Redalyc.Sedimentología y paleoambientes de la … · hace evidente la importancia del estudio detallado de estas unidades, y las implicancias que un conocimiento acabado de las mismas

Andean Geology

ISSN: 0718-7092

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Servicio Nacional de Geología y Minería

Chile

Gómez, Fernando J.; Astini, Ricardo A.

Sedimentología y paleoambientes de la Formación La Laja (Cámbrico), Quebrada La Laja, Sierra

Chica de Zonda, San Juan, Argentina

Andean Geology, vol. 33, núm. 1, enero, 2006, pp. 19-46

Servicio Nacional de Geología y Minería

Santiago, Chile

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Sedimentología y paleoambientes de la Formación La Laja(Cámbrico), Quebrada La Laja, Sierra Chica de Zonda,

San Juan, Argentina

Fernando J. Gómez

Ricardo A. Astini

Laboratorio de Análisis de Cuencas, Cátedra de Estratigrafía y Geología Histórica,Facultad de Ciencias Exáctas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de Córdoba

Av. Vélez Sarsfield 1611, 2º Piso Of. 7 X5016GCA Córdoba, [email protected]@efn.uncor.edu

RESUMEN

La Formación La Laja es una unidad clave en el marco de las teorías existentes respecto a la Precordillera Argentina,considerada como un 'terrane' alóctono proveniente de Laurentia y ubicado actualmente en los Andes Centrales del sur.Esta unidad constituye (junto a La Formación Cerro Totora) la base de la plataforma carbonática Paleozoica Inferior.Es precisamente en estas unidades basales donde se encontraría registrada la historia de separación y deriva de esteterrane exótico a Gondwana. La Formación La Laja es una unidad dominantemente calcárea que, a diferencia del restode las que componen la sucesión cambro-ordovícica de la Precordillera, presenta intervalos con sedimentación mixtasilicoclástica-carbonática. En el presente trabajo se realizó un detallado análisis de facies a través de los cinco miembrosreconocidos dentro de esta formación en la sección de referencia aflorante en la quebrada La Laja (Sierra Chica deZonda). Se reconocieron 19 microfacies principales agrupadas en 4 asociaciones de facies principales: 1) submarealesrelativamente profundas con influencia de tormentas e importante participación de sedimentos silicoclásticos finos, 2)submareales someras, 3) submareales someras mixtas, y 4) submareales a intermareales, ocasionalmente condesarrollo de ciclos de alta frecuencia, típicos de llanuras de mareas. No hay evidencias en esta sección de desarrollode facies más profundas, correspondientes a ambiente de talud o cuenca marina profunda. En contraposición la unidadregistra ambientes someros con algunos episodios de exposición subaérea. Calizas arenosas y areniscas calcáreasricas en feldespatos pueden observarse en el Miembro El Estero. Depósitos submareales de aspecto cíclico, coronadospor barras oolíticas pueden observarse en la base del Miembro Soldano. Intervalos de profundización por debajo del trende oleaje de tormentas con abundante participación de material terrígeno (margas y calizas nodulares) se registran enlos miembros Soldano y Juan Pobre, donde resaltan tempestitas con abundantes restos esqueletales y ricas en oolítas.Etapas de somerización y exposición subaérea se reconocen dentro de los miembros Rivadavia y Las Torres condesarrollo de facies de calizas bandeadas con abundantes niveles intraclásticos, superficies microkársticas y brechasde exposición. Cuerpos oolíticos con sets de estratificación cruzada bipolar, asignables a sistemas de barras oolíticas,son comunes en el tope del Miembro Las Torres. El pasaje a la Formación Zonda está indicado por una abruptareorganización de los sistemas depositacionales y desarrollo de ciclos perimareales de escala métrica coronados porun término microbialítico. Distintos órdenes de ciclicidad superpuestos pueden reconocerse dentro de la Formación LaLaja. La presencia de ciclos de mayor escala ('Grandes Ciclos') se infiere a partir de la alternancia de intervalos conabundante participación de silicoclásticos, a los que se sobreimponen ciclos de mayor frecuencia y escala métrica quereflejan una historia depositacional compleja donde interactúan factores ambientales y tectono-eustáticos.

Palabras claves: Calizas, Precordillera Argentina, Sierra Chica de Zonda, Quebrada La Laja, Formación La Laja, Cámbrico,Argentina

Revista Geológica de Chile, Vol. 33, No. 1, p. 19-46, 7 Figs., 1 tabla, Enero 2006.

2 0 SEDIMENTOLOGÍA Y PALEOAMBIENTES DE LA FORMACIÓN LA LAJA (CÁMBRICO)...

ABSTRACT

INTRODUCCIÓN

La Precordillera Argentina se destaca porpresentar características tectosedimentariasnotablemente diferentes de las demás sucesionesaflorantes a lo largo del margen occidental deSudamérica. Esto ha generado diferentes modelostendientes a comprender tales diferencias. Aunquealgunos autores consideraron a la Precordilleracomo un terreno autóctono (González Bonorino yGonzález Bonorino, 1991) o parautóctono conrespecto al margen occidental de Gondwana (Baldiset al., 1989; Loske, 1993; Aceñolaza et al., 2002),numerosos autores se han inclinado por la hipótesisde aloctonía de la Precordillera, sobre la base de:afinidades estratigráficas (Bond et al., 1984; Astiniet al., 1995 y 1996; Thomas y Astini, 1999, entreotros), paleomagnéticas (Rapalini y Astini, 1998),faunísticas (Vaccari, 1994; Benedetto, 2004 yreferencias allí citadas) y geocronológicas (Thomaset al., 2004). Estas evidencias permiten restituir la

posición original de este fragmento en el paleo-continente de Laurentia. A partir del acuerdorespecto de la aloctonía de la Precordillera (Dalzielet al., 1996; Ramos, 2004), resultan controvertidoslos modelos propuestos sobre su transferencia,como así también el momento en que ocurrió eltraslado y su acrección al margen occidental deGondwana (véase Dalla Salda et al., 1992; Dalzielet al., 1994; Dalziel, 1997; Astini et al., 1995, 1996;Keller, 1999). De acuerdo con la hipótesis dealoctonía de Astini et al. (1995), la Precordilleraconstituiría una microplaca que, luego de un procesoinicial de 'rifting' desarrollado durante el Cámbricoinicial (Thomas y Astini, 1999), se separó del margensudoriental de Laurentia y tras un periodo de derivay aislamiento en el Océano Iapetus, colisionó con elmargen occidental de Gondwana en el OrdovícicoMedio a Superior. De acuerdo con esta hipótesis,los estadíos iniciales de dicha historia estarían

Key words: Limestones, Argentinian Precordillera, Sierra Chica de Zonda, Quebrada La Laja, La Laja Formation, Cambrian, Argentina.

