ARTÍCULOS

Facies y geometrías de los depósitos aluviales cuaternarios en la quebrada del Portezuelo, Sierra de Mojotoro, provincia de Salta, Argentina

 

Sergio M. Georgieff¹ y Gustavo González Bonorino²

1. IESGLO, Universidad Nacional de Tucumán. Miguel Lillo 205. 4000- Tucumán. iesglount@infovia.com.ar
2. Universidad Nacional de Salta - CONICET. Buenos Aires 177, 4400-Salta. bonorino@ciunsa.edu.ar

Recibido: 14 de agosto de 2000.
Aceptado: 10 de diciembre de 2001.

 

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Resumen

La quebrada del Portezuelo está ubicada al este de la ciudad de Salta y atraviesa la sierra de Mojotoro en sentido este-oeste. La quebrada forma un valle estrecho de unos 500 a 1000 m de ancho con una altura promedio de 1200 m; las sierras circundantes alcanzan una cota de 1500 m. La ampliación de la autopista de acceso a la ciudad de Salta ha ocasionado el destape de las laderas del valle, dejando al descubierto depósitos cámbricos, ordovícicos y cuaternarios, estos últimos son los que se describen en este trabajo. Los relevamientos de perfiles de detalle han aportado evidencias sedimentarias (análisis de facies, arquitectura fluvial, direcciones de paleocorrientes, tamaño y composición de los clastos) que indican que la quebrada del Portezuelo fue una de las zonas de interconexión (a través de la sierra de Mojotoro) entre el valle de Lerma (al oeste) y el valle de Sianca (al este). Además, el espesor, rumbo y buzamiento de los depósitos cuaternarios (N350°/3ºO) y las direcciones de paleocorrientes hacia el este indican que la sedimentación en la quebrada del Portezuelo fue activa durante el levantamiento de la sierra de Mojotoro.
Las caracter ísticas sedimentológicas y ubicación estratigráfica de estos depósitos cuaternarios son diferentes a las propuestas para las unidades cuaternarias definidas para el valle de Lerma; por lo tanto definimos una nueva unidad estratigráfica que denominamos Formación Portezuelo. Esta unidad representa a todos los depósitos acumulados en la quebrada homónima y que presentan las siguientes características: 1. Depósitos conglomerádicos, clasto soporte (matriz sabulítica), estratificaciones cruzada en artesa, tabular planar y tabular irregular, cuerpos con geometrías lenticulares (base cóncava y techo plano a convexo), espesores entre 0,5 y 2 m; 2. Depósitos de limolitas - areniscas, estratificación tabular irregular y laminación paralela, raíces, restos de hojas y tallos, espesores de 1 a 3 m. Estos depósitos son interpretados como un sistema fluvial gravoso (que retrabajaba los clastos aportados por pequeños abanicos aluviales laterales) desarrollado sobre un valle de inundación limo - arenoso de tipo intermontano.

Palabras claves: Arquitectura fluvial; Pleistoceno Superior; Quebrada del Portezuelo; Salta.

EXTENDED ABSTRACT

Facies and geometry of Quaternary alluvial deposits in the quebrada del Portezuelo, Sierra de Mojotoro, Salta province, Argentina.

