p. ej. véase Tabla 2, muestra T6).

Carbonatos

Los carbonatos son cuantitativamente los cementos más importantes de estas areniscas; sin embargo, son descriptos al final por presentarse en la gran mayoría de los casos como una fase tardía. Desde el punto de vista mineralógico, predominan tres tipos: 1) calcita, muy frecuente; 2) calcita zonada con hematita, común; y 3) ankerita, rara. Los tres tipos se presentan bajo una amplia variedad de texturas, dependiendo en buena medida del contenido de matriz de la roca.

La calcita puede distribuirse como parches dentro de la arenita o bien cementar extensivamente la roca. En arenitas con bajo contenido de matriz rellena los espacios porales como un mosaico de cristales esparíticos (entre 0,02 hasta 0,1 mm) que puede llegar a englobar varios clastos conformando una textura poikilítica (Friedman, 1965; Fig. 8a). Por el contrario, en las arenitas fangosas la calcita se presenta como pequeños cristales de micrita (menores a 4 ì; Folk, 1962) o microesparita (4-20 ìm) dispersos en la matriz. En este caso, el carbonato invade y corroe a las arcillas que conforman la matriz, rellenando los microporos (poros comprendidos entre 4 y 62 ì; Fig. 8b, compárese con Dapples, 1971: Fig. 1C).

El zonado romboédrico de calcita y hematita (Fig. 8c; compárese con Morad, 1983: Fig. 6D) aparece con asiduidad en arenitas fluviales abigarradas del tope de las Formaciones Tupe y Lagares, en los niveles transicionales a los bancos rojos pérmicos. Análisis efectuados con microsonda revelan al calcio como elemento predominante, pero asociado a altos valores de Fetotal (p. ej. 19,03% en la Fig. 8c).

Un tercer tipo de carbonato, con altas proporciones de calcio, magnesio y hierro total, ha sido identificado como ankerita (Fig. 8d). Este mineral aparece como reemplazo de clastos o como cemento disperso en la matriz, estando restringido a las arenitas de facies glacigénicas de la base de la Formación Guandacol en Cuesta de Huaco. La ankerita se diferencia de la calcita por su color castaño intenso y por el aspecto sucio y terroso de los agregados micríticos, y de la calcita con hematita por su falta de zonalidad. Análisis realizados con microsonda (Fig. 8d) revelan, además del calcio, la característica presencia de magnesio en mayor proporción que hierro total (Macaulay et al., 1993).

La cementación carbonática interactuó con los clastos de dos formas: a) reemplazándolos parcial a totalmente o b) desplazando, e incluso fracturando algunos granos. La cementación carbonática reemplazante es muy común en estas areniscas, y se manifiesta por reemplazos desde incipientes hasta masivos de clastos, matriz o cementos previos (véase Figs. 7e, 8d). Por otro lado, el crecimiento desplazante (displacive growth; Buczynski y Chafetz, 1987; Saigal y Walton, 1988; Braithwaite, 1989) es un fenómeno de cementación temprana más localizado y particularmente frecuente hacia el techo de la Formación Tupe, donde existen niveles de calcretas asociados (Net, 1999). En estas areniscas, la precipitación de carbonato en el espacio intergranular ha separado los clastos produciendo fábricas con empaquetamientos anormalmente abiertos donde son frecuentes los granos fracturados o expandidos (Dapples, 1971; Fig. 8a).

Los cementos carbonáticos presentan una distribución ubicua aunque variable en los perfiles estudiados, constituyendo entre el 0,3 y el 15% del volumen total de la roca, y pudiendo llegar excepcionalmente al 30% (Tablas 1 a 4).

Hematita

La hematita es un cemento volumétricamente escaso en la sección inferior del Grupo Paganzo, si bien hacia el tope de los perfiles, en las secuencias abigarradas de la transición a los bancos rojos pérmicos, alcanza una mayor importancia (Tablas 1 a 4). Allí se presenta como recubrimientoso delgadas películas (coatings) alredededor de los clastos, discontinuándose en la mayoría de los casos en los contactos entre los mismos (Fig. 8e). La hematita también puede aparecer como parches aislados diseminados en la matriz u otros cementos, como en el caso del zonado con calcita (Fig. 8c).

Excepcionalmente, la hematita forma concreciones esféricas de varios centímetros de diámetro hasta niveles masivos lateralmente extendidos, tal como ocurre en la Formación Lagares en la localidad de Bum Bum (Beder, 1925; Net, 1999). Esta hematitización afecta tanto a los bancos de pelitas carbonosas como a las areniscas; en este último caso, el mineral de hierro reemplaza masivamente a la matriz y a los cementos anteriores, corroyendo los bordes de los clastos (Fig. 8f).

