Controles estratigráficos en la preservación de restos de vertebrados en la formación Cerro Barcino (Cenomaniano), provincia del Chubut

G. Cladera¹, C. O. Limarino^2,3, M. S. Alonso^2,3 y O. Rauhut¹

¹Museo Paleontológico Egidio Feruglio. Av. Fontana 140, Trelew, Chubut.
²Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires.
³CONICET (Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas)

Recibido: 09 de agosto de 2004
Aceptado: 03 de enero de 2005

Resumen: En este trabajo son analizados los factores que controlaron la concentración de restos de vertebrados en niveles estratigráficos del Miembro Cerro Castaño de la Formación Cerro Barcino. (Cenomaniano). El hallazgo de vertebrados se limita a bancos de areniscas guijarrosas correspondientes a canales fluviales de geometría tabular y bases no erosivas. Los depósitos asociados de planicies de inundación, y otros tipos de canales intercalados en la secuencia, no han provisto hasta la fecha restos paleontológicos de interés.
Con el objeto de analizar el origen de la concentración de los restos de vertebrados, la secuencia fue dividida en seis facies sedimentarias que incluyen depósitos de canal (CHmt, CHsl y CHsw) y de planicie de inundación (Pd, Pp y Pc). Los canales del tipo CHmt resultan multiepisódicos, de geometría tabular y son los que muestran la concentración de restos óseos aquí analizados. Los del tipo CHsl aparecen como canales de relleno simple (mono o biepisódicos), de geometría lentiforme o lenticular y base ligeramente erosiva. Finalmente, los del tipo CHsw son monoepisódicos, fuertemente lenticulares y confinados. En lo que respecta a las planicies de inundación, incluyen depósitos de desbordes fluviales Pd (areniscas limosas macizas), horizontes de paleosuelos Pp (arcilitas y limolitas con frecuentes pedotúbulos) y niveles de caída Pc (chonitas y tobas vítreas).
La secuencia aquí considerada fue depositada por cursos fluviales fuertemente condicionados por la eruptividad, pudiéndose reconocer tres tipos principales: 1) sineruptivos, 2) posteruptivos tempranos y 3) posteruptivos tardíos. Los primeros incluyen a canales del tipo CHsl, asociados a facies de desborde (Pd) y depósitos de caída (Pc). En los segundos la red fluvial incidió fuertemente las facies sineruptivas, formando canales del tipo CHsw asociados a terrazas y planicies con paleosuelos (Pp). Finalmente, los períodos posteruptivos tardíos están registrados en canales del tipo CHmt (que contienen a los restos óseos aquí estudiados), los que pasan lateralmente a depósitos de desborde (Pd) y niveles edáficos (Pp).
La información aquí reunida lleva a suponer que la concentración de vertebrados en los canales del tipo CHmt fue consecuencia tanto de factores depositacionales (ambientales) como postdepositacionales (diagenéticos). Desde el punto de vista ambiental, el sistema fluvial posteruptivo tardío es el que habría mostrado las mejores condiciones para la vida. Esto habría llevado a la acumulación de abundantes restos óseos tanto en las planicies como en los canales. Sin embargo, la prolongada exposición subaérea de los huesos en planicies sujetas a una baja tasa de agradación, unida a las transformaciones diagenéticas sufridas por las rocas de grano fino, no favorecieron la preservación de restos de vertebrados en las áreas intercanal. Por el contrario, el más rápido sepultamiento de los restos óseos en los canales, unido a una importante fase de cementación temprana carbonática que bloqueo el sistema diagenético, contribuyó a la preservación y concentración del material óseo en los canales del tipo CHmt.

Palabras claves: Diagénesis; Tafonomía; Cretácico

EXTENDED ABSTRACT

Stratigraphic control in the preservation of vertebrates remains in the Cerro Barcino Fm (Cenomanian), Chubut Province.