Salta city is located at the northern end of the Lerma Valley, which is a Quaternary tectonic depression bounded along the east by the Mojotoro Range, lying on the eastern border of Cordillera Oriental Geological Province (Baldis et al., 1976). The Mojotoro Range, with peaks at about 1,500 m a.s.l., is underlain by Proterozoic and lower Paleozoic sedimentary rocks in an east-vergent anticline. The Portezuelo Canyon is an east-west wind gap across the Mojotoro Range (Fig. 1). The Portezuelo Canyon is a narrow valley, 500 to 1,000 m in width at a mean altitude of 1,200 m a.s.l. Quaternary deposits resting unconformably on Paleozoic and older strata are locally preserved in the Portezuelo Canyon. Recent road works on National Highway 9 have produced excellent exposures of the Quaternary deposits; these exposures are studied in the present paper.
Studied Quaternary deposits in the Portezuelo Canyon occur as inclined beds (strike/slip: N350°/3°W) exposed almost continuously along approximately 350 m. These deposits are characterized by two main facies, Fig. 2: (1) conglomerate with a coarse-grained sandstone matrix, in light yellow (5Y 6/2 and 5Y 8/2; Rock-Color Chart Committee, 1991) beds showing imbricated pebble clusters, trough and low-angle planar cross-stratification, with convex-upward bases and concave-upward to flat tops; bed thickness ranges from 1 to 2 m and exposed widths are in the order of several tens of meters; and (2) siltstone to very fine-grained, light yellow red (10YR 6/4 y 10YR 4/4; Rock-Color Chart Committee, 1991), horizontally stratified sandstone beds 1 to 3 m thick, showing parallel lamination and scarce pebbles. More detailed facies subdivision is given in Table 1. Significant differences with established Quaternary formations in the Lerma Valley lead us to separate these deposits as the Portezuelo Formation. Clast source probably was mostly local from the sides of the ancient Portezuelo Canyon, fed by small alluvial fans or rock-avalanche deposits.
Field data were collected from detail sedimentological logs measured along gravel bodies (Figs. 2, 4 and 6). The geometry of deposits was obtained from photomosaics of the outcrops (Fig. 3). Sedimentological logs show the real thickness of gravel bodies, its facies vertical variations and space location. Moreover, they were useful to adjust photomosaics information. Interpretations are based on Bridge (1993b), Khan et al. (1997), Bridge and Georgieff (1997), Zaleha (1997), Georgieff (1998) and Bridge et al. (2000).
Most of paleocurrent directions were measured on imbricated clasts and they are toward the East and Northeast. Some measurements of channel-belt orientation were taken on the margin of gravel bodies to adjust the main direction of channel belt. Paleocurrent directions were not corrected by tilting because of the outcrop slip is only 3º toward West.
Surface hierarchy (Fig. 3) used is after Allen (1983). Four orders of surfaces were identify, we do not represent the orders 0 and 1 due to scale limitations.
Three gravel bodies were selected for the detail analysis of the fluvial architecture. These examples are near the base of the outcrops and therefore they are accessible to measure logs and paleocurrent directions. Besides, they represent different examples of processes and fluvial dynamics. Nine fluvial facies were recognized, six of them represent gravel channel belts and the other three represent floodplain deposits (Table 1).
Gravel body 11. Description: This gravel body has concaveupward base and flat to gentle convex-upward top (Fig. 4 a; location on Fig. 3a, facies 1, Table 1). Conglomerates and very coarse sandstones show trough cross and planar stratifications from the center to the ends of the body (Fig. 4b; logs 1 to 5; Table 1: facies 1 and 2). Thickest part of body is located between logs 3 and 4. Large cross stratification (1.5 m thick) is developed from left to right associated to thickness increasing in the same direction (facies 2, Table 1). The logs show grain size decrease laterally (to right) and they only show vertical variations into stratum. Paleocurrent directions are toward North and North-Northwest.