Sedimentology and paleoenvironments of the La Laja Formation (Cambrian), Quebrada La Laja,Sierra Chica de Zonda, San Juan, Argentina. The La Laja Formation is a key unit regarding the hypothesis of theArgentine Precordillera as a Laurentia-derived allochtonous terrane in the south central Andes. Together with the CerroTotora Formation it comprises the oldest unit exposed at the base of the Lower Paleozoic carbonate platform of thePrecordillera. According to previous work these units record the rifting-drifting history of this terrane exotic to Gondwana.The La Laja Formation contrasts with the rest of the overlying units of the Cambro-Ordovician carbonate platform by beingpartly mixed carbonate-siliciclastic. A detailed facies analysis of the five recognized members in the reference sectionat Quebrada La Laja (Sierra Chica de Zonda, San Juan Province) allow the recognition of 19 microfacies grouped intofour main environmentally significant associations: 1) a storm-influenced, deep subtidal environment with variable influxof fine siliciclastic sediments; 2) shallow subtidal, 3) mixed shallow subtidal and 4) shallow subtidal to intertidaloccasionally with well developed high-frequency tidal flat cycles. No deeper basinal or slope facies were found. Incontrast, the unit largely records shallow-marine facies with some evidence of subaerial exposure. Medium to coarse,calcareous, feldspar-rich sandstones and sandy limestones characterize the El Estero Member. The base of the SoldanoMember shows profuse development of cyclicity with capping oolitic shoals. This member and the upper Juan PobreMember contain deeper subtidal intervals, below the storm weather wave base, with high percentages of fine terrigenousmaterial represented by shaly marls and nodular limestones. Skeletal-rich and oolite-rich storm beds are recorded withinthem. Relative shallowing to subaerial environments recorded within the Rivadavia and Las Torres members, with thedevelopment of ribbon limestones, intraclastic rudstones, microkarstic surfaces and exposure breccias. Herringbonecross-bedded oolite shoals are common at the top of the uppermost Las Torres Member. The transition into the overlyingZonda Formation is represented by an abrupt rearrangement of the depositional systems and development of meter-scale microbial-rich peritidal cycles. Several orders of superposed cyclicity are recorded within the La Laja Formation.Larger-scale cycles ('Grand Cycles') are inferred from alternating members with important amounts of siliciclastics,whereas meter-scale cycles indicate higher frequency superposed mechanisms. Altogether these show a complexdepositional history linking environmental and tectono-eustatic signatures.

F.J. Gómez y R.A. Astini 2 1

representados en las Formaciones Cerro Totora yLa Laja (Astini et al., 1996), Cámbrico Inferior alto-Cámbrico Medio (Bordonaro, 1980, 1986 y 1999),que constituyen las unidades basales de laplataforma precordillerana. De lo antes dicho sehace evidente la importancia del estudio detalladode estas unidades, y las implicancias que unconocimiento acabado de las mismas tiene en lacomprensión de la evolución temprana de laPrecordillera Argentina y del margen proto-andino.

El principal objetivo de esta contribución esbrindar un análisis estratigráfico de detalle de laFormación La Laja en la sección de referencia, conel fin de establecer con mayor precisión suinterpretación paleoambiental e identificar patronesque permitan discutir su evolución. Esto permitirá

en un futuro establecer correlaciones mas precisascon otras secciones aflorantes a lo largo de laPrecordillera, permitiendo así documentar ladistribución de los cinturones de facies dentro de lacuenca y de su evolución espacial y temporal.

FORMACIÓN LA LAJA: ANTECEDENTES

La Formación La Laja (Borrello, 1962), junto alas demás sucesiones carbonáticas cambro-ordovícicas, aflora casi ininterrumpidamente a lolargo de la Precordillera Oriental, tanto en la sierrade Villicúm, al norte, como en la sierra Chica deZonda al sur (Fig. 1a). En ésta última, poseeafloramientos continuos entre el río San Juan alnorte y la Loma Redonda al sur, pudiendo incluirse

FIG. 1. (a)-extremo norte de la sierra Chica de Zonda, desde la quebrada La Flecha hasta la quebrada de Zonda y su ubicación dentro dela Precordillera Argentina (tomado de Baldis y Bordonaro 1984); (b)-vista panorámica de la Formación La Laja en la seccióncorrespondiente a la quebrada La Laja. Fotografía tomada desde el Valle de Zonda (margen occidental de la sierra de Zonda) haciael sudeste donde se ve la unidad manteando hacia el este.


un afloramiento aislado en la región del río Acequión(Baldis y Bordonaro, 1984).

Borrello (1962) estableció como estratotipo dela Formación La Laja la sección aflorante en laquebrada de Zonda (Fig. 1a), sobre el trazado de laruta nacional 20, 'entre la hostería y el km 21', ydescubrió el Cámbrico Inferior al pie del flancosudoccidental de la sierra de Villicúm (Fig. 1a),estableciendo la zona de Olenellus (Borrello, 1963).Stelzner (1923-1924) y Kayser (1923) describieroninicialmente faunas de trilobites que fueron luegorevisadas por Harrington y Leanza (1943). Estosautores determinaron la presencia del CámbricoMedio. Poulsen (1958) reconoció la zona deGlossopleura, proporcionando el primer elementodiagnóstico para correlacionarla a nivel mundial.Posteriormente, se definieron en otras localidadeslas zonas de Bathyuriscus-Elrathina y Glossopleura-Kootenia (Borrello y Pernas, 1965; Borrello, 1967).Borrello (1963) destacó, además, la gran afinidadde la fauna de trilobites de la Precordillera con lasde Laurentia (véase McKerrow et al., 1992 y Vaccari,1994), mencionada anteriormente por Poulsen(1958).

Si bien el hallazgo de Olenellus y la consiguienteedad cámbrica temprana fueron dados a conocerpor Borrello (1963, 1965, 1971), la bioestratigrafíade la unidad fue establecida por Bordonaro (1986)quien definió las biozonas que abarcan desde elCámbrico Inferior alto al Cámbrico Medio alto. Estetrabajo sirvió de complemento al estudio estrati-

gráfico sobre el Cámbrico de la quebrada de Zonda,donde Bordonaro (1980) redefinió la unidad y,sobre la base de contrastes litológicos, diferenciótres miembros informales. Asimismo, al conjuntode las Formaciones La Laja y Zonda lo incluyódentro del Grupo Marquesado. Con posterioridad,Baldis y Bordonaro (1981) definieron los miembros:Calizas con chert De La Roza, Cuarcitas y lutitas ElEstero, Calizas y margas Soldano, Calizas negrasBernardino Rivadavia y Calizas oolíticas JuanPobre. Más tarde Baldis y Bordonaro (1984)descartaron al miembro De La Roza, considerándolouna repetición tectónica del Miembro Rivadavia.Baldis y Bordonaro (1982) realizan una comparaciónentre el Cámbrico de la Precordillera Argentina y elde la 'Gran Cuenca' ('Great Basin') del oestenorteamericano, y mencionaron la presencia decuatro 'Grandes Ciclos', empleando el enfoqueutilizado para Aitken (1978) en el estudio delCámbrico de las Rocallosas canadienses. En unacontribución más reciente, Gomez y Astini (2005)reconocieron en la sección de la quebrada La Laja,propuesta como sección de referencia, los diferentesmiembros definidos para el perfil de Zonda porBaldis y Bordonaro (1981 y 1984), agregando unonuevo, reconocido en el tope de la sección. Dichaunidad, se denomina Miembro Las Torres y seubica entre el Miembro Juan Pobre y la FormaciónZonda (Fig. 2), habiendo sido reconocido en elresto de las secciones de la Formación La Lajaaflorantes en la sierra Chica de Zonda. Con