The factors that controlled the differential concentration of vertebrates remains in specific stratigraphic intervals of Cerro Castaño Member are considered in this paper (Fig. 1). The finding of vertebrates is only limited to pebbly sandstone beds that form fluvial channels with non erosive bases and tabular geometry. The closely associated alluvial plains, and other types of channels intercalated in the sequence, have not yielded significant paleontological remains. In order to analyze the origin of the differential concentration of vertebrates, the sequence was divided in six sedimentary facies (Figs. 2 and 4, Table 1), including different kinds of channel (CHmt, CHsl y CHsw) and flood plain (Pd, Pp y Pc) deposits.
CHmt facies is composed of cross-bedded sandstones and conglomerates forming tabular multistorey channel complex bounded by non erosive bases (Fig. 4). Sandstones comprise lithoarenites and feldslithoarenites with low matrix percentage (less than 4 %), high quantities of cement (up to 21 %), open fabric, scarce diagenetic alteration and almost absent porosity. Three different types of cements have been distinguished in these rocks: 1) rim-type zeolite cement, 2) poikilitic calcite and 3) microcristalline and poikilitic analcime (Fig. 5d,e).
CHsw facies forms simple lenticular channels with erosive bases deeply incised into floodplain deposits (Fig. 4). The lowermost part of each channel shows lenses of intraformational conglomerates covered by massive and cross-bedded medium- and fine-grained sandstones. CHsw facies is dominated by lithoarenites showing moderate to high matrix content (up to 20 %), mainly zeolitic cement and frequent formation of pseudomatrix (Fig. 5f).
The last type of channel deposits correspond to CHsl facies that form thin lentiform channels (up to 0.5 m thick) encapsulated into floodplain facies (Fig. 4). These channels comprise coarse-grained sandstones showing low proportions of matrix, relatively open fabric and scarce diagenetic
transformations (Fig. 5a,b). Zeolites forming both rim and granular cements predominate (Fig. 6).
Pd facies are the coarsest deposits identified in the alluvial plain area. They comprise pyroclastic-rich silty sandstones stratified in centimetric to decimetric massive tabular beds. Frequently, Pd facies occurs either interstratified with vitric tuff belonging to the Pc facies or associated to mudstones and chonites forming paleosoils (Pp facies).
The analyzed section of the Cerro Barcino Fm was deposited in different kinds of allociclycally controlled fluvial environments. Even though the area was located rather far away from the volcanic segment, the recurrent ash falls exerted a hard control on sedimentation. Moreover, as the eruptivity was changing throughout time, periods dominated by high amounts of pyroclastic sedimentation can be distinguished from others where ash falls were almost totally absent. Figure 8 shows the three types of fluvial systems recognized in this paper: 1) sineruptive, 2) early posteruptive and 3) late posteruptive. Following this model, it is very likely that during high eruptivity periods large amounts of ash falls had produced rapid agraddation of the alluvial plains. These sineruptive fluvial system would have favored the formation of shallow braided channels (CHsl facies) laterally associated to fine sandstones (Pd facies) and vitric tuffs (Pc facies). When eruptivity ceased, and consequently the pyroclastic input, channels began to evolve towards its equilibrium profile eroding earlier flood plain deposits. This stage is represented in the here named early posteruptive fluvial system (Fig. 8), characterized by deeply incised lenticular channels (CHsw facies) that laterally pass to bioturbated chonites and mudstones (Pp facies). After some time, the fluvial system reached quasi-equilibrium conditions (late posteruptive stage) forming multistorey tabular channels (CHmt) that laterally pinched out into muddy fine sandstones (Pd facies) and bioturbated mudstones (Pp facies).
Both depositional (environmental) and postdepositional (diagenetic) factors are likely to have controlled the high concentration of vertebrates in specific stratigraphic levels of the Cerro Barcino Fm. The fact that vertebrate remains only appear in CHmt channels can be explained by the favorable conditions that prevailed during the late posteruptive stage when pyroclastic falls ceased and a flood plain was stabilized (Fig. 9). Moreover the early carbonate cementation affecting channel sandstones closed the diagenetic system and favored bone preservation. On the contrary, early carbonate cementation was not found in the associated alluvial plains deposits; therefore, compactation and chemical diagenesis processes were not inhibited and the transformation-dissolution of bones was favored in these rocks.
The lack of vertebrates in syneruptive deposits (only microscopic bones have been found) could be explained as the consequence of recurrent pyroclastic falls that limited the formation of vegetated soils and consequently the number of living vertebrates. Finally, neither environmental nor diagenetic conditions would have been the best for vertebrates preservation during the early posteruptive stage. The extremely low agradational rate of the alluvial plain promoted the chemical, physical and biological alteration of bones. Moreover, early diagenetic cementation has not been identified in this interval; on the contrary, closed fabrics as well as pseudomatrix formation and autigenesis of clay minerals features were frequently found in these sandstones.
In conclusion, the high bone concentration in some stratigraphic levels of the Cerro Barcino Fm results from the combination of favorable environmental conditions for life (reached during late posteruptive stage) coupled with early carbonatic cementation that closed the diagenetic system.

Keywords: Diagenesis; Taphonomy; Cretaceous.

INTRODUCCION

La preservación de restos fósiles depende inicialmente de factores intrínsicos a los organismos, como, por ejemplo, la existencia de partes duras, sus características fisiológicas e incluso su nicho ecológico. Sin embargo, factores extrínsecos, tales como el ambiente depositacional y la historia diagenética, juegan un papel importante, no sólo en la preservación del material fósil, sino también a la hora de entender la concentración de organismos en determinados niveles estratigráficos.

Durante décadas numerosos investigadores han explorado los extensos afloramientos del Grupo Chubut (Feruglio, 1948, Groeber, 1959, Chebli et al., 1976) a lo largo de la ruta provincial 25 (provincia de Chubut), en búsqueda de restos de vertebrados fósiles con escaso resultado. Sin embargo, recientemente Rich et al. (2000) reportaron el hallazgo de restos de terópodos dentro del Miembro Cerro Castaño de la Formación Cerro Barcino (Chebli et al., 1976). En particular, el intervalo fosilífero se encuentra restringido a depósitos de canal, mayormente compuestos por areniscas guijarrosas, que han provisto un abundante lote de huesos y dientes de saurischios. Sin embargo, los potentes y extensos depósitos de planicies de inundación asociados a los canales no han proporcionado, hasta la fecha, restos óseos, lo que resulta extraño debido a que el tamaño de grano fino de los sedimentos resultaría favorable para la preservación del material. El objeto de este trabajo es analizar que factores controlaron la preservación y concentración del material fósil en los cuerpos canalizados. En particular, si fueron condiciones específicas del ambiente depositacional y/o los procesos diagenéticos quienes condicionaron la acumulación de los restos en canales y no en las planicies adyacentes.

Para dar repuestas a estos interrogantes se efectuaron investigaciones a diferentes escalas, desde la caracterización arquitectural de los depósitos fluviales hasta estudios microscópicos. Estas investigaciones partieron de la premisa de que para realizar estudios tafonómicos orientados a la génesis de yacimientos fósiles se deben tener en cuenta: el elemento tafonómico, el ambiente externo y los procesos fosildiagenéticos (Fernández López, 2000).

La localidad en estudio se ubica en el noreste de la provincia del Chubut, al oeste de la localidad de Los Altares, dentro de una pequeña quebrada ubicada a los 43º 49' 49'' de latitud sur y 68º 35'38'' de longitud oeste (Fig. 1). Esta localidad es conocida por su contenido paleontológico gracias a los trabajos de Cladera et al. (2000) quienes dieron a conocer la presencia de dientes y huesos en los depósitos de canal. La constitución geológica regional del área se muestra en la figura 1 (tomada de Codignotto et al., 1979) e incluye como rocas más antiguas a vulcanitas jurásicas de la Formación Lonco Trapial sucedidas por sedimentitas del Grupo Chubut.