Interpretation. The Figure 5 shows an evolution model for this body (facies 1 and 2, Table 1). Six evolution stages have been recognized. The first stage corresponds to the initial erosion of the bed including the base of the channel between logs 3 and 4. The four following stages are characterized by the development of the sigmoide stratification. These stages show the episodic expansion of the bar during floods and the migration of the thalweg up and the right, developing the steps worked in the basal surface of the body, at the time the external bank of the bend is eroded. The result of this process is a topographical ascent of the bar floor and the thalweg with its consequent decrease of the depth. A possible explanation for this geometry is that the traverse section of the channel decreases as it expands the bar and also decreases the flow and the erosion capacity. Another possible explanation is that the expansion of the lateral bar bears the increment of the width of the channel, a decrease in the water depth and a smaller erosion capacity to the bottom of the bar. In this second explanation the wet perimeter stays equally due to the erosion of the external bank and it is not necessary to suppose a reduction in the flow.
During the fifth stage, the bar shows a new migration and the bed is eroded, conferring to the channel body the definitive geometry. Finally, in the sixth stage the bar deposited in the fifth stage is partially eroded and the residual depression is stuffed gradually (perhaps in more than an event). In conclusion, this body is interpreted as a channel with a bar of lateral accretion (Fig. 4c). The reconstruction shown in the figure 4c corresponds at the time in that the channel had the maximum depth.
Gravel body 14. Description: The base is irregular to flat and the top is gentle convex-upward (facies 3 and 4, Fig. 4, location on Fig. 3a, Table 1). Massive and planar stratifications of conglomerates form the deposit (from right to left). Very good pebble-cluster imbrications were measured in the right side (Fig. 4b, log 6; facies 3, Table 1). Trough cross and planar stratifications are main sedimentary structures on the left end (Fig. 4b, log 5; facies 1 and 4, Table 1). A fine-upward variation was recorded on the logs. The maximum thickness of this body is coincident with log 6 (Fig. 4b) and decrease to both sides.
Interpretation. The convex top in the right side of the body and the good imbrication of the clasts indicate that it is a sector of a bar-head (Fig. 4c; facies 3, Table 1). The gentle inclination of the surfaces toward the left indicates a growth of the bar in the down-stream direction. The scarce dispersion in the paleocurrent directions and the low angle of the surfaces is indicative of alternate-bar (very possibly a longitudinal bar) and the migration was mainly down-stream (translation; facies 4, Table 1). The increase of the grain size associated to the surfaces of 2 nd order indicates a seasonal flow and that these deposits possibly correspond to ephemeral rivers. The reconstruction proposed in the figure 4c corresponds to the bar top for that reason it is only represented the contour of the bar, since this surface of growth covers to the previous one.
Gravel body 31. Description: This body is longer than the outcrop's width (Fig. 6; location on Fig. 3b). Its base is irregular and concave-upward (logs 1, 2 and 4), flat (log 5) or gentle convex-upward (log 3); the top is flat to gentle convexupward. It is formed by conglomerates with trough cross stratifications (Fig. 6 a and b, logs 1, 2 and 4; facies 1, Table 1) and low angle inclined strata (logs 3 and 5; facies 4, Table 1). A clear lateral variation on the thickness body is associated to changes in sedimentary structures and grain size. The fining-upward arrangement of the deposit was also recorded.
Interpretation. The areas of concave-upward base are interpreted as main channel deposits (logs 1, 2 and 4; facies 1, Table 1) separated by gravelly center bars, which are characterized by a convex-upward to flat base (logs 3 and 5). The paleocurrent directions and the grain size variations indicate mid and head bar sections, being also indicated the translation, main and secondary expansion (notice the difference in the inclinations in the contacts of 2nd order of the migration for expansion, Fig. 6 a and b). The body 31 is interpreted like a part of a multi-channel gravel system (braided river), with the channels separated by gravelly to sandy alternate bars.
The Portezuelo Formation fluvial channels were single- (Figs. 4 and 5) and multi-threaded (Fig. 6), locally occupied by bars that migrated by downstream translation (Fig. 4c, Gravel body 14) and lateral expansion (Fig. 4c, Gravel body 11, and Fig. 4). Secondary, crevasse splay- and floodplainchannels were associated with the major channels. Steepwalled gullies are present at the base of major channels (Fig. 3). Fluvial facies in the Portezuelo Formation are attributed to a gravelly braided fluvial system that flowed onto a silty alluvial plain bounded by steep rocky margins (Fig. 7). These fluvial channels were antecedent river relative to the Mojotoro Range.