FIG. 2. Vista hacia el este en la sección de la quebrada La Laja donde pueden verse los Miembros Rivadavia, Juan Pobre y Las Torres yel contacto con la Formación Zonda. Nótese el relieve deprimido que presenta el Miembro Juan Pobre respecto a los MiembrosRivadavia y Las Torres.


anterioridad, el tramo representado por el MiembroLas Torres fue considerado como la parte superiordel Miembro Juan Pobre, sin embargo, como sedemuestra en este trabajo, su separación en dosmiembros diferentes se justifica dadas las notablesdiferencias sedimentológicas y estratigráficas.

Estudios litofaciales y aspectos petrográficospuntuales fueron dados a conocer por Baldis yBordonaro (1985), Bercowski y Bordonaro (1987) yBercowski et al. (1990). En trabajos de síntesisBordonaro (1990, 1992) trató aspectoslitoestratigráficos y bioestratigráficos de la unidad.Recientemente, Keller et al. (1998); Keller (1999),y Bordonaro (1999 y 2000) reinterpretaron laestratigrafía de la Formación La Laja señalando laexistencia de un importante hiato que abarcaría lasbiozonas del Cámbrico Medio bajo. Esta interpre-tación supone la ausencia de las biozonas dePlagiura-Poliella, Albertella y Glossopleura,originalmente determinadas por Bordonaro (1980 y1986). En este nuevo esquema la biozona deEhmaniella se desarrollaría inmediatamente porencima de la biozona de Olenellus, permitiendoequiparar este hiato con el evento regresivo HawkeBay (cf. Palmer y James, 1979) reconocido enNorteamérica. Keller (1999) publicó varias sec-ciones estratigráficas de la unidad estableciendouna correlación entre perfiles ubicados en la sierraChica de Zonda y la sierra de Villicúm. Másrecientemente, Sial et al. (2001) realizaron estudiosisotópicos de la unidad en la sierra de Zonda yBuggisch et al. (2003) dieron a conocer un estudioisotópico del tramo superior de la Formación LaLaja y unidades suprayacentes. Bordonaro (2003 ay b) realizó una revisión general de los depósitoscámbricos de la Precordillera Argentina. Algunos

aspectos de este trabajo han sido adelantados porGomez y Astini (2001, 2004 y 2005) y Gómez et al.(2002 y 2003). Por último, Gomez et al. (2005)adelantan una curva de isótopos de C y O para lasección aflorante en la quebrada La Laja aquíanalizada.

La quebrada La Laja (Fig. 1a y b) se halla a unos25 kilómetros al sur de la quebrada de Zonda entrela quebrada de Mogotes Negros por el norte y la dequebrada Alegre al sur. Sus coordenadas son: 31º33' 36,5''S y 68º 44'10,3''W y se encuentra a ca. 990m s.n.m. Se accede a la misma desde la rutanacional No. 20 transitando 13 km por un caminode ripio que se dirige hacia el sur próximo al flancooccidental de la sierra Chica de Zonda.

En esta sección, la Formación La Laja tiene unespesor de 470 m e inclina homoclinalmente haciael este con valores de entre 34 y 45º y rumbossubmeridionales (Fig. 1b). Si bien en esta secciónaflora solo la parte superior del Miembro el Estero,dado que presenta buena accesibilidad y escasadeformación (a diferencia de la sección de laquebrada de Zonda donde la unidad está afectadapor intenso plegamiento), (Fig. 1b) se la proponecomo sección de referencia.

La Formación Zonda (Bordonaro, 1980) de edadcámbrica tardía, suprayace a esta unidad y estácaracterizada por el desarrollo de ciclos perimarea-les de escala métrica (Keller et al., 1994), con'dolomudstones' peloidales grises alternantes conbancos blanquecinos amarillentos con laminacionescriptoalgales. En esta región, el contacto entreambas formaciones es neto y el marcado contrastelitofacial presente a ambos lados permiteinterpretarlo como una paraconcordancia.

METODOLOGÍA

Se levantó una columna estratigráfica detalladade la Formación La Laja en la sección de la quebradaLa Laja. A partir de los datos relevados en el campoy del análisis de muestras de mano, seccionesdelgadas, pulidos, y 'peels' se documentaron lasprincipales litofacies y microfacies presentes en launidad. La ubicación de los afloramientos y unavista panorámica de la sección en estudio puedenverse en las figuras 1 y 2, y una columna detallada

puede observarse en la figura 3. Las asociacionesde facies, sus relaciones y ubicación dentro de lacolumna y su interpretación paleoambiental sondiscutidas en el texto y resumidas en la figura 4 y enla tabla 1. En esta última se detallan las litofaciesreconocidas en el campo y se mencionan suscaracterísticas principales. A estas litofacies se lesasigna un nombre descriptivo con el objeto defacilitar su reconocimiento en el campo y se


FIG. 3. Columna detallada de la Formación La Laja correspondiente a la sección de la quebrada La Laja (M = 'mudstone', W = 'wackestone',P = 'packstones' y G = 'grainstone').

mencionan además las microfacies constituyentesde esas litofacies. A continuación se detallan lasprincipales microfacies reconocidas, donde se hacehincapié en la descripción objetiva de los modostexturales y composicionales. Sólo excepcional-

mente se mencionan aspectos interpretativos yaque estos son tratados en el apartado donde sediscuten las asociaciones de facies y los ambientesque éstas representan. Para cada microfacies seadiciona, cuando es posible, los equivalentes dentro


FIG. 4. Columna estratigráfica general de la Formación La Lajadonde se muestran columnas sintéticas de las diferentesasociaciones de facies reconocidas, las microfaciesconstituyentes y su ubicación dentro de la sección (verTabla 1 y descripción de microfacies y sus asociacionesen el texto); símbolos de acuerdo a la figura 3).

del esquema de 'microfacies standards' de Wilson(1975) y Flügel (1982), sin que esto implique quelas interpretaciones sobre el significado paleo-ambiental de las mismas sea el mismo que el de losmencionados autores. Las 'microfacies standards'se indican en el texto y en la tabla I mediante la siglaMS y el número correspondiente. Para cuantificar elgrado de bioturbación de algunos intervalos seutilizó el índice de icnofábrica (ii) (Droser y Bottjer,1986).