Yeso

Cemento de yeso con textura en mosaico aparece en forma muy saltuaria y volumétricamente poco significativa en algunas areniscas de las Formaciones Lagares y Tupe (Tablas 1, 3). El yeso se restringe a rellenos de pequeños parches, fracturas y venillas que atraviesan clastos y cementos anteriores, indicando que se trata de una fase de cementación relativamente tardía.

FACTORES DE CONTROL SOBRE LA DISTRIBUCIÓN DE LOS CEMENTOS

A los fines de analizar cuáles han sido los factores clave que determinaron el estilo de cementación de las areniscas, se graficaron los porcentajes relativos de los diferentes tipos de cemento según la clasificación petrográfica (Fig. 9), los ambientes sedimentarios (Fig. 10) y las distintas localidades de muestreo (Fig. 11).


Figura 9. Distribución de los tipos de cementos en areniscas de diferente madurez textural y composicional. Clasificación de areniscas según criterios de Folk et al. (1970) y Pettijohn et al. (1987).
Figure 9. Cement distribution in sandstones of different compositional and textural maturity. Sandstone classification following Folk et al. (1970) and Pettijohn et al. (1987) criteria.

 


Figura 10. Distribución de los tipos de cementos en areniscas pertenecientes a distintos ambientes de sedimentación.
Figure 10. Cement distribution in sandstones from different sedimentary environments.

 


Figura 11. Distribución de los tipos de cementos en las distintas localidades de estudio (véase figura 1 para ubicación).
Figure 11. Cement distribution in sandstones from different sampling localities (see figure 1).

Composición de la fracción clástica y contenido de matriz

La composición de la fracción clástica y el contenido de matriz habrían sido claves para el desarrollo de varios de los principales tipos de cementos, como los crecimientos secundarios de cuarzo y feldespatos, parches de caolinita, rebordes de clorita y al menos parte de los carbonatos.

Los crecimientos secundarios de cuarzo son abundantes en las arenitas mineralógica y texturalmente más maduras, con elevados porcentajes de cuarzo (entre 60 y 90%) y muy bajo porcentaje de matriz (menor al 6%, Fig. 5). Así, en las arenitas de afinidad feldespática, que poseen un contenido medio de cuarzo mayor al 50% (Q promedio= 66,9%, Tablas 1 a 4, Fig. 4), los crecimientos secundarios de cuarzo siempre representan más del 15% del volumen total de los cementos (Fig. 9a,b,d). Por el contrario, en aquellas arenitas de afinidad lítica, con contenidos medios de cuarzo inferiores al 50% (Q promedio=37,8%, Tablas 1 a 4, Fig. 4), los crecimientos secundarios nunca superan el 12% (Fig. 9c,e), al igual que lo que ocurre en las arenitas fangosas (Fig. 9f,g).

Teniendo en cuenta los mecanismos que originan los cementos silíceos (McBride, 1989; Worden y Morad, 2000), el elevado contenido de cuarzo y el bajo contenido de matriz sugieren que los fenómenos de presión-solución entre granos de cuarzo y/o a lo largo de estilolitas serían la principal fuente de sílice para la generación de los crecimientos secundarios. Por el contrario, en las arenitas mineralógica y texturalmente más inmaduras, el bajo desarrollo de crecimientos secundarios de cuarzo se debería a que la presión-solución se ve inhibida frente a la existencia de fragmentos dúctiles y/o de un elevado contenido de matriz que absorben la compactación (Worden y Morad, 2000).

El contenido de micas habría sido otro factor crítico en el desarrollo de los crecimientos secundarios de cuarzo. Esto podría explicar la abundancia de dicho cemento en las arenitas de barras de desembocadura deltaicas (Fig. 10c), que poseen abundantes micas como minerales accesorios (Net, 1999). La presencia de arcillas y micas en los contactos entre granos favorecería el desarrollo de presión-solución, a través de un ligero aumento del pH en las interfases cuarzo-mica relacionado a la atracción preferencial de iones HO- en las superficies cargadas de los filosilicatos (Boles y Johnson, 1983; Houseknecht, 1988; Wilson y Stanton, 1994). Bjørkum (1996) también destacó la disolución de cuarzo inducida por la presencia de arcillas illíticas en los contactos entre clastos (clay-induced dissolution).

