ARTÍCULOS

Análisis sedimentológico de la formación La Invernada, pleistoceno tardío-holoceno, pedemonte de las Sierras de Comechingones. Provincia de Córdoba, Argentina

Ana María Combina¹ y María Lidia Sanchez ²

¹CONICET- Facultad de Ingeniería. Universidad Nacional de Río Cuarto Ruta Nac. 36 -km. 601 / (CP X5804BYA) Río Cuarto - Córdoba, Argentina
acombina@ing.unrc.edu.ar

²Departamento de Geología. Universidad Nacional de Río Cuarto.
msanchez@exa.unrc.edu.ar

Recibido: 30 de septiembre de 2003
Aceptado: 16 de diciembre de 2003

RESUMEN Se estudió una sucesión sedimentaria del Pleistoceno tardío-Holoceno temprano de la Formación La Invernada, al oeste de la Sierra de Comenchigones. Con el objeto de establecer la distribución y evolución de los paleoambientes sedimentarios se realizó un análisis de facies que permitió identificar siete facies que fueron agrupadas en cuatro asociaciones de facies. La mismas son características de ambientes de abanico terminal, fluvial y eólico que respondieron al control ejercido por el clima.
Se determinó la existencia de dos etapas sedimentarias diferentes: la primera etapa se caracteriza por la depositación en forma conjunta de mantos loéssicos y sistemas de abanicos terminales progradantes, bajo condiciones de clima árido a semiárido. La segunda etapa de sedimentación corresponde a un sistema fluvial de baja sinuosidad, con implantación de vegetación en los canales abandonados y en las áreas de interfluvios procesos de pedogénesis. Este paleoambiente se desarrolló bajo condiciones más frías y de mayor humedad que en el período anterior. El análisis mineralógico de la fracción arenosa indican que, a pesar de no existir variaciones composicionales mayores, hubo tres fuentes de provisión de sedimentos: rocas del basamento cristalino (orógeno de Sierras Pampeanas), volcanitas ácidas y sedimentos cenozoicos retrabajados.

Palabras claves: Sedimentación; Abanicos terminales; Loess; Paleoclima; Sierra de Comechingones

EXTENDED ABSTRACT

Sedimentologic analysis of La Invernada Fm, Late Pleistocene-Holocene, foothills of the Sierra de Comechingones, Province of Córdoba, Argentina

This work is aimed at analyzing the sedimentology and paleoenviroment of the Late Pleistoceneearly Holocene deposits outcropping along several creeks which drain the eastern foothills of the southern Sierra de Comechingones. To investigate the vertical and spatial relationships between fluvial and aeolian deposits, 18 detailed vertical sections were logged and complemented with several architectural panels and discontinuity surface tracing along 30 km in a NNW-SSE trend (Fig. 1). The facies analysis was accompanied by mineralogical characterization of the sand-sized grain fraction (0.062 mm) and the fossil register. The climatic factors were considered to define the paleoenviromental model. The succession studied is part of La Invernada Fm (Cantú, 1992), presents a maximum thickness of 15 m and overlie discordantly over older quaternary sediments assigned to either Pampeano Fm (Frenguelli, 1955) or Conchancharava Fm (Cantú, 1992). Bones and isolated fossil pieces indicating Lujanense Mammal Age were found within the studied sediments. These fossils belong to the Pampeano and Central Domain, and most of them were interpreted to belong to browsers and grazers.
The mineral constituents within the sand fraction are uniform in all deposits studied. However, in considering individual minerals, the observation of differences in the advance of weathering and morphometric properties suggest that at least two populations of minerals coexist within every sample.
The light minerals, including quartz, alkali feldspar, plagioclase, and volcanogenic components (volcanic fragments) make up most of each sample (up to 98 %). Whereas heavy minerals usually appear in low concentration, they show a wide spectrum given by combinations of pyroxenes, amphiboles, micas, lithoclast, garnet, apatite, turmaline, oxides, epidotes, and olivines. Mineral constituents reveal the existence of three sources of clastic sediments: crystalline basement rocks (Sierras Pampeanas), acid volcanic rocks, and Cenozoic recycled sediments.
Seven sedimentary facies (Table 1) were identified, one of them of aeolian nature and the others related to fluvial systems. According to the characteristics observed the facies were grouped in four facies associations (AF-1, AF-2, AF-3 y AF-4).
Facies association 1 (AF-1): constituted by facies A and B or A and C, forms lens-shaped bodies bounded by sharp erosive limits; occasionally, the limits present irregular shapes. This association has been recognized regionally, and is interpreted as channel fills which were high-energy flows rapidly loosing energy, usually known as ephemeral flows (facies A and B) and hyperconcentrated sandy flows (facies C). Sometimes, this association consists only of amalgamated units of facies C. Considered individually, each channel fill represents, thereof, either a unique event or several episodes of channelised floods under ephemeral flow conditions close to the feeder zone.
Facies association 2 (AF-2): involves facies B, C, and E continuously covering hundreds of meters, and usually accumulates to form tabular bodies. This association is separated by erosional surfaces that define sharp limits (Photo 8). It has been interpreted to represent a system of braided channels draining the distributing zone of a terminal fan. Recurrence of events led to the stacking of units conforming tabular bodies.
Facies Association 3 (AF-3): composed by facies E and F; constitutes tabular units, and within each of them the facies represent cycles generated under highly variable flow conditions and quick loss of energy (Photo 10). This facies association represents a distal terminal fan environment.
Facies Association (AF-4): This includes mainly facies D y G. It normally presents a thickness ranging from 2 m to 10 m. This association locally passes to lenticular bodies of the D facies (Photo 9). The facies G corresponds to aeolian sheet deposits (loess), whereas facies D shows the presence of paleosoils formed under saturated environments in zones of impeded drainage. Spatial relationships between both facies (D and G), dissimilar lithological features found in each facies, and the particular geometric configuration of facies D, lead to infer the development of low sinuosity channels contemporary with the loess deposition. The installation of vegetation suggests the association underwent a change in the redox levels that produced the precipitation of iron carbonate and oxide, while the fluctuation of the phreatic level controlled the variations in the Eh and pH lines. The formation of hematite-rich rizhoconcretions implies that the pH value should have varied between 7 and 8 whereas the Eh line may have fluctuated within the range 0.0 and +0.1.
The distribution and geometry of the facies associations indicate that the paleoenvironmental evolution went through two distinct stages. The first stage is characterized by an intense aeolian aggradation process with formation of thick aeolian sheets (facies G). The lateral variation of facies associations results from the development of a terminal fan system (AF-1, AF-2 AF- 3) synchronously with the deposition of loess (facies G). In several columns it has been observed an upward transition from non-channeled flows to braided channels with multilateral relationships, an evidence that demonstrates the progradation of the system (Fig. 6a, photo 11). The development of these terminal fan systems happened on a palaeosurface of low gradient (between 2° and 5°E), under arid or semiarid climatic conditions, typical of extraglacier areas. The presence of fauna fossils that include big herbivores, indicates the preponderance of a semiarid regime not so rigorous, as it allowed the coexistence of browsers and grazers
The second stage is represented by the AF-4, corresponding to the implantation of a low sinuosity system, of which sectors of abandoned channels are registered (facies D), with profuse vegetal colonization and pedogenetic processes typical of poorly drained areas. The presence of a sandy fluvial system strongly fits in the loessic mantels and with a design stack architectural it suggests an amplification of the area of tributary to the system, with the incorporation of new areas sources under conditions of low generation of accommodation space. The paleoenvironmental evidences and the sandy nature of the channels included in the loessic sections, suggest changes in the sediment supplyaccommodation space relationship that can be associated with a contemporary change in the base level.