ESTRATIGRAFÍA

Si bien originalmente se definieron cuatro miem-bros dentro de la Formación La Laja (Baldis yBordonaro, 1984) en el presente trabajo se proponeun quinto miembro para su tramo cuspidal,originalmente incluido dentro del Miembro JuanPobre. Este último, en su definición original, incluyedos asociaciones de facies fundamentalmentedistintas tanto en sus rasgos litológicos comopaleoambientales, ambas de carácter cartografiablea nivel regional. Se propone entonces, redefinir elMiembro Juan Pobre (Baldis y Bordonaro, 1981emend. Gómez y Astini, este trabajo) que semantendrá en lo sucesivo para el tramo inferior(108 m) de calizas fangosas, de color gris claro aamarillento, con intercalaciones calcareníticas y elnuevo nombre de Miembro Las Torres (Gomez yAstini, este trabajo, nom. nov.) para el tramo superior(70 m). Este último está representado por calizasgrises oscuras y desarrollos de cuerpos oolíticosen la parte superior. Las diferencias entre ambosmiembros se establecen no solo a partir delcontraste litofacial, de coloración y en el patrón deestratificación sino en el perfil de meteorización yexpresión topográfica (Figs. 1a y 2).

En general, la Formación La Laja (Fig. 3)constituye una unidad dominantemente calcáreaque, a diferencia del resto de las que componen lasucesión cambro-ordovícica, presenta intervaloscon sedimentación mixta silicoclástica-carbonática.Se puede decir que en los tramos basales eintermedios de la unidad se intercalan niveles conabundante material silicoclástico. Tales niveles vandesde areniscas calcáreas y calizas arenosas,intercaladas entre calizas de estratificación delgadao calizas nodulares bioturbadas (Miembro El Estero),hasta litofacies más finas como calcipelitas y margaspardas verdosas, en ocasiones con abundanteglauconita y estratofábrica nodular (parte media de


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FIG. 5. (a)- Asociación de facies submareales someras mixtas correspondientes al tramo basal del Miembro Soldano; (b)-'packstone'bioclástico correspondiente al tramo basal de la Asociación de facies submareales mixtas. Los bioclastos corresponden a trilobites,(Miembro Soldano); (c)-'packstone' bioclástico correspondiente al tramo superior de la Asociación de facies submareales somerasmixtas (Miembro Soldano). Nótese la abundancia de material silicoclástico tamaño limo a arena, ausente en el 'packstone' de lafigura b; (d)- ciclo submareal somero (10 m de espesor), ubicado en la sección superior del Miembro Soldano; (e)- detalle delgrainstone oolítico con estratificación cruzada tipo 'herringbone' que corona el ciclo de la figura d; (f)- sección delgada de ungrainstone oolítico. Nótese el 'hardground' en la parte superior de la fotografía; (g)- nivel de 'packstone' intraclástico intercaladodentro de 'mudstones' y 'wackestones' bioclásticos de la microfacies A1 (ver Tabla 1), base del Miembro Soldano; (h)- detalle denivel de 'packstone' intraclástico, base del Miembro Soldano. (i)-'packstone' intraclástico donde pueden verse diferentes seccionesde intraclastos tubiformes (flecha), Miembro Juan Pobre.


los Miembros Soldano y Juan Pobre). Esta asocia-ción mixta es la que presenta una menor resistenciaa la meteorización, siendo responsable de generartopografías deprimidas (Figs. 1b y 2) en compa-ración con los intervalos carbonáticos más puros(como los Miembros Rivadavia y Las Torres).

Dentro de las litofacies netamente carbonáticasse pueden distinguir niveles de 'mudstones' y'wackestones' bioclásticos bioturbados y 'pack-stones' a grainstones oolíticos, oncolíticos ybioclásticos. Estas litofacies se disponen enocasiones formando ciclos de somerización talcomo se observa en la parte inferior del MiembroSoldano. Calizas bandeadas grises oscurascompuestas por 'mudstones' y 'wackestones' quealternan rítmicamente con 'dolomudstones' ama-rillentos son comunes en el Miembro Rivadavia yMiembro Las Torres, intercalados con nivelesbrechados y superficies microkársticas como, asítambién, 'packstones y rudstones' intraclásticos enocasiones asociados a 'hardgrounds'. En el MiembroRivadavia se observan niveles con presencia deestructuras microbialíticas de Girvanella general-mente formando agregados, oncolitos o formandoparte de intraclastos, como así también, incrus-taciones en diferentes aloquímicos. En el MiembroLas Torres se destacan, además, niveles de'mudstones' y 'wackestones' gris oscuros con agre-gados compuestos por Renalcis (Gómez et al.,2003; y Gómez y Astini, 2005) y niveles de 'grain-stones' oolíticos con estratificación cruzada.

ANÁLISIS DE MICROFACIES

'Mudstones-wackestones' bioclásticos (A): setrata de calizas fangosas con contenido bioclásticodisperso y con grados variables de bioturbación(microfacies A1, Fig. 6e). La matriz micrítica enocasiones presenta textura grumulosa. El materialbioclástico (10-20 %) se halla compuesto porfragmentos de trilobites generalmente bienpreservados y espículas de esponjas. En formasubordinada contienen ooides aislados. Estamicrofacies suele presentar importante contenidoclástico, arcilloso a limoso. En este caso (microfaciesA2) es común la presencia de juntas de presióndisolución donde se concentra el material insolubley dolomita. Estas características le otorgan enafloramiento un aspecto marcadamente nodular(Fig. 6h). MS 8 y 9.

'Wackestones-packstones' oolíticos laminados(B): se observan como bandas delgadas que oscilanen un rango de 2-3 cm y 1-2 mm de espesor (Fig.6f). En ocasiones se trata de una única hilera deooides alineados, sólo interrumpida por efectossobreimpuestos de bioturbación. Los ooides sonde tamaños muy uniformes (~1 mm) y presentanfábrica interna radial concéntrica, a veces pocovisible al encontrarse micritizados. En algunosniveles existen individuos reemplazados por unmosaico esparítico equigranular o por un únicocristal de calcita luego de haber sufrido etapas dedisolución. También pueden encontrarse conreemplazos drúsicos o dados por cristalesprismáticos dispuestos radialmente. En los casosen que no han sido reemplazados el núcleo estácompuesto por bioclastos (trilobites) o partículasde textura micrítica (generalmente peloides). En lamatriz también participan bioclástos generalmentefragmentarios correspondientes a trilobites eintraclastos bien redondeados de textura micrítica.Similar a la MS 10, pero el aloquímico dominanteson ooides en vez de bioclastos.'Mudstones' (C): 'mudstones' grises medios a oscu-ros con abundante materia orgánica dispuestos enbandas de entre 1 y 10 cm de espesor. Presentanmoderada a alta bioturbación (ii=3-4) y en ocasionesadquieren fábrica moteada. Cuando se reconocentrazas discretas las bioturbaciones son de arreglotridimensional, presentando mayor desarrollo en elplano horizontal. Los tubos que conforman estossistemas generalmente no superan 1-2 cm deprofundidad y los diámetros predominantes estánentre 2 y 5 mm. Ocasionalmente los tubos se hallanrellenos de dolomicroesparita. Al microscopio, seobservan texturas homogéneas y grumulosas.Ocasionalmente exhiben pseudomorfos deevaporitas donde éstas (posiblemente yeso) hansido reemplazadas por calcita, evidenciandoepisodios de hipersalinidad. Cuando estos nivelesse encuentran totalmente disruptos por la accióninfaunal, adquieren un aspecto 'brechoso' (Fig. 5h)por lo que en la bibliografía han sido denominadascomo pseudobrechas (cf. Demicco y Hardie, 1994).Estos 'mudstones' suelen presentar superficieserosivas netas o esculpidos irregulares con paredescolgantes o engolfadas propias de 'hardgrounds'.Correspondería a la MS 23.'Dolomudstones' (D): se trata de bandas centimé-tricas de fangos calcáreos dolomitizados de color