Altos valores de crecimientos secundarios de cuarzo ligados a factores composicionales, pero no a presión-solución, se relacionan con la liberación de sílice durante la alteración de feldespatos a caolinita, como ocurre en las subfeldarenitas de la Formación Lagares (Net y Limarino, 2000, Tabla 1). Aquí, la fuente de sílice queda representada en la reacción:

(Na, K)AlSi3O8 + 8H2O   →  Na+ ,K+ +Al(OH)4- +3H4SiO4
   Feldespatos     agua                       ácido silicílico

Por otra parte, también el desarrollo de crecimientos secundarios de feldespato se encuentra estrechamente relacionado a la composición de la fracción clástica. Este cemento resulta volumétricamente significativo sólo en las feldarenitas y feldarenitas líticas, donde representa alrededor del5% y 2,5% del volumen total, respectivamente (Figs. 9b,d). La relación directa entre abundancia de feldespatos y generación de crecimientos secundarios, unido al hecho de que la disolución y el reemplazo de feldespatos son fenómenos frecuentes en estas areniscas (Di Paola, 1972; Net, 1999; Net y Limarino, 2000), lleva a postular a la alteración intrastratal como el principal mecanismo de generación de este cemento.

Es importante destacar que la presencia de matriz inhibió fuertemente el desarrollo de crecimientos secundarios, tanto de cuarzo como de feldespatos. La marcada disminución exponencial de los crecimientos secundarios de cuarzo al aumentar el porcentaje de matriz detrítica (Fig. 5) es consistente con lo observado por varios autores (Dutton y Diggs, 1990; Wilson, 1994b); en el caso aquí analizado, parece existir un valor crítico del 6% de matriz por encima del cual disminuye notablemente la participación del cemento cuarzoso. El mencionado decrecimiento se debería a que la matriz disminuye la porosidad y permeabilidad iniciales, reduciendo el volumen de fluidos porales circulantes, y la porosidad primaria disponible para la cementación; además, altos valores de matriz limitan los sitios de nucleamiento disponibles sobre los granos detríticos, inhibiendo la precipitación del cemento (Dutton y Diggs, 1990).

En lo que se refiere a los cementos de arcilla, mientras que la composición de los clastos parece controlar las proporciones relativas de caolinita y clorita (Fig. 9; véase también Primmer et al., 1997), la illita por el contrario es bastante ubicua, un hecho que como se verá más adelante puede ser atribuído a la combinación de sus múltiples orígenes.

La formación de caolinita a partir de la alteración de feldespatos o su neoformación a partir de soluciones porales enriquecidas en sílice y aluminio son mecanismos reconocidos en las areniscas carboníferas de la Cuenca Paganzo (Di Paola, 1972; Net, 1999; Net y Limarino, 2000). Ambos mecanismos se encuentran íntimamente ligados a la composición de los clastos y de las aguas porales, y servirían para explicar la abundancia de caolinita en las feldarenitas, feldarenitas líticas y, especialmente, en las subfeldarenitas (8,7%, 15,7% y 33% del volumen total de cementos respectivamente; Fig. 9a,b,d).

De manera similar, la abundancia de clorita parece estar directamente relacionada al contenido de fragmentos líticos. En efecto, el porcentaje de clorita es máximo en las litoarenitas (19%, Fig. 9e) y disminuye progresivamente con la proporción de fragmentos líticos en los restantes tipos petrográficos: litoarenitas feldespáticas y sublitoarenitas (7,6%, Fig. 9c), feldarenitas líticas (5,1%, Fig. 9b) y feldarenitas (1,4%, Fig. 9d). Esto sugiere que la formación de clorita está ligada a la degradación de fragmentos líticos y/o minerales accesorios ricos en hierro (Larese et al., 1984; Wilson y Stanton, 1994). En el caso aquí analizado, los clastos volcánicos mesosilicícos y básicos, fragmentos de metamorfitas, piroxenos y anfíboles aportarían los elementos necesarios (fundamentalmente hierro y magnesio) para la neoformación de la clorita, o bien para su transformación a partir de arcillas esmectíticas:

KNaCa2Mg4Fe4Al14Si38O100(OH)20.10H2O+(Fe2+, Fe3+) esmectita →  (Mg, Al, Fe)6[(Si, Al)4O10](OH)8+SiO2+K+ +Na++Ca2++H2O (sin balancear) clorita

Por el contrario, el carácter ubicuo de la illita (Fig. 9) podría explicarse por sus múltiples orígenes, tales como la transformación de arcillas previas, la alteración de feldespatos, o la precipitación a partir de soluciones porales (Wilson y Stanton, 1994).