Key words: Fluvial architecture; Upper Pleistocene; Portezuelo Canyon; Salta.

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INTRODUCCIÓN

En el borde oriental de la Cordillera Oriental (Baldis et al., 1976), al este de la ciudad de Salta y del valle de Lerma, se eleva la sierra de Mojotoro, conformada por un anticlinal volcado hacia el este estructurado en estratos sedimentarios del Proterozoico (Formación Puncoviscana) y del Paleozoico inferior (Grupo Santa Victoria) (Fig. 1; Turner, 1960; Moya, 1988, 1998). La quebrada del Portezuelo cruza la sierra de Mojotoro con dirección OSO-ENE, comunicando el valle de Lerma con el valle de Sianca, al este de la Cordillera Oriental (Fig. 1). La quebrada del Portezuelo tiene un ancho de 500 a 1000 m, con piso plano a una altura promedio de 1200 m s.n.m., profundamente encajado en las rocas antiguas de la sierra de Mojotoro (Fig. 1b). El piso de la quebrada del Portezuelo está revestido por un delgado manto de arenas y gravas del Cuaternario (Fig. 1b) que están mayormente cubiertas por una densa vegetación. Los recientes trabajos de ampliación de la Ruta Nacional 9 han expuesto estos depósitos cuaternarios en varios cortes profundos. Basándose en estos excelentes afloramientos, el presente trabajo discute la sedimentología del Cuaternario en la quebrada del Portezuelo y el tipo de sistemas fluviales que estuvieron activos aun después de haber comenzado la elevación de la sierra de Mojotoro (Georgieff, 1999), aproximadamente en el Pleistoceno Tardío.

Figura 1. (a) Mapa geológico de la zona de estudio, destacando la ubicación de la quebrada del Portezuelo y la Formación Portezuelo. A-A´ indica el corte de la Figura 1b. (b) Corte transversal de la quebrada del Portezuelo mostrando la relación estratigráfica entre la Formación Portezuelo y las rocas del Precámbrico - Paleozoico inferior.
Figure 1. (a) Geological map of study area, showing the location of the Portezuelo Canyon and the Portezuelo Formation. A-A´ shows site of transverse section in Figure 1b. (b) Cross-section of Portezuelo Canyon showing the stratigraphic relationship between the Portezuelo Formation and the Precambrian - Lower Paleozoic rocks.

METODOLOGÍA

Los datos de campo se obtuvieron a partir de mediciones de perfiles de detalle y dibujos sobre fotomosaicos de los afloramientos (Figs. 2 y 3). Los perfiles fueron utilizados para obtener los espesores reales de los estratos y ajustar la información de los fotomosaicos y estos últimos sirvieron para ubicar la posición de los perfiles.

Figura 2. Perfil tipo de la Formación Portezuelo. La ubicación del perfil está indicada en las figuras 1a y 3a.
Figure 2. Columnar section of the Portezuelo Formation. The location is indicated on Figures 1a and 3a.

Figura 3. Estratigrafía y distribución espacial de los cuerpos gravosos de la Formación Portezuelo en (a) afloramiento 1 y (b) afloramiento 2, realizados a partir de fotomosaicos. Los cuerpos gravosos de mayor desarrollo han sido numerados en forma correlativa.
Figure 3. Stratigraphy and spatial distribution of gravel bodies for the Portezuelo Formation in (a) outcrop 1 and (b) outcrop 2, traced from photomosaics. Major gravel bodies are numbered in sequence.

Los principales cuerpos gravosos (Fig. 3) han sido numerados en forma correlativa para facilitar la ubicación durante la descripción e interpretación. Los cuerpos delgados de gravas no se encuentran dibujados ni identificados en las figuras debido a limitaciones de escala.

En la jerarquización de las superficies (Fig. 3) se ha utilizado la metodología propuesta por Allen (1983). Se han identificado los cuatro órdenes de contacto. Los contactos de 3º orden han sido utilizados para individualizar y separar a los cuerpos gravosos mayores (Fig. 3), los contactos de 2º orden representan los límites entre cosets dentro de los cuerpos gravosos mayores (Fig. 3), los contactos de 1° orden separan los sets de estratificación y los contactos de orden 0 representan las laminaciones. Debido a limitaciones en la escala de dibujo se han representado solamente los contactos de 3° y 2° orden.

Los perfiles de detalle permitieron obtener la variación vertical de las facies, los espesores de los cuerpos y su ubicación espacial. La metodología de descripción corresponde a la propuesta por Bridge (1993a). Las interpretaciones se basan en los trabajos de Bridge (1993b), Khan et al. (1997), Bridge y Georgieff (1997), Zaleha (1997), Georgieff (1998), Bridge et al. (2000), entre otros.