amarillento, en ocasiones con laminación paralelau ondulada, que intercala íntimamente con lamicrofacies C. Los cristales de dolomita tienenformas euhedrales a subhedrales, se presentancomo un mosaico equigranular sobreimpuesto, ytienen tamaño limo lo que le da una apariencia delimolíta. Posiblemente se trate de 'micrograinstones'peloidales donde la intensa dolomitización dificultael reconocimiento de otros rasgos texturales. Enocasiones esta microfacies pasa lateralmente o seencuentra intercalada con la microfacies C y puedeestar afectada por bioturbación.'Wackestones-packstones' con agregados deRenalcis (E): se trata de calizas fangosas conabundantes agregados de Renalcis de hasta 3 mmde diámetro que muy ocasionalmente se disponenen contacto. Los individuos de Renalcis se encuen-tran parcialmente recristalizados (Fig. 6h-i) yconforman agregados botroidales a reniformes, deformas simples, generalmente equidimensionalesy sin desarrollo de ramificaciones. La cavidad internase encuentra rellena por esparita equigranular y enocasiones drúsica, generalmente desprovista deinclusiones. Las paredes poseen un espesor quevaría entre 100-300 μm representando ~1/4-1/8 deldiámetro de los sacos. Son de composición micrítica,presentando un borde externo neto, de color oscuro,y un borde interno ligeramente más difuso. Losagregados de Renalcis se disponen en bandas depocos centímetros (aunque pueden alcanzar 10cm) que alternan con niveles más fangosos, algobioturbados (Gómez et al., 2003 y Gómez y Astini,2005). Se observan además escasos bioclastoscorrespondientes a trilobites. MS 22, en este casono se trata de oncoides sino de agregadoscompuestos por Renalcis.'Grainstones-packstones' bioclásticos (F): losbioclastos se hallan representados por trilobites

(Fig. 5b), pelmatozoos, y braquiópodos, con gradosvariables de preservación, y en ocasiones hayabundante glauconita. Estos niveles puedenpresentar además material clástico de tamaño limoy arena (Fig. 5c), y coloración parda-amarillenta aveces producto de la oxidación de mineralesferruginosos. Suele observarse además la presen-cia de intraclastos chatos de 'mudstones' macizos.La glauconita se presenta como agregados decoloración verdosa con diámetros menores a 1mm. En algunos casos se observan granos decomposición micrítica parcialmente glauconitizados.En ocasiones se encuentran concentrados enbandas de 1-2 cm por encima de superficies netaserosivas, de morfología irregular, que correspondena 'hardgrounds'. En otras los agregados se disponenconcentrados en niveles con espesores de hasta 5cm, produciendo características cubiertas de colorocre al oxidarse. MS 11 y 12.'Packstones' oolíticos (G): en esta microfacies seobservan ooides muy bien preservados, concontactos puntuales en una matriz micrítica parcial-mente recristalizada. Los ooides tienen estructurainterna tangencial con láminas concéntricas biendefinidas y presentan formas y tamaños diversos,adaptándose a la geometría de las partículas quesirven de núcleo (fragmentos de ooides, bioclástos,partículas micritizadas, etc.). En su mayoría sonmulticapa pero también hay ooides superficiales,principalmente cuando el núcleo es muy alargadoo de forma muy irregular. Los bioclastos presentes(que en ocasiones forman parte del núcleo de losooides) están representados por fragmentos detrilobites e hyolítidos. Esta facies es una variantede la MS 10 donde los aloquímicos son ooides y nobioclastos.'Packstones' bioclásticos oolíticos (H): son 'pack-stones' con fragmentos esqueletales y ooides en

FIG. 6. (a)-vista del contacto neto entre las calcipelitas de la parte superior del Miembro Soldano, y las calizas de color gris oscurocorrespondientes al Miembro Rivadavia; (b)-'rudstone' oncolitico ubicado en la base del Miembro Rivadavia, inmediatamente porencima del contacto con el Miembro Soldano infrayacente. (c)- sección delgada del nivel de la figura anterior, donde se observaun agregado microbialítico compuesta por Girvanella; (d)-'packstone' intraclástico-oolítico con intraclastos chatos. Nótese laporosidad de tipo 'shelter' ocluida por calcita (flecha), Miembro Rivadavia; (e)-nivel de 'packstone' intraclástico en contacto erosivosobre 'mudstones' y 'wackestones' bioclásticos, Miembro Juan Pobre; (f)-calizas heterolíticas compuestas por las microfacies A1

y B, sección superior del Miembro Juan Pobre; (g)-calcarenitas con estratificación cruzada de tipo 'herringbone', compuestas por'grainstones' peloidales-oolíticos-intraclásticos (microfacies K, Tabla 1), nivel correspondiente a la sección superior del miembroLas Torres; (h)- alternancia de niveles de pseudobrechas producto de bioturbación intensa y niveles de calizas fangosas conagregados de Renalcis (microfacies E), Miembro Las Torres; (i)- sección delgada del nivel con Renalcis donde se observa unagregado botroidal parcialmente recristalizado, Miembro Las Torres. (j)-'grainstone' peloidal-oolítico-intraclástico (microfacies K)correspondiente al nivel de la figura g, Miembro Las Torres.