Key woods: Sedimentation; Terminal fans; Loess; Palaeoclimatology; Comechingones

INTRODUCCIÓN

El extenso dominio de llanura al sur de la provincia de Córdoba, es parte de la llanura Chacoparanaense y es considerada por Chebli et al. (1999) como una cuenca de antepaís que colecta los sedimentos provenientes del orógeno Andino desde el Mioceno. La tendencia geodinámica actual es probablemente negativa a neutra, como producto de una transición entre la subsidencia mesozoica y la inversión andina.

Al sudeste de las Sierras Pampeanas Orientales, afloran potentes secuencias continentales cenozoicas, de las cuales en el Cuaternario del sur de la provincia de Córdoba se han identificado numerosos depósitos limoarenosos asignados a corrientes fluviales efímeras (Combina, 1990 a,b; Sánchez y Combina, 1991; Combina y Sánchez, 1992, 2002) intercaladas con depósitos eólicos loéssicos (Poiré et al., 1988, 1989), incluidos dentro de la Formación La Invernada (Cantú, 1992).

Los hallazgos de vertebrados fósiles, entre ellos Gliptodontidae, Octodontidae, Cervidae, Camelidae y Dacipodidae (Casali, 1987), Scelidotherium leptocephalum; Sclerocalyptus sp. (Cruz, 2003) y Sclerocalyptus aff ornatus permitiría asignar la Formación La Invernada a una Edad Mamífero Lujanense.

El conjunto fluvio-eólico se presenta en paquetes tabulares de hasta 20 m de espesor y varios kilómetros de extensión lateral y se apoya sobre depósitos de la Formación Pampiano o más modernos, según las localidades. La paleosuperficie depositacional refleja bajas pendientes que controlaron el desarrollo de los sistemas aluviales, en tanto es notorio el control estructural local (Paredes et al., 1990) y regional.

El objetivo de este trabajo es el análisis sedimentológico y paleoambiental de la Formación La Invernada del Pleistoceno tardío-Holoceno temprano, del pedemonte occidental de las Sierras de Comechingones. Para ello, se analiza la sedimentología, la arquitectura depositacional y en forma conjunta la mineralogía y el contenido fosilífero en el área de los arroyos Cipión, Barranquita y Santa Catalina (Fig. 1), valorándose los factores climáticos que condicionaron la evolución del sistema.

Figura 1: Area de estudio
Figure 1: Study area.

Los sedimentos estudiados componen una sucesión de 20 m de potencia máxima. El espesor de los mismos aumenta progresivamente hacia el SSE coincidentemente con la posición estructural del bloque de basamento sobre el cual descansan. Éste es responsable de la configuración general deprimida del sector adyacente al orógeno de Sierras de Comechingones.