Figura 1. Mapa de ubicación y geología de la región comprendida entre Los Altares y Paso de Indios (tomado de Codignotto et al., 1979)
Figure 1. Location map and geology of the Los Altares-Paso de Indios region (adapted from Codignotto et al., 1979)

SINOPSIS ESTRATIGRAFICA

La Formación Cerro Barcino se ubica dentro de la Cuenca del Golfo de San Jorge. Esta cuenca se extiende desde el norte de la provincia de Chubut hasta la parte septentrional de Santa Cruz (en dirección norte-sur) y desde la plataforma continental Argentina hasta la Cordillera de los Andes (en dirección este - oeste). Los depósitos cretácicos de la parte central y norte de la cuenca pertenecen al Grupo Chubut, unidad formada por potentes y extensas secuencias abigarradas de carácter continental. En la región que ocupa al presente trabajo Chebli et al. (1976) formalizaron la estratigrafía del Grupo, la que fue luego parcialmente modificada por Codignotto et al. (1979). De acuerdo a los esquemas citados, el Grupo Chubut es dividido en la región en dos Formaciones: Los Adobes y Cerro Barcino. Sólo esta última aflora en el área que ocupa al presente trabajo. Los esquemas estratigráficos regionales reconocen en la región cinco miembros dentro de la Formación Cerro Barcino, de los cuales afloran en el área estudiada los miembros Las Plumas, Cerro Castaño y Bayo Overo (Fig. 1). La distribución de estas unidades, sus paleoambientes depositacionales y mineralogía fueron estudiadas por Manassero et al. (1978, 2000), quienes refirieron la existencia de facies sineruptivas e intereruptivas.

El Miembro Cerro Castaño muestra los niveles fosilíferos considerados en esta contribución, alcanza un espesor máximo aproximado de 120 m y se encuentra básicamente formado por tufitas, pelitas tobáceas, areniscas muy finas y niveles conglome-rádicos. La figura 1 muestra la ubicación del tramo estudiado del Miembro Cerro Castaño.

En lo que respecta a la edad del Grupo Chubut, según los autores arriba citados ocuparía el intervalo Barremiano - Cenomaniano, aunque no descartan una edad más moderna, quizás Senoniana, para la parte cuspidal de la Formación Cerro Barcino. En este sentido, Del Corro (1975) asignó a estas capas una edad Senoniana sobre la base de un dinosaurio saurópodo (Chubutisauris).

METODOLOGIA

El material óseo fue caracterizado desde el punto de vista tafonómico siguiendo la metodología de Alcalá (1994) y Lyman (1994). De esta forma se caracterizaron distintos parámetros, tales como: determinación anatómica, taxonómica, grado de fragmentación y desarticulación, forma geométrica, abrasión, grado de meteorización y de selección.

Por otro lado, la secuencia fosilífera fue estudiada mediante una serie de paneles y perfiles detallados, orientados a caracterizar el paleoambiente sedimentario, no sólo de los niveles fosilíferos, sino también a su entorno espacial (lateral) y temporal (vertical). Los paneles, permitieron identificar la arquitectura de los distintos cuerpos sedimentarios, cada uno de los cuales fue muestreado para estudios petrográficos orientados a caracterizar la composición y reconstruir la historia diagenética de las rocas. Además fueron identificadas las principales facies sedimentarias y las litofacies que las forman, para estas últimas se empleo el código mostrado en la figura 2.

Figura 2. Código de litofacies empleado en este trabajo
Figure 2. Lithofacies code used in this paper.

La mineralogía de las sedimentitas de grano fino, algunos cementos en las areniscas y la composición de los restos óseos fueron determinados mediante difracción de rayos X. Para ello se contó con un equipo Philips 1130, operado a 40KV y 20 mA , con radiación de Cu filtrada con Ni.

RESTOS FÓSILES

Las concentraciones de vertebrados encontradas en los depósitos de canal aquí estudiados incluyen dientes de un dinosaurio terópodo no identificado y elementos postcraneales de un saurópodo titanosauriforme. Aunque la fauna de vertebrados del miembro Cerro Castaño es aún pobremente conocida, recientemente se han realizado algunos avances en este sentido. Rich et al. (2000) reportaron la presencia de dos esqueletos incompletos de un terópodo carcharadontosaurido basal y confirmaron la existencia de al menos dos taxones de dinosaurios terópodos sobre la base del hallazgo de dientes aislados (Rich et al., 2000). Descubrimientos más recientes, también en facies de canal, incluyen restos no identificados de tortugas, cocodrilos no notosuquios, un titanosauriforme, probablemente un titanosaurio y otro taxón que posiblemente corresponda a un terópodo celurosaurio.

Para el estudio tafonómico de los restos óseos, se analizaron 5 canales fluviales que presentaban la misma asociación fósil y conservación. Los restos óseos mayores (vértebras y huesos largos) se ubican en la base del estrato y el restos de la piezas se encuentran mayoritariamente en el sector medio y superior. Los fragmentos pequeños (menores a 3 cm) están asociados a intraclastos y, en general, en el seno de las estructuras cruzadas en artesa. En su amplia mayoría (82 %), los huesos estudiados no muestran señales de exposición o meteorización subáerea previa al enterramiento, aunque sí se encuentran fuertemente abrasionados (80 %). Por otra parte, las escasas marcas de punzamiento o lineaciones observadas, indicarían impacto con otros objetos durante el transporte (Behrensmeyer et al., 1989). En lo que respecta al grado de desarticulación, es total y solo puede plantearse la posibilidad de una asociación de 2 pares de vértebras dorsales. El grado de fragmentación no indica reelaboración taxonómica, ya que no se hallaron fragmentos de huesos largos con fracturas perpendiculares posteriores a los procesos diagenéticos, ni tampoco rellenos sedimentarios o geopetales (Merino Cristóbal, 2000, Fernández López, 1984).