proporciones similares. Los bioclastos son trilobitesgeneralmente fragmentados. Éstos se encuentrandispuestos paralelos al plano de estratificación,con su borde cóncavo dominantemente hacia arriba.La estructura interna de los ooides no se hapreservado ya que se hallan reemplazados poresparita en bloques o por un único cristal de calcita(porosidad oomóldica posteriormente rellena).Carecen de material silicoclástico. MS 10 dondelos aloquímicos dominates son ooides y bioclastos.'Grainstones-packstones' polimícticos (I): Soncalcarenitas con gran heterogeneidad composicio-nal. Los aloquímicos predominantes están repre-sentados por bioclastos, intraclastos, oncoides,peloides y de manera subordinada ooides, dispues-tos de manera caótica o sin un ordenamientoaparente. Puede observarse además la presenciade material silicoclástico tamaño limo. Es comúnen esta microfacies la presencia de agregados deGirvanella, formando intraclastos e incrustacionesalrededor de bioclástos, peloides e intraclastos.Los bioclastos corresponden principalmente arestos fragmentarios de trilobites y pelmatozoos. Sibien los bioclastos se encuentran fragmentados,cuando éstos se encuentran recubiertos porGirvanella presentan mejor grado de preservación,lo que indicaría que algunos fueron recubiertospreviamente a su movilización, transporte y abra-sión. Participan además intraclastos con abundantecontenido de limo clástico y escasos agregados deRenalcis dentro de intraclastos.'Grainstones' oolíticos (J): se trata de calcarenitaslimpias compuestas por oolitas con tamañosuniformes dispuestas en capas gradadas o conestratificación cruzada (Fig. 5e). En general, losooides son circulares a ligeramente elípticos ytienen estructura concéntrica (Fig. 5f). A vecesestán micritizadas, parcial o totalmente recristali-zadas y reemplazadas por calcita o por dolomita.En este último caso la dolomita reemplazaselectivamente los ooides. En casos de fábricadensa pueden tener contactos suturados asociadosa juntas estilolíticas. Puede haber hasta un 3 % dematerial detrítico subangular a subredondeado,tamaño limo a arena muy fina. Se observa además,aunque de manera muy subordinada la presenciade bioclastos, enteros o fragmentados (braquió-podos, trilobites). Es común la presencia de super-ficies netas e irregulares, desarrolladas sobre los'grainstones' oolíticos conformando hardgrounds

(Fig. 5f) que se evidencian por truncamientosafectando tanto a cemento como a las oolitas. MS15.'Grainstones' peloidales-oolíticos-intraclásticos(K): se trata de calcarenitas con peloides yocasionales ooides e intraclastos, a vecesrecristalizados y/o dolomitizados. En los ooides lafábrica interna se puede observar solo en formadifusa debido a que se hallan en gran partemicritizados. Se observan además bandas de 1 cmafectadas por presión disolución con peloides yooides deformados y contactos suturados. Lasbandas estilolíticas coinciden con la laminacióninterna que presenta esta microfacies. Intraclastosmicríticos y bioclastos correspondientes a trilobites,están muy subordinados (Fig. 6j). Es una varianterepresentada por una mezcla de las MS 15 y 16.'Rudstones' intraclásticos (L): son calciruditasdonde se reconocen dos tipos de intraclastosdiferentes (Gomez y Astini 2004):

L1-Intraclastos planares del tipo clastos chatos('flat pebbles'), en ocasiones internamente lamina-dos, constituidos por 'mudstones', 'wackestones' y'packstones' bioclásticos u oolíticos, como asítambién grainstones oolíticos. En el caso de losconstituidos por 'wackestones' y 'packstones'bioclásticos, estos presentan laminación paralela ylos bioclástos corresponden a fragmentos detrilobites. Se han observado además, intraclastoscon abundante material detrítico. En general, tienen2-3 cm de largo, son planares y pueden disponerseya sea de manera caótica, paralelos al plano deestratificación o imbricados con una matriz de fangocalcáreo intersticial. Suelen presentar gradaciónnormal, y es común la presencia de porosidad detipo 'shelter' ocluida por cemento esparítico. Enocasiones, además de intraclastos dentro de lamatriz, hay ooides en proporciones variables (Fig.6d). Estos ooides son circulares a elipsoidales ypresentan fábrica interna laminar concéntrica engeneral pobremente preservada ya que hay impor-tante micritización. Es una variante de la MS 24donde los aloquímicos dominantes son intraclastosy ocasionalmente ooides.

L2-Intraclastos de formas muy irregulares, consecciones tabulares, circulares a elípticas hasta enmedialuna que asemejan diferentes secciones deestructuras tubiformes, enteras o fragmentadas(Fig. 5i). Las paredes poseen bordes internos yexternos netos y planos, aunque las externas


pueden ser más irregulares. Son de composiciónmicrítica y/o microesparítica, de color más claroque la matriz en que se encuentran inmersos o laque constituye el relleno interno. Estos intraclastosse hallan compuestos por material micrítico, sinpresencia de aloquímicos, y se encuentran rellenosde micrita o de cemento esparítico, en ocasionescon estructuras geopetales. En general, el diámetroexterno de los tubos (DE) varía entre 4,5 y 12 mmy el diámetro interno (DI) entre 2 y 7 mm. Noobstante, las diferentes capas muestran tamañosrelativamente homogéneos, donde la relaciónpromedio DI/DE es de 0,57, y el espesor de lasparedes (EP=DE-DI/2) varía entre 0,75 y 3,2 mm.El núcleo o relleno interno se encuentrasistemáticamente centrado respecto al eje delintraclasto. La presencia de rellenos geopetales enla cavidad interna de los intraclastos indicaría quefueron transportados predominantemente comoestructuras abiertas. Variante de la MS 24 dondelos aloquímicos dominantes son intraclastos.'Rudstones' oncolíticos (M): oncolitos de hasta 2-3 cm de diámetro, de formas redondeadas a elípticas(Fig. 6b), con láminas planas de crecimientoconcéntrico y simétrico y compuestas por Girvanella(oncoides Tipo C, cf. Logan et al., 1964; Radwánskiy Szulczewski, 1966). Presentan partículas carboná-ticas como núcleo, ya sean peloides, bioclastosfragmentados, intraclastos, etc. Girvanella seencuentra asimismo formando intraclastos y/oagregados enrollados sin estructuración interna(Fig. 6c) o incrustando partículas. La matriz en quese encuentran inmersos los oncolitos estáconstituida por un 'packstone' a 'grainstone' peloidalcon bioclastos e intraclastos. Estos últimos interna-mente presentan textura de 'mudstones' y losbioclastos corresponden a trilobites. MS 22.Brechas calcáreas (N): dentro de esta microfaciesse incluye a brechas intraformacionales queincluyen intraclastos de textura micrítica y formasirregulares, angulosas o deflecadas, generalmenteflotando en un fango calcáreo de color amarillento.Los clastos micríticos tienen tamaños de hasta 3cm. Estas brechas se disponen sobre superficiesirregulares donde se observa que el brechamientoha ocurrido in situ (microkarst?), afectando a calizasbandeadas grises oscuras representadas por lasmicrofacies C y D. Variante de la MS 24 evidenciandoescaso transporte.'Dolomudstones' peloidales (O): 'mudstones' de