ESTRATIGRAFÍA DEL ÁREA

Sobre rocas del basamento cristalino de la Sierra de Comechingones, se asienta en forma discordante una sucesión sedimentaria integrada por depósitos fluviales que han sido incluidos en la Formación Alpa Corral (Cantú, 1992). Esta Unidad sería equivalente a la Formación Belgrano (Santa Cruz, 1972 y 1978) y a la Unidad "Conglomerados" de Sanabria y Argüello (2003), en el norte de la provincia de Córdoba, de edad Plio-Pleistoceno (Santa Cruz, 1972, 1978; Cantú, 1992, 1998; Sanabria y Argüello, 2003).

Sobre ésta, yace discordantemente la Formación Pampiano (Frenguelli, 1955) integrada por sedimentos limosos y limoarenosos muy finos de origen fluvial y depósitos de loess eólicos con alto grado de cementación con carbonatos. Esta formación ha sido asignada al Pleistoceno medio-tardío, por el hallazgo de un maxilar de Smilodon sp.; Sanabria y Argüello (2003) correlacionan a esta Unidad con el Miembro inferior de la Formación Río Primero (Santa Cruz, 1972, 1978) y con la Unidad "Limos Arcillosos". Las dataciones por termoluminisencia (TL), luminiscencia ópticamente estimulada (OSL) y luminiscencia ópticamente estimulada por infrarrojo (IRSL) arrojan una edad que varía entre los 99.7 + 17,5 ka y los 55,6 + 10 ka. Localmente, sobre la Formación Pampiano, se desarrolla un suelo denominado Geosuelo Estancia El Cerrito (Cantú, 1998), el cual es asociado a la formación de calcretes locales que arrojaron edades radiocarbónicas que varían entre 27,75 + 1 ka y 22,8 + 0,5 ka AP, ubicándolo en el Pleistoceno tardío (Schiavo, 2003; Degiovanni et al., 2003). Su límite superior es una discordancia erosiva cuya génesis se asocia al levantamiento del Orógeno Pampeano durante el Plio- Pleistoceno (Combina y Sánchez, en preparación).

La Formación Chocancharava apoya mediante discordancia erosiva sobre la Unidad Litoestragráfica anterior y esta relación es observable en varias localidades del sur de la provincia. Prámparo (1982), Rabbia (1984), Casali (1988) entre otros, la definieron como una sucesión de paleoambientes fluviales y lacustres. Es, probablemente, correlacionable con la Unidad "sedimentos arenosos con gravas e intercalaciones de limos y arcillas" de Sanabria y Arguello (2003) y con el Miembro Superior de la Formación Río Primero (Santa Cruz, 1972, 1978), ambas de edad Pleistoceno tardío.

Discordancia mediante, se presenta la Formación La Invernada (Cantú, 1992), que comprende depósitos loéssicos mantiformes de gran extensión areal y en los que intercalan depósitos fluviales efímeros (Combina, 1990 a,b; Sanchez y Combina, 1991; Combina y Sánchez, 1992, 2002). La edad propuesta para esta Unidad por Cantú (1998) y Schiavo (2003) es Pleistoceno tardío-Holoceno temprano. Esta Formación sería equivalente a la Unidad "Limos" de Sanabria y Argüello (2003), la cual fue datada en el río Anizacate por TL y arrojó una edad de 10.01 + 0. 66 ka. Los depósitos loéssicos corresponden, según estos autores, a un período que abarca desde el Último Máximo Glacial hasta el Pleistoceno-Holoceno y, en algunas localidades, hasta el Holoceno medio.

En el techo de la Formación La Invernada se desarrolló el paleosuelo Las Tapias (Cantú, 1992), el cual es correlacionable con la Formaciones Las Lajas, (Degiovanni, et al., 2003); con la Unidad "Arenas y gravas" de Sanabria y Argüello (2003) y con la Formación Río La Granja (Santa Cruz, 1978, 1972). Sanabria y Argüello (2003) ubican el desarrollo de estas unidades durante el Hipsitermal, aproximadamente 6 ka, en el Holoceno medio.

La columna estratigráfica culmina con sedimentos eólicos incluidos dentro de la Formación Laguna Oscura (Cantú, 1992), probablemente desarrollada en los últimos 4 ka, en el último período de alta tasa de acumulación de arenas eólicas (Frechen et al., 2003).

CONTENIDO FOSILÍFERO

Los sedimentos de la Formación La Invernada son portadores de gran cantidad de material fosilífero (Rabbia, 1984; Casali, 1989; Combina, 1990a; Gutierrez, 1998; Cruz, 2003). Se hallaron fragmentos óseos y piezas aisladas de Lama sp. (Casali, 1989 y Gutierrez, 1998); Cervidae indet. (Casali, 1989; Combina, 1990); Cannis sp., Eutatus sp. (Casali, 1989); Lomaphorini indet. (Casali, 1989; Combina, 1990a; Gutierrez; 1998) Scelidotherium leptocephalum; Sclerocalyptus sp. (Cruz, 2003) y Sclerocalyptus aff ornatus. Los restos fósiles hallados en los sedimentos corresponden a la zona de transición entre los Dominios Pampeano y Central (Ringuelet, 1961; Tonni et al., 1999), y con excepción de Cannis sp. que es carnívoro, el resto son herbívoros pacedores o ramoneadores.