Los valores de dirección de paleocorrientes fueron tomados principalmente en conjuntos de clastos imbricados y algunas mediciones de dirección fueron realizadas en los márgenes de los cuerpos principales para complementar la idea general de la dirección de elongación de los cuerpos fluviales (faja de canales). Los valores de paleocorrientes obtenidos no fueron corregidos a la horizontal porque la inclinación de las capas es de 3º. Los valores obtenidos indican una variación importante entre cuerpos, no así dentro los cuerpos.

FORMACIÓN PORTEZUELO

Se propone el nombre de Formación Portezuelo para designar los depósitos del Cuaternario aflorantes en la quebrada del Portezuelo (Fig. 1). La base de la Formación Portezuelo es una discordancia de alto ángulo sobre los estratos plegados del Proterozoico y Paleozoico Inferior y su techo es una discordancia de bajo ángulo cubierta por depósitos de derrubio actuales. La Formación Portezuelo se compone de dos principales tipos de depósitos (Figs. 2 y 3): (1) conglomerado clasto soporte con matriz sabulítica alternando con arenisca conglomerádica, en bancos grises verdosos claros (5Y 8/2 y 5Y 6/2; Rock-Color Chart Committee, 1991) que conforman cuerpos lenticulares de bases irregulares, con espesores entre 0,5 y 2 m, y (2) limolita a arenisca muy fina, en bancos tabulares castaño rojizos claros (10YR 6/4 y 10YR 4/4; Rock- Color Chart Committee, 1991), bioturbados por raíces, con restos de hojas, tallos y sábulos dispersos (ver Tabla 1). Los sedimentos de la Formación Portezuelo se acumularon en un ambiente de sistemas fluviales enlazados gravosos con llanuras de inundación asociadas y cascajo de ladera que formaban pequeños abanicos aluviales adosados a los flancos del valle intermontano que aportaban el material gravoso al sistema. La edad de la Formación Portezuelo se estima en el Pleistoceno Superior por comparación con la estratigrafía establecida para el valle de Lerma (Gallardo et al., 1996; Gallardo y Georgieff, 1999).

Tabla 1. Descripción e interpretación de las facies de la Formación Portezuelo.
Table 1. Description and interpretation of the lithofacies of the Portezuelo Formation.

DESCRIPCIÓN DE LOS AFLORAMIENTOS

Los depósitos de la Formación Portezuelo estudiados para este trabajo afloran principalmente en dos cortes de ruta frescos, de paredes verticales, de 100 y 150 m de largo y 15 m de alto, designados como afloramientos 1 y 2 (Figs. 1a y 3). El corte del afloramiento 1 está orientado N60ºE y el del afloramiento 2, N85ºE. Ambos cortes están separados por aproximadamente 200 m de cubierta reciente y vegetación pero se pueden correlacionar siguiendo un banco de toba (entre los cuerpos 12 y 13 y por encima del cuerpo 14 (Fig. 3a), y en el techo del cuerpo 31, Fig. 3b).

En el afloramiento 1 se han reconocido 14 cuerpos gravosos mayores con bases irregulares planas a cóncavas y techos planos a suavemente convexos (Fig. 3a; facies 1 a 4, Tabla 1). En las bases de los cuerpos 4, 5, 8 y 10 se observan profundos y estrechos surcos de paredes casi verticales interpretados como cárcavas (facies 5, Tabla 1). En la parte central del afloramiento, los cuerpos 8, 9 y 10 están amalgamados verticalmente en toda su longitud; más arriba, los cuerpos 3, 4 y 5 están parcialmente amalgamados. Las orientaciones de los clastos imbricados (At-Bi) de los cuerpos 11, 12, 13 y 14 indican una dirección media de paleocorrientes hacia 25º (NNE); ver detalle de las paleocorrientes en la Figura 4a. Los cuerpos conglomerádicos de relleno de canal cubren aproximadamente el 60 % de la superficie del afloramiento y los depósitos de planicie de inundación un 40 %.