Es muy posible que la transformación de illita a partir de arcillas detríticas sea significativa en aquellas arenitas que contienen abundante matriz y especialmente en las arenitas fangosas, a juzgar por su extremadamente baja porosidad y permeabilidad. Además, análisis de rayos X en niveles de pelitas asociadas sugieren que parte de la illita en algunos sectores de la cuenca podría provenir de la transformación de esmectita o de interestratificados esmectíticos (Net et al., en prensa). Mientras que el potasio y el aluminio necesarios para dicha transformación pueden ser provistos por la alteración de feldespatos y micas detríticas (Hower et al., 1976), el hierro y el magnesio liberado pueden incorporarse a la clorita o a los carbonatos tardíodiagenéticos (Boles y Franks, 1979). Por otra parte, la illita con textura fibrosa radial formando puentes entre los clastos (Fig. 7b) sugiere precipitación en el espacio poral a partir de soluciones enriquecidas en sílice y potasio. Finalmente, también la transformación de illita a partir de caolinita parece haber tenido lugar en muestras en las que ambos minerales aparecen asociados como grandes parches que rellenan los poros, en los que la illita aparece como un pseudomorfo de la caolinita (De Ros, 1998; Fig. 7d):

3Al2Si2O5(OH)4 + 2K +   →  2KAl3Si3O10(OH)2 caolinita +3H2O +2H+ illita

Los múltiples orígenes de la illita explicarían entonces el hecho de que este mineral se encuentre presente en diferentes tipos de areniscas sin que su distribución muestre un control evidente.

En lo que hace a los cementos carbonáticos, si bien presentan una amplia distribución en los perfiles estudiados, son algo más abundantes en el perfil de Cuesta de Huaco, donde representan el 71,9% del total de los cementos (Fig. 11c). Por otra parte, el cemento carbonático se incrementa en los tipos petrográficos más ricos en fragmentos líticos, en los que siempre supera el 60% del total de los cementos (Fig. 9c,e,g). Teniendo en cuenta lo dicho, es posible que la abundancia de carbonato autigénico esté ligada, al menos en parte, a la disolución intraestratal de fragmentos de caliza provenientes de la Formación San Juan, unidad que infrayace a las sedimentitas carboníferas en la localidad de Cuesta de Huaco (Figs. 2, 3). Otra posibilidad es que aguas porales ricas en carbonato de calcio hayan ingresado al sistema durante la compactación de los sedimentos, teniendo en cuenta que la exportación de carbonato de calcio desde calizas sometidas a presión-solución durante el sepultamiento puede ser un proceso significativo para la cementación de las areniscas suprayacentes (Blatt, 1979). Hay que tener en cuenta asimismo que los carbonatos pueden ser luego disueltos y redistribuídos por transferencia advectiva a otros sectores de la cuenca (Boggs, 1992).

Más allá del origen del cemento carbonático, el contenido de matriz es crítico para el desarrollo de las distintas texturas. Así, el desarrollo de cemento poikilítico es más frecuente en areniscas que carecen de matriz (Fig. 8a), donde los grandes cristales sugieren precipitación lenta a partir de soluciones diluídas (Dapples, 1971). Por el contrario, en las arenitas fangosas es más común la formación de micrita (Fig. 8b), la que estaría relacionada a una rápida cristalización, presencia de múltiples núcleos de precipitación y espacios porales reducidos.

Por último, la mayor concentración de óxidos de hierro observada en las arenitas fangosas (Fig. 9f) podría atribuirse tanto a su tendencia a concentrarse y ser transportado como partícula detrítica en los tamaños limo-arcillosos, como a la alteración de filosilicatos ricos en hierro acumulados en la fracción fina de la roca (véase McBride, 1974; Limarino et al., 1987).

Ambientes de sedimentación

Los ambientes sedimentarios han también controlado en cierta medida la distribución y textura de los cementos, fundamentalmente a través de la influencia que los mismos ejercieron sobre la madurez mineralógica y textural de las areniscas (véase Primmer et al., 1997; Stonecipher, 2000).