COMPOSICIÓN MINERALÓGICA DE LOS SEDIMENTOS

La composición de los sedimentos procede fundamentalmente del estudio a grano suelto bajo microscopio de la fracción arenosa muy fina (62 ìm ) luego de la separación en fracciones de minerales livianos y pesados, mediante bromoformo. Se seleccionó esta fracción (62 ìm ) puesto que la fracción 125 ìm , por su alta concentración de vidrio y mica, distorsiona la distribución estadística de los diferentes componentes en la muestra. En tanto que en la fracción estudiada las diferentes variedades muestran colores de interferencia semejantes a un corte delgado convencional. El conteo de puntos se llevó a cabo en 22 muestras seleccionadas por su ubicación espacial. El porcentaje de minerales livianos varía entre 98.5 % y 91.5 % y los pesados entre 1.5 % y 8.5 %.

El análisis mineralógico permitió reconocer la uniformidad composicional de las arenas y la existencia de una asociación mineralógica común a todos los depósitos, aunque la aparición de individuos con diferentes grados de alteración y propiedades morfométricas para una misma composición mineralógica indican la existencia de dos poblaciones coexistentes en las muestras.

Minerales livianos (Fig. 2; Fig.4, Foto 1)

Figura 2: Porcentaje en peso de los minerales livianos
Figure 2: Percentage in weight of the ligth mineral

Se incluyen aquí los siguientes minerales: cuarzo, feldespato potásico y calcoalcalinos, y fragmentos volcánicos.

Cuarzo: Se han identificado variedades de cuarzo mono y policristalino. El primero, se presenta límpido, en general con extinción normal, algunos poseen inclusiones de rutilo y circón; y en muy pocas individuos se han observado burbujas.

Feldespatos potásicos: entre estos minerales debe destacarse la presencia de microclino, límpido y libre de inclusiones. Las otras variedades presentan un grado variable de alteración, aunque todos manifiestan caolinización y sericitización. Los individuos son totalmente anhedrales.

Plagioclasas: la variedad más abundante es la albita, sin embargo, se han observado variedades sódicas o ligeramente cálcicas que no pueden ser identificadas por no presentar secciones favorables. En general, entre las plagioclasas se observan individuos sin alteración importante, la mayoría de origen volcánico, con burbujas e inclusiones, maclas polisintéticas de dos individuos o cristales zonados. Los ejemplares son subangulares a angulares, a veces subhedrales. Otro conjunto de individuos, minoritario en las muestras estudiadas, comprende plagioclasas medianamente alteradas y con alto grado de redondez.

Fragmentos volcánicos: se incluyen aquí las trizas y fragmentos de pómez. Las trizas son incoloras a castañas muy claras, límpidas o ligeramente alteradas, frecuentemente con estructura fluidal. En la fracción liviana es el mineral de mayor porcentaje en peso. Su bajo relieve permite inferir que su composición es ácida. Los fragmentos de pómez, son muy escasos.

Minerales pesados (Fig. 3; Fig. 4, Foto 2)

Figura 3: Porcentaje en peso de los minerales pesados
Figure 3: Percentage in weight of the heavy mineral

Figura 4

En esta fracción se observan principalmente piroxenos, anfíboles, micas (muscovita y biotita); apatita, circón, granate, turmalina y fragmentos líticos.

Piroxenos: están representados por las variedades augita-diópsido y, eventualmente, titanoaugita. En este grupo algunos individuos son subhedrales y otros exhiben visibles signos de fracturación, mostrándose en conjunto, con poca esfericidad y muy bajo grado de redondeamiento.

Anfíboles: se encontraron lamprobolita y hornblenda. La primera, de color pardo rojizo, cristalina, sin inclusiones y con un marcado pleocroísmo. No presenta grandes signos de alteración y los cristales se encuentran poco redondeados. La hornblenda azul verdosa es la especie mineral de mayor porcentaje en peso, entre los minerales pesados.

Muscovita: se presenta en buen estado de conservación, comúnmente límpida y con bordes bien angulosos.

Biotitas: se reconocen dos variedades, castaña y verde parduzca, que aparecen como láminas irregulares a veces muy redondeadas y con alto grado de alteración.

Fragmentos líticos: predominan aquellos compuestos por individuos leucocráticos aunque también se han identificado clastos de metamorfitas. Son clastos subredondeados a subangulosos.

Apatita: se presenta incolora, siempre límpida y desprovista de inclusiones, su forma más común es redondeada.

Circón: se identificaron prismas subhedrales, otros ovoides, incoloros y de aspecto fresco.

Granate: solo se ha reconocido la variedad incolora que aparece límpida y con forma irregular.

Turmalina: se identifican individuos límpidos y otros ligeramente turbios. Por lo general muestran formas prismáticas, con bordes redondeados y ocasionalmente euhedrales. La variedad más común es chorlita, apareciendo muy raramente la turmalina verde.

Otros: en este grupo se incluyen los minerales que, por su menor proporción, pueden ser considerados minoritarios. Las especies encontradas son: olivino (muy redondeado y alterado); rutilo (acicular y muy escaso); hipersteno y epidoto.Aquí se incluyen también a los minerales opacos cuya determinación no fue efectuada, pero constituye un alto porcentaje de los individuos presentes en la fracción pesados.

Alteritas: se agruparon aquí, a todos los clastos, que por su grado de alteración no pudieron ser reconocidos.

ANÁLISIS SEDIMENTOLÓGICO

En el estudio sedimentológico se relevaron 18 perfiles de detalle a lo largo de 30 km de exposición discontinua en sentido NNO-SSE, con escasos tramos cubiertos. La continuidad y calidad de los afloramientos permite establecer correlaciones e identificar la continuidad de las superficies de discontinuidad mayores en gran parte del área de trabajo.