Figura 4. Arquitectura de los cuerpos gravosos 11 y 14 (ubicación en la Fig. 3a). Las direcciones de paleocorrientes en la figura están referidas al norte (hacia abajo). (a) Geometría general y superficies de segundo y tercer orden de los cuerpos. (b) Perfiles de detalle para mostrar los cambios de facies verticales y laterales (ver referencias en la Fig. 2). (c) Reconstrucciones en planta a escala de los cuerpos 11 y 14; la línea NE-SO está referida al mismo norte arbitrario; notar cambio en la escala horizontal (ver explicaciones en el texto).
Figure 4. Architecture of gravel bodies 11 and 14 (see Fig. 3a for location). Paleocurrent directions are referred to the north downward. (a) General geometry and second and third order surfaces of gravel bodies 11 and 14. (b) Detailed profiles to show vertical and lateral facies changes (references in Fig. 2). (c) Plan view, scaled reconstruction of gravel bodies 11 and 14; the NE-SW oriented line is also referred to the north downward. Note the change in horizontal scale (see text for explanations).

El afloramiento 2 comprende 19 cuerpos gravosos principales. Los cuerpos 27 a 33 tienen geometrías y dimensiones similares a los del afloramiento 1 y están parcialmente amalgamados. En cambio los cuerpos 15 a 26 son canales menores (canales de planicie o floodplain channels y escorrenteras o crevasse channels; facies 6, Tabla 1) en general no están en contacto sino separados por potentes espesores de depósitos de planicie de inundación (Fig. 3b). La dirección media de los clastos imbricados en el cuerpo 31 es hacia 354º (N). La proporción de cuerpos gravosos disminuye a un 35 % en relación con 65% para los depósitos de limolita - arenisca

Los clastos de mayor tamaño de los depósitos conglomerádicos consisten principalmente en filita (98 % del total, en tamaño guija) son discoidales, subredondeados a subangulosos, con un promedio de tamaño máximo de 20,8 cm. En menor proporción (2 % en tamaño guija) se encuentran clastos subredondeados de esquisto de alto grado y de granito con un promedio de tamaño máximo de 11,5 cm. El tamaño general de los clastos varía entre 5 y 10 cm y presentan una muy buena imbricación.

El material fino depositado entre los cuerpos gravosos corresponde a una limolita a arenisca muy fina bioturbada castaño rojiza clara. El material es pulverulento con la laminación frecuentemente obliterada y con abundantes sábulos dispersos (facies 7 a 9, Tabla 1).

ARQUITECTURA FLUVIAL

Se seleccionaron tres cuerpos gravosos para un análisis detallado de la arquitectura fluvial. La selección estuvo principalmente condicionada por la accesibilidad para realizar las observaciones y, por ende, se eligieron cuerpos cerca de la base en cada afloramiento. No obstante, los cuerpos elegidos representan distintos ejemplos de procesos y dinámica fluvial. Para el análisis arquitectural se emplea una clasificación en nueve facies (Tabla 1). En el caso de las tres facies interpretadas como de planicie de inundación se realizaron observaciones de las características de cada una de ellas pero el análisis e interpretación realizada en este trabajo se centra en las facies gravosas de la Formación Portezuelo.

Cuerpo Conglomerádico 11

Descripción. Este cuerpo gravoso tiene base cóncava y techo plano a suavemente convexo (Fig. 4a; ubicación en la Fig. 3a, facies 1, Tabla 1). Está compuesto por conglomerados y areniscas conglomerádicas en estratos sigmoides que muestran el pasaje lateral de estratificación cruzada en artesa a estratificación cruzada planar en conjuntos tabulares desde el centro hacia los márgenes del cuerpo (Fig. 4b; perfiles 1, 2, 3, 4 y 5; facies 1 y 2, Tabla 1). El mayor espesor del cuerpo se encuentra entre los perfiles 3 y 4 asociado a la geometría cóncava de la base. Los estratos sigmoides se desarrollan de izquierda a derecha (perfiles 1 a 6) junto a una disminución del espesor del cuerpo en el mismo sentido (facies 2, Tabla 1). La granulometría disminuye lateralmente (hacia la derecha) y presenta variaciones verticales sólo dentro del estrato. Los rodados imbricados indican paleocorrientes hacia el norte y nor-noroeste.