En primer lugar, ya ha sido mencionado el buen desarrollo de crecimientos secundarios de cuarzo en arenitas con elevado contenido de clastos de cuarzo y bajo porcentaje de matriz. Dichas arenitas pertenecen en su gran mayoría a ambientes marinos litorales y fluviales, donde el cuarzo supera el 14% del volumen total de los cementos, en general asociado a similares proporciones de caolinita (Fig. 10d,f). Asimismo, se ha hecho referencia a las arenitas de barras de desembocadura deltaicas, en las cuales la presencia de abundantes micas habría favorecido la disolución del cuarzo y la generación de significativos volúmenes de cemento silíceo (22,3%; Fig. 10c). En contraposición a esto, el alto contenido de matriz presente en arenitas de ambientes glaciarios y marinos de plataforma habría inhibido el desarrollo de crecimientos secundarios de cuarzo y feldespato (Fig. 10b,e).

El ambiente de sedimentación también habría jugado un papel preponderante en los procesos postdepositacionales que originaron las concreciones de hematita de la Formación Lagares en la localidad de Bum Bum (Fig. 1). De acuerdo a las evidencias texturales y a los análisis químicos efectuados (véase Net, 1999), dicha acumulación de hematita estaría relacionada a los horizontes carbonosos correspondientes a planicies de inundación de sistemas fluviales meandrosos. Los ácidos orgánicos derivados durante la diagenésis temprana desde dichos horizontes habrían favorecido la movilización y concentración del hierro proveniente de la alteración de minerales ferromagnesianos, particularmente de la caolinitización de abundante biotita y anfíboles.

Temperaturas diagenéticas

El mayor apilamiento sedimentario que tiene lugar hacia el oeste de la Cuenca Paganzo habría originado un aumento regional de las temperaturas diagenéticas en la misma dirección (Net, 1999). Esto habría provocado un efecto que se sobreimpone a los factores anteriormente discutidos, reforzando o disminuyendo la presencia de determinados minerales autigénicos en los diferentes sectores de la cuenca.

El máximo grado de soterramiento relativo se ve reflejado hacia el oeste de la Cuenca Paganzo en las areniscas de la localidad de Punta del Agua (Fig. 1) por una asociación de minerales autigénicos con altas proporciones de cuarzo, illita y clorita (Fig. 11e) que es característica de elevadas temperaturas diagenéticas (~125°C; Boles y Franks, 1979; Worden y Morad, 2000). El alto contenido de cemento silíceo que se registra en dicha localidad en comparación a los restantes sectores de la cuenca (supera el 25% del total de los cementos, Fig. 11e) se explica por la combinación de altas temperaturas diagenéticas y de importantes fenómenos de presión-solución al incrementarse la presión litostática. Con respecto a la illita, si bien no existe acuerdo en cuanto a su temperatura de formación (véase compilación en Wilson y Stanton, 1994), sólo sería una fase dominante a partir de los 125°C (Wilson y Stanton, 1994). Por último, Boles y Franks (1979) remarcaron que incrementos de clorita autigénica en detrimento de caolinita pueden tener lugar a temperaturas de entre 165 y 201°C.

Paralelamente, la distribución regional de la caolinita también refleja variaciones en las temperaturas diagenéticas. Mientras que en el sector oriental de la cuenca, sometido al menor grado de soterramiento relativo, la caolinita es abundante (promedio=26,8%, Fig. 11a,b), va disminuyendo paulatinamente a medida que el grado de soterramiento aumenta hacia el sector central de la cuenca (promedio=5,2%, Fig. 11c,d) hasta llegar al borde occidental, donde aparece sólo en forma excepcional y siempre en volúmenes poco significativos (menos del 0,2%, Fig. 11e). Este patrón de distribución respondería a la inestabilidad de la caolinita cuando es sometida a altas temperaturas diagenéticas, ya que generalmente resulta abundante a temperaturas diagenéticas relativamente bajas (55- 120°C; Boles y Franks, 1979) pero tiende a reaccionar formando illita, clorita y sílice a mayores temperaturas (~125°C; Boles y Franks, 1979; Worden y Morad, 2000).

Por último, la presencia puntual de cuarzo microcristalino y de albita con textura en mosaico en areniscas del tramo medio de la Formación Guandacol (Fig. 7a, Tabla 3) marcaría un aumento local de la temperatura diagenética, lo que podría deberse a la existencia de coladas y cuerpos subvolcánicos de edad triásica en el Cerro Guandacol. Según Merino et al. (1997), el rápido calentamiento local producido por intrusiones volcánicas originaría mayores tasas de nucleamiento de la sílice autigénica, su posterior enfriamiento con la consecuente supersaturación de los fluídos y una activa circulación convectiva de las aguas porales que llevaría a la transformación de los crecimientos secundarios de cuarzo a microcuarzo. Y con respecto a la albita con textura en mosaico, su temperatura de formación sería algo más elevada que la de los crecimientos secundarios feldespáticos, la que fue estimada en al menos 75°C sobre la base de la presencia de bordes de compromiso con los crecimientos secundarios de cuarzo (véase Fig. 6a,c).