Descripción de facies

Se han identificado siete facies sedimentarias, una de origen eólico y las restantes relacionadas a corrientes fluviales, las cuales se han descrito brevemente y esquematizado en la Tabla 1.

Tabla 1: Litofacies presentes en el área de estudio (referencias en Figs. 6 y 7)
Table 1: Lithofacies presents into study area (references as in Figs. 6 and 7)

Asociaciones de Facies Asociación de Facies 1 (AF-1): está formada por las facies A y B ó por las facies A y C, conformando cuerpos lenticulares limitados por superficies netas erosivas, a veces irregulares. Presenta un espesor promedio de 0.30 m y ha sido reconocida a nivel regional (Fig. 5, Foto 10).

Figura 5

Representan rellenos de canales de carácter efímero con flujos inicialmente de alta energía y que se desaceleran rápidamente (Parkash et al., 1983; Paola et al., 1989; Bridge y Best 1997; Alexander et al., 2001). Bajo estas condiciones altamente variables del flujo, las litofacies A y B representan depósitos residuales de canal (Marshall, 2000). La facies C corresponde a la depositación rápida por pérdida de competencia del flujo con alta concentración de sedimentos que desacelera y por lo tanto se interpreta como un depósito de flujo hiperconcentrado arenoso (Smith, 1986).

Las unidades de canal están compuestas por varios ci-clos que pueden aparecer completos o parcialmente erosionados. Cada relleno de canal corresponde por lo tanto a simples o múltiples eventos de inundación canalizados, asociados con condiciones de flujos efímeros en la zona de alimentación de un sistema fluvial (Kelly y Olsen, 1993).

Asociación de Facies 2 (AF-2): está compuesta por las facies B, C y E con extensiones laterales del el orden de centenares de metros. Normalmente se apilan constituyendo cuerpos tabulares mayores, cuyo espesor oscila entre 0.35 m a 0.70 m separados por superficies de erosión netas planares (Fig .5, Fotos 8 y 10). Se interpretan como unidades relacionadas a canales entrelazados someros en la zona de distributarios de un abanico terminal (Dreyer, 1993; Kelly y Olsen, 1993; Marshall, 2000). Los eventos recurrentes dan lugar al apilamiento de unidades que conforman cuerpos con geometría tabular.

Asociación de Facies 3 (AF-3): está integrada por las facies E y F. Constituyen unidades tabulares donde las facies forman ciclos generados bajo condiciones de flujo altamente variables o con rápida pérdida de energía. La potencia oscila entre 0.2 y 0.5 m (Fig. 5, Foto 10). Su configuración geométrica y las facies que la integran son homologables a los tramos distales de abanico terminal que han sido definidos por Parkash et al. (1983); Paola et al. (1989); Kelly y Olsen (1993); Bridge y Best (1997); Marshall (2000); Alexander et al. (2001).

Asociación de Facies 4(AF-4): está formada principalmente por las facies G y D. La primera, representa la depositación eólica de limos, formando los característicos mantos de loess de la llanura pampeana.

La facies D representa canales que inciden fuertemente en el depósito loéssico. Las unidades aparecen aisladas y localmente apiladas verticalmente (Fig. 5, Foto 9) con evidencias de desarrollo de paleosuelos relacionados con ambientes saturados en agua en zonas de drenaje impedido (Therrien y Fastovsky, 2000). La asociación tiene una potencia que varía entre 2 y 10 m.

Las características y configuración geométrica de las facies D, así como las relaciones y contraste litológico con la facies G, permite inferir que el origen de la misma está relacionado con canales de baja sinuosidad implantados en los mantos loéssicos. Los mismos habrían actuados como colectores del exceso hídrico de la región. Por lo tanto, el funcionamiento del sistema distributario habría sido episódico; sin embargo, permaneció durante un largo periodo ocupando la misma faja aluvial. En lapsos de inactividad del sistema los depósitos fueron afectados por procesos pedogenéticos. La fluctuación del nivel freático controló las variaciones en la línea de Eh. Los cambios en los niveles redox produjeron la depositación de carbonato en capas concéntricas alrededor de las raíces, las motas de óxido de Fe y el característico color verdoso. Las rizoconcreciones son típicas de paleosuelos arenosos, influenciados por ciclos de humedad y sequía que generan condiciones de acidez y alcalidad alternantes. Los valores de pH habrían variado entre 7 y 8 y la línea de Eh oscilado entre 0.0 y 0.1 (Retallack, 1990).

MODELO PALEOAMBIENTAL

La distribución y geometría de las asociaciones de facies señalan dos momentos bien diferenciados en la evolución paleoambiental de los depósitos de la Formación La Invernada (edad Mamífero Lujanense). Estas etapas se desarrollaron por lo tanto durante el Pleistoceno tardío-Holoceno temprano.

La primera etapa (Fig. 5, Foto 10 y 11) está caracterizada por un intenso proceso de agradación eólica por depositación de limos gruesos en mantos de composición loéssica (facies G), y en forma contemporánea el desarrollo de abanicos terminales (AF-1, AF-2 y AF-3). El sistema de abanico terminal se desarrolló sobre una paleosuperficie de bajo gradiente, entre 2° y 5° E (Combina y Sánchez, 2002) y, durante la depositación de los mismos, las condiciones climáticas áridas a semiáridas (Quattrocchio et al., 1995; Cantú 1998; Tonni et al., 1999) controlaron su evolución.