Interpretación. La Figura 5 muestra un modelo de evolución para este cuerpo (interpretación de facies 1 y 2, Tabla 1). Se han reconocido 6 etapas de evolución. La primera etapa corresponde a la erosión inicial del sustrato incluyendo la base del canal entre los perfiles 3 y 4. Las cuatro siguientes etapas, caracterizadas por el desarrollo de la estratificación sigmoide, muestran la expansión episódica de la barra durante las crecientes y la migración del talweg hacia arriba y la derecha, dando lugar a los escalones labrados en la superficie basal del cuerpo, al tiempo que se erosiona el margen externo del curso de agua. El resultado de este proceso es un ascenso topográfico del piso de la barra lateral y del talweg y una consecuente disminución de la profundidad máxima. Una posible explicación para esta geometría es que la sección transversal del canal disminuye a medida que se expande la barra y paralelamente disminuye el caudal y la capacidad de erosión. Otra posible explicación es que la expansión de la barra lateral conlleva el incremento del ancho del canal, una disminución en la profundidad de agua y una menor capacidad de erosión al pie de la barra. En esta segunda explicación el perímetro mojado se mantiene igual gracias a la erosión del margen externo y no es necesario suponer una disminución en el caudal de crecida.

Figura 5. Modelo de evolución del cuerpo gravoso 11. Se muestran seis etapas de desarrollo, de abajo hacia arriba. Ver detalles en el texto.
Figure 5. Evolutionary sketch model of gravel body 11. Six stages of development are shown, from base to top. See text for details.

Durante la quinta etapa, la barra acreciona nuevamente y se erosiona el sustrato, confiriendo al cuerpo de canal la geometría definitiva. Finalmente, en la sexta etapa se erosiona parcialmente la barra depositada en la quinta etapa y la depresión residual se rellena paulatinamente (tal vez en más de un evento). En conclusión, este cuerpo es interpretado como un canal con una barra de acreción lateral (Fig. 4c). La reconstrucción mostrada en la figura 4c corresponde al tiempo en que el canal tenía la máxima profundidad.

Cuerpo Conglomerádico 14

Descripción. Este cuerpo tiene una base irregular, suavemente convexa, y techo convexo (Fig. 4 a; ubicación en la Fig. 3a, facies 3 y 4, Tabla 1). El depósito está formado por conglomerados con estratificación maciza y una muy buena imbricación de clastos en el extremo derecho de la figura 4b (perfil 6; facies 3, Tabla 1); hacia la izquierda pasa a estratificación cruzada tabular planar de bajo ángulo (Fig. 4b, perfil 5) y en el extremo izquierdo de la figura (perfil 4) puede observarse algunas capas con estratificación cruzada en artesa (facies 4, Tabla 1). El depósito está formado por estratos granodecrecientes de conglomerados medios a finos, alcanza el mayor espesor casi coincidente con el perfil 6 (Fig. 4 a y b) y disminuye hacia ambos extremos. Las imbricaciones de clastos indican paleocorrientes hacia el ENE.

Interpretación. El techo convexo en el lado derecho del cuerpo y la buena imbricación de los clastos indican que se trata de un sector de cabecera de una barra (interpretación facies 3, Tabla 1). La suave inclinación de las superficies hacia la izquierda indican un crecimiento de la barra en el mismo sentido. La escasa dispersión en las direcciones de paleocorrientes y el bajo ángulo de inclinación de las superficies son indicadores de que la barra es de centro de canal (muy posiblemente una barra longitudinal) y que la migración era principalmente por traslación en la dirección de la corriente (interpertación facies 4, Tabla 1). El aumento del tamaño de grano asociado a las superficies de 2º orden indica que existía una estacionalidad en el caudal y que posiblemente estos depósitos correspondan a ríos efímeros. La reconstrucción propuesta en la figura 4c corresponde al techo de la barra y por eso está representado sólo el contorno de la barra, ya que esta superficie de crecimiento cubre a la anterior.