Otros factores

Factores tales como el aporte de material desde bancos adyacentes o la existencia de cambios paleoclimáticos habrían favorecido el desarrollo de algunos cementos, si bien en forma areal o temporalmente más acotada que en los casos anteriores. Es importante destacar que estos cementos ligados a factores externos no se encuentran controlados por la composición de la fracción clástica.

De esta manera, el aporte de material piroclástico habría originado cemento de microcuarzo como reborde en arenitas del tope de la Formación Tupe (Fig. 6d) asociadas a bancos de chert originados por lluvias de cenizas (Net, 1999). La sílice provendría entonces de la alteración de este material volcaniclástico y no de presión-solución, resultando independiente de la composición de los clastos que cementa. El mismo intervalo estratigráfico registra la excepcional y abundante presencia de clorita en feldarenitas (véase Tabla 2, muestra T6; Fig. 7h). Teniendo en cuenta el bajo contenido de fragmentos líticos de esas psamitas, es posible que el mismo material volcaniclástico haya aportado cationes (Ca2+, Fe2+/3+ y Mg2+) disueltos en las aguas porales para precipitar como cemento en niveles adyacentes, quizás esmectítico originalmente y transformado luego en clorita por efecto de la diagénesis (Chang et al., 1986).

También la presencia de cemento de yeso en las areniscas carboníferas puede atribuírse a un aporte externo al sistema. Específicamente, a la circulación telodiagenética de soluciones enriquecidas en iones sulfato, posiblemente por disolución y reprecipitación de este mineral desde estratos adyacentes de edad pérmica y cretácica aflorantes en el área de estudio.

Finalmente, la formación de recubrimientos de hierro (coatings) en clastos de las secuencias abigarradas ubicadas hacia el techo de las Formaciones Tupe y Lagares se habría visto favorecida por la instauración de un régimen climático estacional a árido en la Cuenca Paganzo (López Gamundí et al., 1992; Limarino et al., 1996b). La existencia de canales de difusión desde silicatos ricos en hierro (particularmente biotita) y la irregularidad e interrupción de estos recubrimientos en los contactos entre clastos (Fig. 8e) sugieren un origen postdepositacional. Así, el descenso de la freática durante las estaciones secas habría permitido la destrucción de la materia orgánica y la oxidación del hierro ferroso en un ambiente vadoso, dando origen a la hematita pigmentante durante las primeras etapas de la diagénesis (McBride, 1974; Limarino et al., 1987).

ESTILOS DE CEMENTACIÓN

Se resume a continuación la distribución y estratigrafía de los cementos en las areniscas estu diadas. Como se verá inmediatamente, la mineralogía y secuencia de los cementos ha permitido diferenciar tres estilos característicos, uno para cada uno de los tipos petrográficos de areniscas reconocidos (Fig. 12).


Figura 12. Diagramas del estilo de cementación de tipos petrográficos de areniscas reconocidos dentro de la sección inferior del Grupo Paganzo.
Figure 12. Schematic diagrams showing cementation styles of sandstone petrographic types recognized into the lower section of the Paganzo Group.

Arenitas de afinidad feldespática

En el caso de las arenitas de afinidad feldespática (Tabla 5), han sido identificadas al menos tres fases de cementación (Fig. 12a). El cemento más temprano es la hematita, el que aparece como delgado recubrimiento de clastos (coatings), pero sólo en intervalos estratigráficos acotados. Cuando la hematita está ausente, el primer cemento de importancia regional es el cuarzo como crecimiento secundario, que alcanza en estas areniscas sus máximos valores y conforma entre el 15 y el 20% del volumen total de los cementos (Fig. 9a,b,d). Aunque con desarrollo mucho menos importante, también son característicos los crecimientos secundarios de feldespato (entre 0,2 y 5%; Fig. 9a,b,d). Ambos tipos de crecimientos secundarios interactuaron formando bordes de compromiso (Fig. 6a,c), lo que sugiere su cuasi simultánea precipitación.