Ejemplos actuales de estos sistemas están relacionados con regímenes climáticos semiáridos (Parkash et al., 1983; Abdullatif, 1989) donde los sistemas fluviales disipan enteramente el drenaje mediante una red de canales distributarios. Se desarrollan fundamentalmente en respuesta al déficit de humedad y alta tasa infiltración (Kelly y Olsen, 1993).

Dentro de los abanicos terminales desarrollados en la zona de alimentación y distribución los flujos fueron canalizados (AF-1 y AF-2; Fig. 6b); mientras que en las zonas distales, dominaron los flujos en mantos (AF- 3). El modelo final, es homologable a numerosos ejemplos antiguos y modernos descriptos por Tunbridge, (1981); Parkash et al., (1983); Abdullatif, (1989); Sneh, (1983); Kelly (1993); Sadler y Kelly (1993), y Kelly y Olsen (1993).

Figura 6: a) Arreglo arquitectural de las Asociaciones de Facies 1, 2 y 3; b) Modelo de abanico terminal propuesto (modificado de Kelly y Olsen, 1993)
Figure 6: a) Architectural arrangement of Facies Association 1, 2 and 3; b) Terminal fan proposed (modified from Kelly and Olsen, 1993).

La identificación de pasajes de unidades de flujos no canalizadas en la base a canales entrelazados someros con relaciones multilaterales hacia arriba demuestra la progradación del sistema (Fig. 6a).

La segunda etapa está representada por la AF- 4, que corresponde a la implantación de un sistema fluvial de baja sinuosidad. La identificación de abundantes rizoconcreciones, motas de materia orgánica y óxidos de Fe restringidos exclusivamente a la facies de canal permite inferir procesos pedogéneticos selectivos circunscriptos a áreas mal drenadas.

La presencia de un sistema fluvial arenoso, fuertemente encajado en los mantos loéssicos y con un diseño arquitectural de apilamiento sugiere una ampliación del área de tributarios al sistema, con la incorporación de nuevas áreas fuentes bajo condiciones de baja generación de espacio de acomodación. Los procesos pedogenéticos que afectan de manera restricta a los depósitos de canal indicarían condiciones climáticas más benignas.

CONCLUSIONES

El estudio sedimentológico en afloramiento de depósitos asignables al Pleistoceno tardío-Holoceno permiten establecer una sucesión de paleoambientes sedimentarios eólicos y fluviales (Fig. 7) donde el clima determinó mayormente la variabilidad y características evolutivas de los sistemas.

Figura 7: Perfil sedimentológico integrado para la Formación La Invernada
Figure 7: Integrated sedimentological profile from La Invernada Formation

Tanto las variaciones texturales como la composición mineralógica y variabilidad en el grado de alteración de individuos correspondientes a una misma especie mineral o de las trizas denuncian áreas fuentes de diferente naturaleza. La inclusión de tefras, pómez y especies minerales de origen volcánico muestra un importante aporte a partir de depósitos piroclásticos de composición calco-alcalina. Sin embargo, diferentes grados de alteración en los individuos indican que el loess incorpora material de origen primario de caída y secundario por removilización de depósitos volcaniclásticos. Minerales típicos del basamento cristalino, con preservación de formas euhedrales, son productos de la degradación del orógeno adyacente. Los individuos texturalmente maduros y con alto grado de alteración proceden de los depósitos cenozoicos infrayacentes acumulados en el pedemonte y llanura circundante. El aporte mayoritario de origen volcánico en las muestras se estima altamente influenciado por la dinámica del agente responsable de la depositación.

La sucesión constituye una extensa área caracterizada por un bajo gradiente topográfico asociado al cinturón activo de la Sierra de Comechingones. Durante este período, como en vastas regiones de la Llanura Pampeana, se depositaron espesos mantos loéssicos bajo un régimen climático semiárido y frío típico de las áreas extraglaciarias.

La cubierta vegetal comprendió pastos y arbustos lo que permitió el desarrollo de comunidades mamíferas herbívoras, en las que coexistieron ramoneadores y pacedores. Tempranamente el ambiente eólico sufrió interferencias por el desarrollo de sistemas de abanicos terminales condicionados por el clima imperante.

Los abanicos terminales fueron reemplazados abruptamente por el desarrollo de una faja aluvial estable ocupadas por un sistema fluvial de baja sinuosidad, cuyos canales abandonados eran rápidamente colonizados por la vegetación y sufrieron pedogénesis. Esta etapa coincide con un mejoramiento climático leve, el clima dominante debió ser frío y húmedo. Las evidencias paleoambientales y la naturaleza arenosa de los canales incluidos dentro de las secciones loéssicas, sugieren además cambios en la relación suministro de sedimentos/espacio de acomodación.

Agradecimientos: Se agradece el financiamiento de la investigación a la SECyT-Universidad Nacional de Río Cuarto. A la Licenciada Claudia E. Gutierrez, por su amplia colaboración en las tareas de campaña y su ayuda con la edición gráfica de este trabajo. También deseamos agradecer las oportunas sugerencias realizadas por los árbitros de esta Revista.