color gris oscuro, aspecto macizo, textura sacaroide(producto de dolomitización intensa) y moderada aalta bioturbación (ii=3-4). En ocasiones, se observanrelictos de texturas peloidales y/o grumulosas,visibles de manera difusa. En general, la intensadolomitización dificulta la observación de la mayoríade los rasgos texturales primarios. Variante de laMS 23.'Dolomudstones' biolaminados (P): se trata de'dolomudstones' de color gris claro a blanquecinocon una profusa laminación criptomicrobial tantoregular como irregular (sensu Kennard y James1986), porosidad fenestral ocluída por calcita,pequeños domos estromatolíticos (pequeñosestromatolitos LLH), grietas de desecación yacumulaciones de intraclastos chatos internamentelaminados. Las láminas presentan textura peloidaly/o grumulosa y carecen de material silicoclástico.Hay dolomitización intensa que dificulta el recono-cimiento de otros rasgos texturales. Variante de lasMS 19 y 20 dolomitizadas.Pelitas limoarcillosas calcáreas (Q): se trata defangolitas y limoarcilitas con fuerte reaccióncalcárea, laminación paralela y moderadabioturbación. Presentan una marcada fisilidad queoblitera la laminación primaria, fábrica estilonodulary color pardo-verdoso amarillento en ocasionesproducto de oxidación de glauconita y otrosminerales ferruginosos.Limolitas calcáreas laminadas(R): se trata delimolitas calcáreos de coloración pardo verdosacon una marcada abundancia de micas (tanto biotitay muscovita). Los granos de cuarzo varían entrelimo fino y grueso (subangulosos) y se encuentranen una matriz micrítica que en ocasiones presentatextura grumulosa y/o peloidal. Tiene laminaciónparalela y ocasionalmente laminación cruzada.Suelen intercalarse delgadas particiones pelíticas.Calcarenitas arenosas y areniscas calcáreas(S): se trata de transiciones entre arenitas híbridasy calizas arenosas con porcentajes variables dematerial silicoclástico que alcanzan el 80-90 % enbandas de 1-2 cm. En promedio, los silicoclásticosno superan valores del 40 % siendo el resto compo-nentes granulares (fundamentalmente bioclastos)parcialmente disueltos o micritizados. La fracciónarena presenta granulometría entre limo grueso yarena media y es de composición arcósica a sub-feldespática. Texturalmente, el material es bastanteinmaduro (partículas angulares a subangulares) y


son frecuentes las micas. Pueden presentarabundante glauconita y oxidación superficial lo quele da un color ocre amarillento. El cemento esesparítico de grano medio a grueso. Entre lasestructuras mas destacadas se cuenta la laminaciónparalela a veces dispuesta en conjuntos con bajoángulo, en la que alternan láminas con diferentesporcentajes de clásticos y laminación cruzadasimétrica producto de flujos oscilatorios.

ASOCIACIONES DE FACIES

ASOCIACIÓN DE FACIES SUBMAREALES RELATIVA-MENTE PROFUNDAS

Esta asociación se caracteriza por la presenciade importante contenido silicoclástico fino,incluyendo niveles calcipelíticos y calcilimolíticos,y niveles de 'mudstones' a 'wackestones'bioclásticos de colores pardos amarillentos poralteración de glauconita y otros mineralesferruginosos (microfacies Q, R, A1 y A2). Laestratificación delgada y laminación interna es, aveces, obliterada por fenómenos de compactaciónotorgándole el aspecto nodular que comúnmentedesarrollan (Figs. 5g-h). En general, se observauna alternancia de niveles nodulares con otros deaspecto más macizo, probablemente debido avariaciones en la proporción de material silico-clástico y/o en el grado de cementación. Estogeneró respuestas diferentes a los procesos decompactación y meteorización. Dentro de estaasociación se destacan intercalaciones tabularescon bases netas erosivas de 'packstones' a 'grain-stones' bioclásticos gradados (microfacies F), sinretrabajo de oleaje en el tope. Esta asociación seobserva en dos intervalos de 26 y 15 m presentesen la parte superior del Miembro Soldano (Fig. 6a)y en el tercio medio del Miembro Juan Pobre. Lasintercalaciones de 'packstones' a 'grainstones' confaunas relativamente diversificadas y fragmentadasrepresentarían depósitos de tormenta distales. Estose infiere debido a que carecen de los términoscuspidales típicos de tempestitas proximales (e.g.,ondulitas simétricas) y a que no se observan amalga-maciones entre eventos (e.g., Aigner, 1985). Noobstante, es preciso señalar que en general, elgrado de bioturbación es lo suficientemente elevado

como para desvirtuar los términos superiores de undepósito de tormenta. Un elemento de juicio inde-pendiente es la común presencia de abundanteglauconita cuyo crecimiento estaría vinculado abajas tasas de sedimentación en ambientes rela-tivamente reductores y de baja energía (Odin yMatter, 1981). Para esta asociación de facies,ambientes submareales relativamente profundos,de baja energía y por debajo del nivel de base deloleaje de tormentas son inferidos fundamentalmentedebido a la granulometría fina de los materiales, lapresencia de laminación paralela correspondientequizás a bajo régimen de flujo, la carencia deestructuras sedimentarias producto de acción deloleaje o mareas, y la presencia de tempestitasdistales. Asimismo, la presencia de glauconitaindicaría cierta condensación de la sedimentacióny sería un producto de diagénesis temprana,generándose en la interfase agua sedimento oinmediatamente debajo, donde sustratosrelativamente porosos se encuentran en contactocon el agua de mar en situación reductora. Debemencionarse, que otros autores han registradoejemplos en los que abundante glauconita sedesarrolla en ambientes marinos someros, conaltas tasas de sedimentación y niveles de energíaelevados (Chafetz y Reid, 2000). Éste no seríanuestro caso ya que, como ha sido mencionado, nose han registrado facies indicadoras de condicionesde alta energía por lo que puede descartarse dichoorigen y por el contrario, la presencia de una altaproporción de depósitos ricos en fango implica unpredominio de condiciones tranquilas. El dominiode clásticos finos podría deberse a que un influjo dematerial terrígeno en suspensión habría inhibido('poisoning') la productividad carbonática ( e.g.,Kendall y Schlager, 1981; Schlager, 1989).Alternativamente, puede deberse a que la mismafue sumergida rápidamente, disminuyendo así laproductividad carbonática. Las característicasmencionadas para esta asociación de facies, sonconsideradas comunes en ambientes submarealesde plataforma ya sea en depósitos modernos o enel registro geológico (e.g., Wilson y Jordan, 1983).Asimismo, depósitos similares han sido descritospor Calvet y Tucker (1988), Choi y Simo, (1998);Osleger y Read (1991) entre otros, e interpretadoscomo depósitos de plataforma media a externa.