En síntesis, las características del material óseo claramente sugieren escasa exposición subaérea, rápido sepultamiento y variable grado de transporte fluvial.

FACIES SEDIMENTARIAS

En sentido general el tramo aquí investigado presenta un indudable origen fluvial pudiéndose reconocer, siguiendo el esquema propuesto por Manassero et al. (1998), intervalos sineruptivos y posteruptivos. Para el estudio detallado de la secuencia fueron inicialmente separados los depósitos de canal (CH) de los correspondientes a áreas de planicie de inundación (P, Tabla 1). Dentro de los primeros se reconocieron tres tipos principales: 1) canales multiepisódicos, de geometría tabular (con relación promedio largo/espesor mayor a 100/1) y esporádicas superficies de migración lateral (facies CHmt, Fig. 3, Tabla 1), 2) canales mono o biepisódicos (simples), con relación largo/ancho promedio inferior a 100/1 y escasas evidencias de migración lateral (CHsl, Fig. 3, Tabla 1), y 3) canales fuertemente lenticulares (relación largo/espesor 2,5/1), de relleno simple y fijos (CHsw, Fig. 3, Tabla 1). Las acumulaciones de planicie de inundación incluyen depósitos de caída correspondientes mayormente a tobas vítreas (Pc, Tabla 1), desbordes fluviales compuestos por arenas muy finas interestratificadas con pelitas (Pd, Tabla 1) y niveles de paleosuelos texturalmente formados por limolitas, arcilitas o chonitas muy bioturbadas (Pp, Tabla 1). Cada una de las facies citadas es descripta a continuación.

Tabla 1. Principales características de las facies sedimentarias identificadas en el Miembro Cerro Castaño.
Table 1. Major characteristics of the sedimentary facies identified in the Cerro Castaño Member.

Figura 3. Representación esquemática de la geometría y litofacies presentes en cada una de las facies sedimentarias.
Figure 3. Geometry and lithofacies representation of each of the recognized sedimentary facies.

Facies CHmt: Se trata de cuerpos de geometría tabular hasta lentiforme, con espesores comprendidos entre 1,5 y 2,5 m y continuidad lateral por regla general superior a 200 m (Fig. 4). Internamente los bancos se encuentran formados por areniscas gris blanquecinas hasta gris verdosas, preferentemente gruesas y medianas, con estratificación entrecruzada tabular planar (Sp) y en artesa (St), más raramente conformando capas macizas (Sm) o con laminación horizontal (Sh). Es también frecuente la presencia de niveles de conglomerados finos a medianos, gris amarillentos hasta gris blanquecinos, que conforman niveles lenticulares de espesor decimétrico. Se trata principalmente de ortoconglomerados polimícticos clasto sostenidos macizos (Gcm) y con menor frecuencia con estratificación entrecruzada tabular planar (Gcp) o matriz sostenidos macizos (Gmm). Los clastos, de hasta 8 cm de diámetro máximo, son principalmente de vulcanitas ácidas-mesosilí-cicas y cuarzo, muestran buen redondeamiento y formas proladas. La matriz es arenosa gruesa a mediana y de color gris amarillento. El pasaje de los niveles conglomerádicos a las areniscas por lo general se produce en forma transicional originándose niveles irregulares de areniscas guijarrosas (SGm).

Los cuerpos canalizados hasta aquí descriptos muestran internamente carácter multiepisódico (incluyendo entre 2 y 4 ciclos). Las características arquitecturales de estos depósitos de canal y su relación con las restantes facies reconocidas es mostrada en la figura 4. Cada complejo de canal se encuentra limitado por una superficie plana o ligeramente erosiva (equivalentes a las de 5to. orden descriptas por Miall, 1985, 1996), las que sólo localmente exhiben micro relieves de corte y relleno sobre depósitos de planicie o sobre los canales del tipo CHsw (Fig. 4). Internamente los complejos de canal muestran superficies planas o cóncavas hacia arriba que limitan cada uno de los ciclos, y esporádicas superficies de migración lateral (3er. orden de Miall, 1985). La totalidad del material óseo encontrado en esta localidad fosilífera ha sido recolectado en areniscas y conglomerados finos pertenecientes a estos complejo de canal.

Figure 4. Geometría de los tres tipos de depósitos de canal identificados (para el código de facies véase Tabla 1), la letra A indica la base fuertemente incisa de un canal tipo CHsw..
Figure 4. Geometry of the three types of channels identified (see Table 1 for code facies), the A letter marks the deeply incised base of a CHsw channel.

Desde el punto de vista microscópico, tanto la matriz de los conglomerados como las areniscas resultan litoarenitas y litoarenitas feldespáticas (Fig. 5d), predominantemente de tamaño de grano mediano y grueso, con extremadamente bajo porcentaje de matriz limo-arcillosa (inferior en todos los casos a 4 %), importante participación de cemento (hasta 21 %) y porosidad casi nula (Fig. 5a). Los líticos (61 %), dominan la composición de los clastos, se trata de fragmentos subredondeados a redondeados, de vulcanitas ácidas y mesosilícicas con texturas felsíticas, granofíricas y en menor medida microlíticas. Sigue en abundancia el cuarzo (20 %), dominantemente monocristalino y con extinción relámpago; los individuos son preferentemente subangulosos y subredondeados. Los feldespatos comprenden un 19 %, se presentan en individuos subangulosos en los que domina los feldespatos potásicos (principalmente sanidina) sobre la plagioclasa (oligoclasa). Finalmente, aparecen restos óseos astillosos irregularmente distribuidos en las areniscas.