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

1. Abdullatif, O. 1989. Channel-fill and sheet-flood facies sequences in the ephemeral terminal River Gash, Kassala, Sudan. Sedimentary Geology 63:171-184         [ Links ]

2. Alexander, J., J. Bridge, R. Cheel y S. Leclair, 2001. Bedforms and associated sedimentary structures formed under supercritical water flows over aggrading sand beds. Sedimentology 48: 133-152.         [ Links ]

3. Bridge, J. y J. Best, 1997. Preservation of planar laminae due to migration of low-relief bed waves over aggrading upper-stage plane beds: comparison of experimental data with theory. Sedimentology, 44:253-262.         [ Links ]

4. Cantú, M. P., 1992. El Holoceno de la Provincia de Córdoba. En M. Iriondo (Ed.) Manual del Holoceno de la República Argentina: Edición Cadinqua, Vol1:1-24, Paraná         [ Links ].

5. Cantú, M., 1998. Estudio geocientífico para la evaluación ambiental y ordenación territorial de una cuenca pedemontana. Caso: Cuenca del arroyo La Colacha, Dpto. Río Cuarto, provincia de Córdoba. Tesis Doctoral, Universidad Nacional de Río Cuarto, 328 pp. (inédito)         [ Links ]

6. Casali, N. 1987. Sedimentología de las secuencias cuaternarias expuestas en el tramo final del arroyo Cipión, Cuatro Vientos, Depto. de Río Cuarto. Tesis de Licenciatura, Universidad Nacional de Río Cuarto, 121 pp. (inédito)         [ Links ]

7. Chebli, G., M. Mozetic, E. Rossello y M. Bühler, 1999. Cuencas sedimentarias de la llanura chacopampeana. En R. Caminos (Ed.) Geología Argentina. Anales Instituto de Geología y Recursos Minerales 29:627-644.         [ Links ]

8. Combina, A., 1990a. Reconstrucción paleoambiental de los arroyos La Barranquita y Cipión, en el área de confluencia, Cuatro Vientos, Córdoba. Tesis de Licenciatura, Universidad Nacional de Río Cuarto, 106 pp. (inédito)         [ Links ]

9. Combina , A., 1990b. Sistemas efímeros desarrollados dentro de mantos de Loess, en la zona de Cuatro Vientos, Río Cuarto, Córdoba, Argentina. Simposio Internacional del Loess, Actas 59-63, Mar del Plata.         [ Links ]

10. Combina A. y M. Sanchez, 1992. Litofacies y elementos arquitecturales de Río Cuarto entre los 64º 38' 13" y los 64º 17' 02" de Longitud Oeste y entre los 33º 01' 41" y los 33º 08' 13" de Latitud Sur, Prov. Córdoba, República Argentina. IV Reunión Argentina de Sedimentología, Actas I:243-250, La Plata.         [ Links ]

11. Combina A. y M. Sanchez, 2002 Depósitos de abanico aluvial dominados por arenas y limos en el pedemonte de las Sierras de Comenchigones, provincia de Córdoba. IX Reunión Argentina de Sedimentología, Resumenes 68, Córdoba         [ Links ]

12. Cruz, L., 2003. Mamíferos del Pleistoceno tardío-Holoceno temprano del área septentrional del Departamento Río Cuarto, Provincia de Córdoba. Geocronología y Paleoambientes. Tesis de Licenciatura, Universidad Nacional de Río Cuarto, 65 pp. (inédito).         [ Links ]

13. Degiovanni, S.; N. Doffo y M. Villegas, 2003. Geomorfología del extremo sur de la Sierra de Comechingones, Provincia de Córdoba). II Congreso Argentino de Cuaternario y Geomorfología, Actas 257-266. Tucumán.         [ Links ]

14. Dreyer, T., 1993. Quantified fluvial architecture in ephemeral stream deposits of the Esplugafreda Formation (Paleocene), Tremp-Graus Basin, northern Spain. En M. Marzo y C. Puig defábregas (Eds.) Alluvial Sedimentation. International Association of Sedimentologists, Special Publication 17:337-362.         [ Links ]

15. Frechen, M., G. Argüello, D. Budziak, M. Cantu, A. Carlini, A. Frilling, W. Kruck, J. Noriega, J. Sanabria, B. Scheele y E. Tonni, 2003. Chronos-tratigraphy of Pampa Loess - a Review. II Congreso Argentino de Cuaternario y Geomorfología, Actas 17-19, Tucumán         [ Links ]

16. Frenguelli, J. 1955. Loess y limos pampeanos. Serie técnica y didáctica del Museo de La Plata, N°7.         [ Links ]

17. Gutierrez, C. E., 1998. Modelo paleoambiental cuaternario del tramo medio del Arroyo Santa Catalina, Holmberg, Departamento de Río Cuarto, Córdoba. Tesis de Licenciatura, Universidad Nacional de Río Cuarto, 125 pp. (inédito).         [ Links ]

18. Kelly, S. 1993. Cyclical discharge variation recorded in alluvial sediments: an example from Devonian of southwest Ireland. En C. North y D. Prosser (Eds.) Characterization of Fluvial and Aeolian reservoirs. Geological Society of America Special Publication 73:157-166         [ Links ]

19. Kelly, S. B. y H. Olsen, 1993. Terminal fans - a review with reference to Devonian examples. Sedimentary Geology 85:339-374.         [ Links ]