Una segunda fase de cementación está constituída por las arcillas, que conforman entre el 30 y el 40% del volumen total de los cementos (Fig. 9). Éstas comprenden abundante caolinita como parches, illita como rebordes, dispersa en la matriz o menos frecuentemente como relleno de poros, y escasa clorita. Las arcillas ocupan los espacios porales y llegan en ocasiones a corroer a los crecimientos secundarios. En particular, la corrosión de crecimientos secundarios de cuarzo relacionada a la generación de cristales de caolinita (Fig. 7e) se debería a la ligera inestabilidad del cuarzo bajo las condiciones de formación de dicha arcilla (Bjørkum y Gjelsvik, 1988). Es de destacar que el porcentaje de caolinita en las subfeldarenitas resulta notoriamente mayor que en las feldarenitas y feldarenitas líticas (Fig. 9a,b,d); esto se debe en gran medida a que las primeras provienen de la Formación Lagares, donde tuvo lugar una importante generación de caolinita autigénica a expensas de los feldespatos (Net y Limarino, 2000).

Finalmente, la tercera etapa de cementación está representada por los carbonatos, que conforman entre el 35 y el 45% del total de cementos (Fig. 9). El tipo más abundante en estas arenitas es la calcita esparítica, pura o zonada con hematita. En forma frecuente, los carbonatos corroen a los cementos previos, constituyendo por lo tanto una fase tardía y discordante (en el sentido de Limarino, 1999).

Arenitas de afinidad lítica

Las arenitas de afinidad lítica (Tabla 5) también presentan un patrón con una primera etapa de cementación silícea, seguida por otra arcillosa y una tercera de carácter tardío representada por carbonatos (Fig. 12b). Sin embargo, el desarrollo de los crecimientos secundarios de cuarzo y de feldespatos es mucho más limitado que en caso anterior, registrándose entre un 4 y 12% para los cementos de cuarzo y menos del 1% para los feldespatos (Fig. 9c,e).

La segunda etapa de cementación arcillosa comprende entre el 20 y el 30% del total de los cementos. Se caracteriza por el notable desarrollo del cemento de clorita como relleno fibroso radial de poros (Fig. 7g,h), con illita en forma subordinada. Contrariamente a lo que ocurre en las arenitas de afinidad feldespática, en las arenitas de afinidad lítica la caolinita resulta muy escasa o está prácticamente ausente (Fig. 9).

Por último, también existe en estas arenitas una fase discordante de cementación carbonática, integrada por calcita esparítica, pura o zonada con hematita, o más raramente por ankerita micrítica. Estos carbonatos conforman entre el 65 y el 70% del total de los cementos, y en gran parte corroen y/o reemplazan a los cementos anteriores.

Arenitas fangosas

Las arenitas fangosas (Tabla 5) se caracterizan por poseer poros de muy escasa dimensión (micro y criptoporos, comprendidos entre 62 y 4 ìm y menores a 4 ìm respectivamente; Net y Limarino, 2000). Si bien esto dificulta la observación de las relaciones texturales entre los cementos al microscopio óptico, aún así es posible definir para estas rocas un patrón general de cementación (Fig. 12c).

En primer lugar, el desarrollo de crecimientos secundarios se ha visto inhibido ante la presencia de matriz (Fig. 5). Así, los crecimientos secundarios de cuarzo nunca superan el 10% del total de los cementos, y lo mismo ocurre con los crecimientos secundarios de feldespato, siempre menores al 1% (Fig. 9f,g).

Las arcillas resultan ser el cemento más característico de las arenitas fangosas, encontrándose finamente distribuídas en la matriz y constituyendo entre el 20 y el 30% del volumen total de los cementos (Figs. 6f,g); éstas comprenden illita, generalmente como agregados de alta birrefringencia y aspecto micromicáceo, junto a cantidades subordinadas de caolinita y clorita (Fig. 8b).

Otro aspecto destacable de las arenitas fangosas es la cementación de calcita micrítica (Fig. 8b), la cual comprende entre el 60 y el 65% del total de los cementos (Fig. 9f,g), y la participación algo más elevada de óxidos de hierro con respecto a los tipos petrográficos con escasa matriz (por ejemplo, 7,2% en las feldarenitas fangosas; Fig. 9f).

CONCLUSIONES

En las areniscas de la sección inferior del Grupo Paganzo existen dos grupos de cementos. Por un lado, aquellos cementos cuyos mecanismos de formación están controlados por la composición de la fracción clástica, y por lo tanto, su distribución se encuentra estrechamente ligada al tipo petrográfico (composición de la fracción clástica y contenido de matriz). Dentro de este grupo se incluyen los crecimientos secundarios de cuarzo, feldespato y la caolinita en las arenitas de afinidad feldespática, la clorita en las arenitas de afinidad lítica, y los óxidos de hierro diseminados en la matriz de las arenitas fangosas. Por otro lado, se encuentran los cementos que, ya sea debido a sus múltiples orígenes o por resultar producto de factores externos al sistema, no muestran una directa relación con la composición de la fracción clástica. Entre estos últimos se encuentran los carbonatos, la illita, los recubrimientos de hematita y el microcuarzo.