Figure 5. a) Coarse-grained sandstone of the CHsl facies showing open fabric and large areas filled by zeolitic cements (A). b) Detail of the previous microphotography, note the presence of chloritic rim cement (B) and occluding coarse grain cement of zeolite (A). c) unaltered large bone chip in coarse-grained sandstone of the facies CHsl. d) Medium-grained sandstone of the CHmt facies exhibiting early carbonatic cementation and more open fabric than CHsl facies. e) medium-grained sandstone of the CHmt facies showing two types of early diagenetic cements: poikilitic calcite and and large euhedral grains of analcime (A). f) Aspect of the coarse-grained sandstone filling CHsw channels, observe large amounts of altered volcanic fragments (mainly tuff and vitric fragments) that locally developed pseudomatrix. The microphotography a,b and f with parallel nicols, c,d and e with crossed nicols. In all the cases the black bar indicates 1000 microns.
Figura 5. a) Arenisca gruesa perteneciente a la facies CHsl mostrando empaquetamiento relativamente abierto y grandes áreas rellenas por cemento ceolítico (A). b) Detalle de la microfotografía anterior, note la presencia de cemento clorítico de cobertura (B) y cemento de analcima ocluyendo el espacio poral (A). c) astilla de hueso inalterado en areniscas gruesas de la facies CHsl. d) Arenisca de grano grueso perteneciente a la facies CHmt exhibiendo cementación carbonática temprana y fábrica más abierta que la facies CHsl. e) arenisca gruesa de la facies CHmt mostrando dos tipos de cementos tempranos: calcita poikilitica y grandes cristales euhedrales de analcima (A). f) arenisca gruesa que caracteriza el relleno de los canales de la facies CHsw, observe grandes cantidades de clastos volcánicos (principalmente tobas y fragmentos vítreos) que en sectores forman pseudomatriz. Las microfotografías a,b y f con nicoles paralelos, c,d y e con nicoles cruzados. En todos los casos la barra negra indica 1000 micrones.

Un rasgo altamente significativo es la fábrica abierta que muestran las areniscas pertenecientes a esta facies, dominando los contactos tangenciales entre clastos e incluso localmente flotantes (Fig. 5d, e). En lo que respecta a los cementos, han sido identificados tres tipos principales: ceolitas conformando coberturas de clastos (rim), calcita y ceolitas como cemento de oclusión. La primera fase cementante es la menos importante cuantitativamente y corresponde a un delgado rim de ceolitas formado por diminutos cristales dispuestos sobre la superficie de los clastos (Fig. 5e). La segunda fase es la más importante cuantitativamente (entre el 80 y el 60 % de los cementos) y corresponde a calcita formando agregados microcristalinos que ocluyen el espacio poral e incluso en ocasiones llegan a formar texturas poikilíticas (Fig. 5e). Finalmente un segundo tipo de cemento de ceolitas (principalmente analcima, Fig. 6), conforman entre el 18 y el 38 % del cemento. Se presenta según dos hábitos principales: 1) desarrollando texturas poikilíticas con cristales ideomorfos (Fig. 5e) y 2) como agregados microgranosos que conforman cementos de oclusión.

El estudio difractométrico confirma las observaciones petrográficas, ya que, además de cuarzo y feldespato alcalino, se identifica la calcita como cemento más abundante y analcima subordinada (Fig. 6). En lo que respecta a los delgados rims descriptos más arriba, no se reconoce una especie de ceolita diferente, lo cual puede deberse al poco desarrollo de los mismos que los ubican por debajo del límite de detección de la técnica o bien a que también son analcímicos, aunque con diferente fábrica de cemento.

Figura 6. Diagramas de difracción de rayos X correspondientes a los cementos de las areniscas de las facies CHsw, CHsl y CHmt. Observese la probable presencia de clorita en CHsw y la ceolita como cemento dominante en CHsl que es reemplazado por calcita en CHmt.
Figure 6. X-ray diffraction diagrams corresponding to sandstone cements of CHsw, CHsl and CHmt facies. Note the presence of chlorite in CHsw and ceolite as dominant cement in CHsl that is replaced by calcite in CHmt.

Paralelamente, y con el propósito de evaluar cualitativamente el grado de alteración sufrida por los fragmentos óseos, se realizó un difractograma sobre estos. Los resultados obtenidos por rayos X (Fig. 7) y la observación petrográfica claramente muestra el escaso reemplazo sufrido por los huesos, los que exhiben una composición mineralógica sencilla dominada por carbonato-hidroxilapatita Ca₁₀(PO₄)₃(C0₃)₃ (OH)₂ (Fig. 7), sin la participación significativa de óxidos de hierro, carbonato de calcio o minerales de arcilla.

Figura 7. Diagrama de difracción de rayos X correspondiente a una astilla de hueso encontrada en canales CHsl. Observe la composición mineralógica simple dominada por carbonato-hidroxilapatita que muestra la astilla y la escasez de minerales de arcilla resultado de la escasa alteración diagenética.
Figure 7. X-ray diffraction diagram of a bone chip found in channels of the CHsl facies. Note the simple mineralogycal composition dominated by carbonate-hidroxilapatite and the low content of clay minerals reflecting the very scarce diagenetic alteration.

Es escasa la alteración diagenética que muestran los clastos, los fragmentos líticos presentan corrosión en los bordes (engolfamientos y texturas en caries) y sólo excepcionalmente disolución parcial. Los feldespatos, el cuarzo y las escasas astillas de huesos, no exhiben alteraciones diagenéticas significativas.

Facies CHsw: Conforma paleocanales fuertemente lenticulares de unos 4 m de espesor y hasta 10 m de continuidad lateral (Fig. 4, Tabla 1). Se encuentran limitados en su base por superficies fuertemente erosivas y presentan un arreglo interno simple, mono o biepisódico. Frecuentemente la base de los canales muestra niveles discontinuos de conglomerados intraformacionales con clastos de tufitas y pelitas (Gi), sucedidos verticalmente por areniscas medianas y finas macizas (Sm) o con estratificación entrecruzada pobremente definida (Sp y St)

Analizadas al microscopio resultan litoarenitas, predominantemente de grano mediano, con contenido de matriz moderado a alto (hasta 20 %) y 10 % de cemento en promedio. Los clastos de tufitas, volcanitas ácidas y mesosilícicas son excluyentes en la fracción lítica, conformando hasta un 70 % de los clastos (Fig. 5f). El cuarzo y los feldespatos se presentan en proporciones equivalentes, el primero conforma hasta el 15 % de los clastos y aparece como fragmentos monocristalinos y en menor proporción como cuarzo policristalino. La plagioclasa (12 %), dominantemente de composición oligoclasa, aparece frecuentemente maclada y zonada. Finalmente el feldespato potásico (sani-dina) es escaso (3 %).