20. Marshall, J., 2000. Sedimentology of a Devonian faultsbounded braidplain and lacustrine fill in the lower part of the Skrinkle Sandstone, Dyfed, Wales. Sedimentology 47: 325-342.         [ Links ]

21. Paola, C., S. Wiele y M. Reinhart, 1989. Upper-regime parallel lamination as the result of turbulent sediment transport and low-amplitude bed forms. Sedimentology 36:47-59.         [ Links ]

22. Paredes, R., M. Sanchez, A. Combina, L. Furlong y D. Poire, 1990. La tectónica como factor de control local en la sedimentación loéssica, de la zona de Cuatro Vientos, Provincia de Córdoba, República Argentina Simposio Internacional del Loess, Actas 64-68, Mar del Plata.         [ Links ]

23. Parkash, B., A. Awasthi y K. Gohain, 1983. Lithofacies of the Markanda terminal fan, KurukShetran district, Haryana, India. International Association of Sedimentologists, Special Publication 6:337-344.         [ Links ]

24. Poiré, D., M. Villegas, M. Sánchez, N. Casali y A. Combina, 1988. Facies Holocenas del Dpto. Río Cuarto.- Simposio Internacional del Holoceno de América del Sur, Resumenes: 29, Paraná         [ Links ].

25. Poiré, D., N. Casali, M. Sánchez y A. Combina, 1989. Paleoambientes Sedimentarios del Cuaternario de la Región de Río Cuarto, Prov. de Córdoba, Rca. Argentina. II Reunión del Cuaternario Ibérico, Resúmenes 11-12, Madrid.         [ Links ]

26. Pramparo, M., 1982 Cuaternario del Arroyo Santa Catalina entre Cuatro Vientos y Holmberg. Tesis de Licenciatura, Universidad Nacional de Río Cuarto, 138 pp. (inédito)         [ Links ]

27. Quattrocchio, M., A. Borromei y S. Grill1995. Cambios vegetacionales y fluctuaciones paleoclimáticas durante el Pleistoceno tardío-Holoceno en el sudoeste de la provincia de Buenos Aires (Argentina). VI Congreso Argentino de Paleontología, Actas de Bioestrigrafía, 221-229, Trelew.         [ Links ]

28. Rabbia, O., 1984. Consideraciones paleoambientales del Cuaternario expuesto en el curso superior del arroyo Tegua, Departamento de Río Cuarto, Provincia de Córdoba. I Reunión Argentina de Sedimentología, Actas 73-76, La Plata.         [ Links ]

29. Retallack, G., 1990. Soils of the past. An Introduction to paleopedology. Unwin Hyman, 520 pp., Boston         [ Links ]

30. Ringuelet, R., 1961. Rasgos fundamentales de la zoogeografía de la Argentina. Physis22:151-170.         [ Links ]

31. Sadler, S. y S. Kelly, 1993. Fluvial processes and cyclicity in terminal fan deposits: an example from the Late Devonian of southwest Ireland. Sedimentary Geology 85:375-386.         [ Links ]

32. Sanabria, J y G. Arguello, 2003. Aspectos geomorfológicos y estratigráficos en la génesis y evolución de la Depresión Periférica, Córdoba (Argentina). II Congreso Argentino de Cuaternario y Geomorfología, Actas 177-184, Tucumán         [ Links ]

33. Sanchez M. y A. Combina, 1991. Secuencias sedimentarias cuaternarias y su relación con el ambiente tectónico local en Cuatro Vientos - Córdoba. Jornadas Científicas de Ciencias Exactas, Físico- Químicas y Naturales, Actas G-P 80, Río Cuarto.         [ Links ]

34. Santa Cruz, J. 1972. Geología del Este de las Sierras Chicas (Córdoba). Valle del Río Primero. Boletín Asociación Geológica de Córdoba 1:102-109.         [ Links ]

35. Santa Cruz, J. 1978. Aspectos sedimentológicos de las formaciones aflorantes al este de las Sierras Chicas, Prov. de Córdoba, Rep. Argentina. Revista de la Asociación Geológica de Córdoba 3:232-244.         [ Links ]

36. Schiavo, H. 2003. Tipos y génesis de las toscas (calcretos) de la región centro-oeste de la Provincia de Córdoba, República Argentina. Tesis Doctoral Universidad Nacional de Río Cuarto, 134 pp. (Inédito).         [ Links ]

37. Smith, G. A., 1986. Coarse-grained non-marine volcaniclastic sediments: terminology and depositacional process. Geological Society of America Bulletin 97:1-10.         [ Links ]

38. Sneh, A., 1983. Desert stream sequences in the Sinaí Peninsula. Journal of Sedimentary Petrology 53: 1271-1279.         [ Links ]

39. Therrien, F. y D. Fastovsky, 2000. Paleoenvironments of Early Therapods, Chinle Formation (Late Triassic), Petrified Forest National Park, Arizona. Palaios 15:194-211.         [ Links ]

40. Tonni, E., A. Cione y A. Figini, 1999. Predominance of arid climates indicated by mammals in the pampas of Argentina during the Late Pleistocene and Holocene. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 147:257-281         [ Links ]

41. Tunbridge, I., 1981. Sand high-energy flood sedimentation- some criterio of recognition, with an example from the Devonian of SW. England. Sedimentary Geology 28:79-95.         [ Links ]