El análisis de la distribución de los distintos tipos de cementos y de su estratigrafía ha permitido diferenciar tres estilos de cementación, cada uno de ellos ligado a un tipo petrográfico de arenisca:

a) las "arenitas de afinidad feldespática" (feldarenitas, subfeldarenitas y feldarenitas líticas) se caracterizan por el importante desarrollo de crecimientos secundarios de cuarzo y feldespatos, los cuales se vieron favorecidos por la abundancia de clastos de dichos minerales y por el bajo porcentaje de matriz. Se destaca la caolinita como parches de agregados bien cristalizados durante la fase de cementación arcillosa, gran parte de la cual deriva de la alteración de los feldespatos. Por el contrario, la clorita es escasa. Existe por último una fase tardía y discordante de cementación de calcita esparítica, pura o zonada con hematita.

b) en las "arenitas de afinidad lítica" (litoarenitas, sublitoarenitas y litoarenitas feldespáticas) hay una participación mucho menor de crecimientos secundarios de cuarzo y feldespato, y se destaca el alto contenido de clorita fibrosa radial, particularmente cuando abundan los clastos volcánicos. La presencia de caolinita es rara. También existe una fase carbonática discordante reemplazando y corroyendo cementos anteriores, representada por calcita esparítica (pura o zonada con hematita) o, localmente, por ankerita micrítica.

c) en las "arenitas fangosas" los crecimientos secundarios se han visto inhibidos ante la presencia de matriz. Las arcillas, de composición mayormente illítica, constituyen el cemento más característico; éstas poseen aspecto micromicáceo y se encuentran finamente distribuidas en los cripto y microporos de la matriz, al igual que los óxidos de hierro. Se destaca la cementación tardía de calcita con textura micrítica.

Los ambientes de sedimentación también han influenciado los cementos a través del control ejercido sobre la madurez composicional y textural de las areniscas. En particular, el contenido de matriz es un factor altamente sensible al ambiente depositacional que, al controlar el tamaño de los espacios porales, ha determinando en muchos casos las texturas de los cementos en lo que hace al desarrollo y arreglo geométrico de los cristales. Así, las arenitas mineralógica y texturalmente más maduras pertenecientes a ambientes marinos litorales y fluviales muestran buen desarrollo de crecimientos secundarios y parches de caolinita, mientras que estos cementos se han visto fuertemente inhibidos en las arenitas más inmaduras de ambientes de abanicos aluviales, marino de plataforma y glaciario. La influencia del ambiente se refleja asimismo en las arenitas finas de barras de desembocadura deltaicas distales, cuya concentración de micas ha favorecido el desarrollo de cemento silíceo, y en la formación de concreciones de hematita asociadas a horizontes carbonosos de planicies de inundación fluviales.

El aumento regional en el grado de soterramiento hacia el oeste de la cuenca se ve reflejado en el aumento de las temperaturas diagenéticas en la misma dirección. La mayor abundancia de caolinita se registra en el sector oriental, sometida a las menores temperaturas diagenéticas relativas (55- 120°C). Por el contrario, hacia el borde occidental de la cuenca, la caolinita tiende a desaparecer, a la vez que aumentan las proporciones relativas de cuarzo, illita y clorita como respuesta a las mayores temperaturas diagenéticas relativas (~125°C).

Otros factores externos al sistema como lluvias de cenizas, disolución de bancos de yeso, aumento puntual de la temperatura diagenética por intrusiones volcánicas o aridización del clima favorecieron la generación de cementos de distribución más acotada, los cuales no están controlados por la composición de los fracción clástica.

Agradecimientos. La autora desea agradecer a Carlos O. Limarino, quien dirigió la Tesis Doctoral de la cual surgió la presente investigación, por la lectura crítica y las sugerencias efectuadas al manuscrito. Luis A. Spalletti alentó la publicación de este trabajo. Silvia Blanco Ibáñez y Marcelo Manassero, revisores de AAS Revista, aportaron valiosos comentarios que ayudaron a mejorar la versión final del mismo. Las tareas de campo y de gabinete han sido en parte financiadas por la Agencia Nacional de Promoción Científica y Tecnológica (PICT 04821).

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