Los cementos de esta facies se encuentran escasamente representados por ceolitas y agregados de calcita que representan un episodio de cementación mesodiagenética, como lo muestra la corrosión de clastos y en ocasiones la disolución de fragmentos líticos (Fig. 5f).

En el difractograma correspondiente, se confirma la escasez de especies cementantes, reconociéndose algo de calcita que acompaña a los minerales detríticos. Una cantidad discreta de clorita podría provenir de la alteración de los numerosos fragmentos líticos volcánicos observados (Fig. 6).

En lo que se refiere al empaquetamiento, esta facies presenta fábricas condensadas, en la que es frecuente la interpenetración de fragmentos dúctiles (especialmente piroclastitas) por frágiles (cuarzo y plagioclasa) y la consecuente formación de pseudomatriz (Fig. 5f).

Facies CHsl: Esta facies aparece como cuerpos canalizados lentiformes, encapsulados dentro de extensos depósitos pelíticos de planicie de inundación (Fig. 4, Tabla 1). Los canales muestran por regla general espesor inferior a 0,4 m y continuidad lateral de hasta 40 m. Cada canal presenta un relleno simple, generalmente mono o biepisódico, su base está marcada por una superficie plana o ligeramente erosiva y el techo por una superficie plana o ligeramente convexa hacia arriba. En el caso de existir más de un episodio de relleno de canal, estos están limitados por superficies de reactivación irregulares. El interior de los cuerpos está formado por areniscas con abundante estratificación entrecruzada en artesa (St) y tabular planar (Sp), conformando sets medianos de hasta 20 cm de potencia, ocasionalmente aparecen niveles con estratificación horizontal (Sh) o entrecruzada de bajo ángulo (Sl).

Microscópicamente muestran características similares a los complejos de canal de las facies CHmt, especialmente en la proporción y composición de clastos, en el extremadamente bajo porcentaje de matriz y en la fábrica abierta de la roca. Sin embargo, los canales aquí tratados muestran menor tamaño de grano (dominan las areniscas medianas) y las ceolitas reemplazan al carbonato como principal fase cementante (Fig. 5a,b). Se trata de arenitas líticas dominadas por fragmentos de volcanitas ácidas y mesosilícicas (69 %), seguidas por plagioclasa (13 %), cuarzo (9 %), feldespato potásico (5 %), calcedonia (2 %) y minerales máficos (2 %). Un rasgo destacable es la presencia de astillas de huesos en estos niveles, las que aparecen formando fragmentos de hasta 450 µ, compuestos por carbonato-49 hidroxilapatita (Fig. 5c). La matriz es muy escasa (menor a 2 %) y el cemento puede alcanzar hasta el 15 %.

Las ceolitas conforman aproximadamente el 80% del total de los cementos. Se presenta como agregados poikilíticos, o con menos frecuencia con texturas microgranosas, que ocluyen el espacio poral sin producir significativa alteración sobre los clastos (Fig. 5a). En menor proporción aparecen delgados rim de ceolitas (Fig. 5b) y calcita como cemento de oclusión temprano. Esta mineralogía se refleja también en las observaciones sobre difractogramas, en los que se identifica claramente la analcima como dominante, acompañada por una cantidad muy subordinada de calcita y probablemente algo de heulandita (Fig. 6). También se analizó la posibilidad de la presencia de mordenita, (muy subordinada) aunque una fuerte similitud de líneas con las de clorita que dificulta confirmar su presencia. Quizás esta ceolita se encuentre formando parte de los rims descriptos arriba, aunque la observación microscópica lleva a no descartar la presencia de clorita como cemento de cobertura.

Estas rocas presentan una fábrica abierta, caracterizada por contactos tangenciales entre clastos, la alteración diagenética es escasa y la formación de pseudomatriz limitada o ausente.

Facies Pd: Corresponde a los depósitos de mayor granulometría observados en la planicie de inundación (Fig. 3, Tabla 1). Se trata de areniscas finas masivas (Sm) o con laminación ondulítica (Sr) y areniscas limosas macizas (SFm). Estas últimas suelen presentar abundante material piroclástico y conforman estratos tabulares a lentiformes, de base plana y espesor centimétrico a decimétrico. Estos niveles pueden apilarse conformando secuencias de hasta 2 m de espesor o en otros casos aparecen interestratificados con las facies Pp y Pc.

Microscópicamente resultan desde areniscas limosas a limonitas arenosas, los fragmentos de limo y arena son subangulosos hasta angulosos y se encuentran principalmente formados por clastos pumíceos, líticos de volcanitas, cuarzo, plagioclasa y feldespato potásico. Por su parte, la fracción arcilla conforma una densa trama constituida principalmente por ceniza volcánica y ceolitas. Como rasgos accesorios de esta facies debe citarse la presencia de pequeñas concreciones carbonáticas (milimétricas) y de parches de calcita irregularmente distribuidos y reemplazando a la matriz arcillosa.

Facies Pp: De características similares a la precedentemente descripta, esta litofacies se diferencia por su menor tamaño de grano (arcilitas a arcilitas limosas (Fm) e incluso chonitas (CHm) y el desarrollo de estructuras edáficas (Fp) observables aún megascópicamente (Fig. 3, Tabla 1). En este sentido son frecuentes los niveles de pedotúbulos alineados, las zonas moteadas y la presencia de horizontes concrecionales. Entre los rasgos edáficos microscópicos se destaca la existencia de: 1) orto-cutanes (tanto como cobertura de grano, canales o poros); 2) fábricas de matriz insépicas hasta reti-culadas y localmente vosépicas; 3) localmente abundantes pedotúbulos, y 4) ocasionales glébulas principalmente calcáreas y en menos proporción ferruginosas (Brewer, 1964, Bullock et al., 1985, Fitzpatrick, 1990, Raingrose-Voase, 1991).