Cuerpo Conglomerádico 31

Descripción. La longitud de este cuerpo excede el largo del afloramiento (Fig. 6; ubicación en la Fig. 3b). La base es irregular y cóncava (perfiles 1, 2 y 4), plana (perfil 5) o suavemente convexa (perfil 3); el techo es plano a suavemente convexo (Fig. 6 a). Se compone de conglomerados clasto-soporte o matriz-soporte. La estratificación es cruzada en artesa (Fig. 6 b, perfiles 1, 2 y 4; facies 1, Tabla 1) y tabular planar de bajo ángulo (perfiles 3 y 5; facies 4, Tabla 1). Los contactos de 2º orden en la base del cuerpo muestran geometría tangencial entre los perfiles 2 y 5. Existe una marcada variación lateral en el espesor de los estratos, asociada a cambios en la granulometría y en las estructuras. En general el arreglo vertical es granodecreciente asociado a los contactos de 2º orden. Los clastos imbricados indican paleocorrientes hacia el NNE-NNO.

Figura 6. (a) Arquitectura del cuerpo gravoso 31 (ver ubicación en la Fig. 3b). Las direcciones de paleocorrientes en la figura están referidas al norte (hacia abajo). a. Geometría general y arreglo interno del cuerpo. Se indican las superficies de segundo y tercer orden. (b) Perfiles de detalle para mostrar los cambios de facies verticales y laterales (referencias en la Fig. 1b). (c) Reconstrucciones en planta a escala del cuerpo 31; la línea E-O está referida al mismo norte arbitrario Ver explicaciones en el texto.
Figure 6. Architecture of gravel body 31 (see Fig. 3b for location). Paleocurrent directions are referred to the north downward. (a) Trace of gravel body and their main internal surfaces. (b) Detailed profiles to show vertical and lateral facies changes (references in Fig. 1b. (c) Plan view, scaled reconstruction of gravel body 31; the NE-SW oriented line is referred to the north downward. Note the change in horizontal scale (see text for explanations).

Interpretación. Las zonas de base convexa se asocian a depósitos de barras gravosas de centro de canal separadas por canales principales, caracterizados por una base cóncava (Fig 6c: barras de centro de canal, perfiles 3 y 5; canales principales, perfiles 1, 2 y 4). Las paleocorrientes y la granulometría indican que el sector expuesto de la barra corresponde a la parte media y cabecera, indicándose además la dirección de traslación y expansión principal y secundaria (nótese la diferencia en las inclinaciones en los contactos de 2º orden para las migraciones por expansión, Fig.6 a y b). El cuerpo 31 se interpreta como parte de un sistema fluvial gravoso multicanal, con los canales separados por barras gravosas a arenosas de centro de canal.

PALEOAMENBIENTE

Las facies fluviales de la Formación Portezuelo corresponden a un sistema gravoso de baja sinuosidad de tipo enlazado (braided). Los canales eran móviles, monocanal (Figs. 4 y 5) y multicanales (Fig. 6) con crecimiento de las barras gravosas por traslación en la dirección de la corriente (Fig. 4c, cuerpo conglomerádico 14) y por expansión lateral (Fig. 4c, cuerpo conglomeradico 11, y Fig. 4). Los canales menores, canales de planicie (floodplain channels) o canales de escorrenteras (crevasse channels) se asocian a los canales principales o pueden estar separados de ellos. Además, se han preservado profundas cárcavas rellenas por material conglomerádico en la base de los cuerpos canalizados principales (Fig. 3).

Las fajas de canales se desarrollaron en un valle excavado de paredes abruptas sobre una planicie de inundación limo-arenosa con desarrollo de pequeñas plantas y cambios granulométricos (arena muy fina a limo) desde las márgenes de los canales hacia las zonas más alejadas de la actividad fluvial (Fig. 7). Estos canales fluviales formaron un río antecedente con respecto al levantamiento de la sierra de Mojotoro.

Figura 7. Modelo esquemático de la sedimentación fluvial de la Formación Portezuelo.
Figure 7. Fluvial sedimentation sketch of Portezuelo Formation.

Agradecimientos. Este trabajo es parte de la beca postdoctoral del CONICET de SMG y se encuentra dentro del marco del proyecto CONICET nº 0400/98, dirigido por GGB. Queremos agradecer las sugerencias de Lucía M. Ibañez en la lectura de la primera versión de este trabajo. Las correcciones de los árbitros Dres. Gonzalo Veiga, Ricardo Melchor y de un revisor anónimo han permitido mejorar el trabajo final.

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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