Facies Pc: Esta facies se compone de delgadas intercalaciones de piroclastitas primarias (Tm, Tfm), que conforman niveles tabulares, macizos, de hasta 20 cm de potencia y color gris blanquecino (Fig. 3, Tabla 1). Se trata de chonitas y tobas vítreas, en las que por regla general los litoclastos conforman menos del 5 % de la roca y los cristaloclastos varían entre 5 y 20 %. La fracción vítrea está dominada por trizas de hasta 230 micrones de longitud, principalmente planares y curviplanares junto a escasos fragmentos pumíceos parcialmente desvitrificados. Los cristaloclastos son principalmente de cuarzo y feldespato potásico, muy probablemente sanidina, y resultan subangulosos a angulosos, mientras que los litoclastos, de volcanitas y chonitas, son escasos.

Por incorporación de material terrígeno secundario esta facies grada a las areniscas limosas incluidas en la facies Pd y en el caso del desarrollo de niveles edáficos grada a la facies Pp.

MODELO DEPOSITACIONAL

Desde el punto de vista genético el Miembro Cerro Castaño de la Formación Cerro Barcino representa una potente secuencia fluvial, cuya naturaleza estuvo fuertemente condicionada por la existencia de importantes lluvias de cenizas (Ma-nassero et al., 1998, 2000). En particular, el modelo depositacional para el tramo aquí analizado debe considerar la existencia de tres tipos de sistemas fluviales que evolucionaron alocíclicamente controlados por la efusividad. La figura 8 esquematiza los tres tipos de sistemas fluviales aquí reconocidos siguiendo el esquema conceptual propuesto por Smith (1991): sistema sineruptivo, posteruptivo temprano y posteruptivo tardío.

Figura 8. Características de los depósitos de canal y planicie de inundación de los tres tipos de sistemas fluviales estudiados en este trabajo.
Figure 8. Characteristics of the channel and flood plain deposits of the three studied fluvial systems.

Siguiendo este modelo, durante los períodos de importante actividad eruptiva es muy probable que las reiteradas lluvias de cenizas hayan producido un desmedido crecimiento vertical del subambiente de planicie de inundación, e incluso favorecido el

ahogamiento de los canales y su desjerarquización al menos temporaria. En tales circunstancias, las áreas intercanal crecieron verticalmente, no sólo a partir de sucesivos desbordes de los cauces (facies Pd, aporte intrínsico al sistema) sino también debido a las reiteradas lluvias de material piroclás-tico (Pc, aporte extrínseco, Fig. 8). Bajo estas condiciones se formaron canales simples, de geometría lentiforme y lenticular (facies CHsl) que se asociaron lateralmente a niveles de caída (Pc), tufitas o pelitas con evidencias de edafización y facies de desbordes (Pd, Fig. 8).

Cuando la eruptividad cesó, y consecuentemente también el aporte piroclástico, el sistema fluvial debió buscar su nuevo perfil de equilibrio mediante la incisión de los canales (sistema fluvial posteruptivo temprano, Fig. 8, véase también Fig. 9). De esta forma, se formaron canales fuertemente incisos, relativamente estables y fuertemente confinados, los que están representados en la facies CHsw. Estos canales habrían comenzado a agradar cuando el perfil de los cauces fue progresivamente acercándose al nuevo perfil de equilibrio. Durante esta etapa las áreas intercanal habrían tenido un muy limitado o nulo crecimiento vertical, debido no sólo a la falta o escasez de lluvias de cenizas, sino también a que el carácter fuertemente confinado e inciso de los cauces no favoreció frecuentes desbordes. En tales circunstancias, gran parte de las planicies de inundación formadas en la etapa sineruptiva se transformaron en terrazas fluviales, con bien desarrollados paleosuelos (Pp), que en este esquema podrían ser comparados a horizontes de condensación.

Figura 9. Modelo conceptual relacionando el potencial de preservación como una función de la velocidad de soterramiento, la intensidad de la actividad volcánica y los procesos de cementación temprana en cada uno de los sistemas fluviales reconocidos.
Figure 9. Conceptual model relating the preservation potential as a function of burial velocity, volcanic activity and early cementation within each type of recognized fluvial systems.

Finalmente, cuando el período posteruptivo fue suficientemente prolongado, la red fluvial evolucionó autocíclicamente alcanzado condiciones de cuasi-equilibrio (sistema fluvial posteruptivo tardío, Fig. 9).

En este estado, los cauces comenzaron a mostrar importante migración lateral en un marco paleogeo-gráfico de pendientes moderadas a bajas y una alta disponibilidad de material fino. El depósito resultante consistió de fajas de canales mutiepisódicos, de geometría tabular y con relativamente buena selección granulométrica (facies CHmt). Estos canales se asocian lateralmente a facies de desborde (Pd) y niveles edáficos (Pp).

FACTORES DE CONTROL

Es muy probable que la concentración de vertebrados fósiles en los depósitos de canal de la Formación Cerro Barcino haya sido controlada tanto por factores depositacionales como postdeposi-tacionales. En este sentido, el hecho de que los restos de vertebrados hayan aparecido hasta la fecha solamente en canales del tipo CHmt puede explicarse por la concurrencia de condiciones paleoambientales y diagenéticas favorables para la acumulación y preservación del material (Fig. 9). En efecto, las condiciones que privaron durante el sistema fluvial posteruptivo tardío habrían sido muy favorables para el establecimiento de importantes poblaciones de vertebrados, toda vez que las lluvias de cenizas cesaron, la tasa de sedimentación disminuyó y las planicies de inundación se estabilizaron permitiendo la extendida formación de paleosuelos. En este punto el factor diagenético habría jugado un papel crítico que favoreció la preservación en los canales en desmedro de las planicies. La cementación temprana, observada en los canales CHmt, que incluyó una primera fase de cemento ceolítico de cobertura de grano, seguida inmediatamente por cementos de oclusión (principalmente calcita y en menor medida ceolitas), disminuyó el efecto de la compactación (como queda evidenciado por la fábrica abierta que muestran las areniscas canal) y al mismo tiempo cerró químicamente el sistema evitando la corrosión y disolución del material óseo (Fig. 8). En las planicies la situación sería distinta debido a que el mayor grado de exposición subaérea, unida a una baja tasa de sedimentación, favoreció el ataque físico-químico y la consecuente alteración de los huesos. Por otro lado, la falta de una cementación carboná-tica temprana en los sedimentos finos de planicie no inhibió la compactación y los procesos de dia-génesis química.

Muy probablemente durante el desarrollo del sistema fluvial sineruptivo las condiciones para la vida no fueron óptimas, debido a que las reiteradas lluvias de cenizas no habrían favorecido el desarrollo de suelos vegetados condicionando las poblaciones de vertebrados. Sin embargo, el estudio petrográfico de los canales del tipo CHsl revela astillas microscópicas de huesos (Fig. 5c), en general bien conservadas, probablemente también debido a la cementación ceolítica y en menor medida carbonática temprana que muestran estos canales. Por lo tanto, la escasez de restos óseos en este intervalo parece más controlada por factores ambientales desfavorables que diagenéticos.

Finalmente, a pesar de que a primera vista las condiciones ambientales entre los sistemas fluviales posteruptivo temprano y tardío serían similares, el sistema posteruptivo temprano no ha proporcionado hasta la fecha restos óseos de importancia. Analizado el problema con mayor detalle, la falta de material óseo puede ser atribuida a diferentes causas. En primer lugar, el hecho de que estas planicies tuvieran una tasa de agradación extremadamente baja no permitió el rápido sepultamiento de los huesos, sino que por el contrario favoreció su alteración por agentes físicos, químicos y biológicos. Además, la falta de cementación temprana en los depósitos de planicie, unida a la alta reactividad diagenética del vidrio, probablemente promovió cambios diagenéticos significativos durante el sepultamiento. Por otro lado, las areniscas pertenecientes a los canales posteruptivos tempranos (CHsw) exhiben fuerte compactación, amplio desarrollo de pseudomatriz e importante autigénesis de minerales arcillosos en la fracción lítica (con formación incluso de clorita, véase Fig. 6). A lo dicho se debe sumar la falta de cementación temprana, probablemente debido a la alta proporción de matriz limo-arcillosa, la mala selección de las arenas y la baja porosidad depositacional. Todas estas características, llevan a suponer que aunque hubieran sido depositados restos de vertebrados en los canales, las condiciones diagenéticas no fueron favorables para generar niveles con alta concentración de éstos.

Lo dicho hasta aquí se encuentra esquematizado en el modelo de la figura 9, el que muestra que las mejores condiciones para la preservación y concentración de vertebrados corresponderían al sistema posteruptivo tardío. En este estado la eruptividad fue mínima (favoreciendo las condiciones para la vida), la velocidad de soterramiento alta (inhibiendo la meteorización del material) y los procesos de cementación temprana importantes (cerrando al sistema a las transformaciones diagenéticas posteriores).

CONCLUSIONES

1. El Miembro Cerro Castaño de la Formación Cerro Barcino ha proporcionado restos desarticulados de terópodos, dinosaurios terópodos, tortugas y cocodrilos no notosuquios en relativamente buen estado de preservación. El material óseo claramente indica escasa exposición (rápido sepultamiento) y demuestra variable grado de transporte fluvial.

2. El estudio sedimentológico de la secuencia ha permitido reconocer, sobre la base del ritmo de eruptividad, tres tipos de sistemas fluviales: sineruptivo, posteruptivo temprano y posteruptivo tardío.

3. Los restos de vertebrados aparecen en todos los casos en canales fluviales de sistemas posteruptivos tardíos. Las condiciones que privaron durante el desarrollo de este tipo de sistemas fueron propicias para el establecimiento de abundante vida. Lo dicho, sumado a la generación de cementos tempranos (calcita y en menor medida ceolitas) que cerraron rápidamente el sistema diagenético favorecieron la conservación del material óseo.

4. Depósitos fluviales formados en condiciones sineruptivas sólo han proporcionado astillas de huesos en depósitos de canal. La escasez de vertebrados en estos niveles es interpretada como debida a condiciones ambientales desfavorables en las planicies, antes que a un ambiente diagenético adverso.

5. En el caso de los sistemas fluviales posterup-tivos tempranos, la ausencia de material fósil parece relacionarse tanto a factores ambientales como diagenéticos. Entre los primeros, la baja tasa de agradación de las planicies impidió el rápido sepultamiento de los restos óseos. Por otro lado, la ausencia de cementación temprana favoreció el desarrollo de transformaciones diagenéticas, lo suficientemente profundas como para promover la disolución del material óseo. 6. El origen de las altas concentraciones de huesos en intervalos estratigráficos definidos de la Formación Cerro Barcino resulta un buen ejemplo del efecto combinado de las condiciones ambientales y diagenéticas sobre la preservación de vertebrados. En este sentido las mejores condiciones de preservación resultan de la concurrencia de ambiente depositacional propicio para el desarrollo de abundante vida, rápido sepultamiento y procesos de cementación tempranos que cierren el sistema diagenético.

Agradecimientos. Los autores desean expresar su agradecimiento al Museo Paleontológico Egidio Feruglio y al Departamento de Ciencias Geológicas de la Universidad de Buenos Aires por el apoyo logístico brindado.

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