ASOCIACIONES DE FACIES SUBMAREALESSOMERAS

Se incluyen aquí aquellas asociaciones de faciescarentes de contenido silicoclástico significativo ypertenecientes al medio submareal somero. Estasincluyen:

a) Niveles de apariencia cíclica, de entre 5-15 mde espesor ubicados la mitad inferior del MiembroSoldano (Fig. 5d). Los tramos inferiores estáncompuestos por 'mudstones' y 'wackestones'bioclásticos (microfacies A1) y presentan inter-calaciones de 'packstones' bioclásticos eintraclásticos y 'grainstones' oolíticos (microfaciesF, L1 y J). 'Grainstones' oolíticos de hasta 4 m deespesor y estratificación cruzada de tipo bimodalcoronan estos intervalos (Fig. 5e-f). Los términosinferiores de esta asociación de facies se habríandepositado en un ambiente submareal somero, pordebajo del nivel de base del oleaje de buen tiempo,con depósitos eventuales de tempestitas. Los'grainstones' oolíticos que coronan los ciclos corres-ponderían a depósitos de barras o 'shoals' queprogradan sobre los niveles anteriores, productode somerización gradual. La influencia de la accióndel oleaje y mareas sobre la parte superior de estoscuerpos oolíticos, esta representada por la presen-cia de 'sets' (15 cm de espesor cada uno) deestratificación cruzada de tipo bimodal ('herring-bone'). No se hallaron evidencias de exposiciónsubaérea en el tope de estos ciclos. A diferencia deotros ciclos observados en el Miembro Soldano,estos no presentan importante contenido silico-clástico, lo que indica que las barreras seconstruyeron en un ambiente alejado de la línea decosta o al abrigo del influjo clástico continental. Laprogradación o migración cíclica de cuerposoolíticos sobre facies submareales más profundas,indicarían una disminución en el espacio deacomodación. Los procesos de redistribución desedimentos por acción del oleaje y mareas, junto avariaciones relativas del nivel del mar habríanmantenido las condiciones necesarias para eldesarrollo de ciclos submareales someros, evitandoasí la agradación hacia condiciones intersupra-mareales. Esto es inferido por la ausencia deevidencias de exposición subaérea, diagénesismeteórica, pedogénesis incipiente, etc., que indi-quen depositación intermareal o supramareal.Procesos de redistribución activa de sedimentos

han sido considerados por Osleger (1991) comocríticos para el desarrollo de ciclos submareales.Ciclos de características y espesores similares alos aquí descritos han sido mencionados por Aigner(1985) para depósitos del Triásico Medio deAlemania, Osleger (1991) y Osleger y Read, (1991)para el Cámbrico Superior, de Utah y Nevada,Elrick y Read, (1991) para el Mississippiano deWyoming y Montana, Srinivasan y Walker (1993) yRankey et al. (1994) para el Grupo Conasauga, delCámbrico Medio y Superior de los Apalaches.b) Calizas bandeadas oscuras, representados por'mudstones' grises oscuros y 'dolomudstones'(microfacies C y D), brechas (microfacies N) ypseudobrechas calcáreas (Fig. 6h), 'packstones'bioclásticos y oolíticos, 'rudstones' intraclásticos(microfacies F, G y L1) y niveles con agregados deRenalcis (microfacies E, Fig. 6h-i) puedenobservarse en el tercio inferior y medio del MiembroLas Torres. Hacia la parte superior se hacen comu-nes intercalaciones de 'grainstones' peloidales yoolíticos (Fig. 6j), ya sea formando tempestitas,como así también sistemas de barras (Fig. 6g) connotable desarrollo de estratificación cruzada(microfacies J y K). La asociación de faciesobservada en la sección inferior y media, sobre labase de las características ya mencionadas, esinterpretada como correspondiente a ambientessubmareales muy someros, con evidencias recu-rrentes de exposición subaérea. Los niveles degrainstones peloidales y oolíticos, observados enla parte superior del miembro, representan ambien-tes submareales someros y de alta energía. Éstos,corresponden a sistemas de barras o 'shoals'sometidos a la acción del oleaje y mareas, lo quepuede ser inferido por la presencia de estratificacióncruzada de tipo 'herringbone'.c) Depósitos submareales sin arreglo cíclicoevidente, pueden observarse en la parte media delMiembro Soldano y en la mitad inferior del MiembroJuan Pobre (Fig. 3). Éstos se hallan caracterizadospor 'mudstones' y 'wackestones' bioturbados(microfacies A1 y A2), abundantes intercalacionesde niveles de 'grainstones' y 'packstones'bioclásticos (microfacies F), y ´'rudstones'intraclásticos como los de las figuras 5g-h(microfacies L1 y L2, Fig. 5i), 'packstones'bioclasticos-oolíticos, y de manera subordinada'packstones' a 'grainstones' oolíticos (microfaciesH, G y J). Estos niveles de 'packstones', 'grainstones'


y 'rudstones' se presentan como capas generalmen-te lenticulares, con gradación normal, bases ero-sivas y espesores de hasta 20 cm, y se interpretancomo tempestitas. En el caso del Miembro Soldanose destaca,además, un nivel discreto de 2 a3 m deespesor de 'grainstones/packstones' polimícticos(microfacies I), formado por capas amalgamadasde hasta 50 cm de espesor. Algunos de los nivelesde capas de tormentas mencionados, se encuentrancompuestos por 'rudstones' intraclásticos, cuyosintraclastos presentan formas comparables condiferentes secciones de estructuras tubiformes(microfacies L2, Fig. 5i). Se trataría de con-centraciones mecánicas de bioturbaciones,cementadas tempranamente, fragmentadas y trans-portadas durante tormentas, siendo posteriormentedepositadas durante la etapa menguante de latormenta (Gómez y Astini, 2004). Demicco y Hardie,(1994) mencionaron, para ambientes modernos,depósitos de tubos de Callianassa tempranamentecementados y formados en condiciones análogas.Esta asociación de facies se interpreta comodepositada en ambientes submareales someros,donde predominaba la depositación de fangoscarbonáticos afectados por la actividad infaunal.La presencia de capas de 'packstones' y'grainstones' gradados y con bases erosivas seríanindicadoras de condiciones de mayor energíadebido a tormentas episódicas que afectaron laplataforma. Como puede observarse en dosintervalos dentro de los Miembros Soldano y JuanPobre, algunos de los rudstones intraclásticosconstituyen el relleno de surcos erosivos de seccióntransversal en forma de 'V' y/o 'U' ('gutters' y 'casts')y en ocasiones con rellenos polieventualesamalgamados. Niveles similares a estos han sidotambién observados al norte, en la parte inferior delMiembro Juan Pobre (en la quebrada de JuanPobre), como así también en la sección afloranteen Cerro Tres Marías. Estos surcos generalmenteson atribuidos a flujos turbulentos helicoidalesoriginados por tormentas en ambientessubmareales, y rellenados durante etapasmenguantes (Kreisa, 1981; Aigner, 1985; Myrow,1992, 1994). Bridges (1972) describió este tipo deestructuras como producto de exposición subaéreay Duringer y Vecsei (1998) mencionan estructurasde corte y relleno producidas por emersión, aunqueno descartan un origen subácueo. En nuestro casose intercalan en facies fangosas bioturbadas

interpretadas como depositadas en ambientessubmareales someros. No obstante, un origenproducto de etapas de exposición subaérea nopuede descartarse. Estudios de mayor detallepermitirán definir si estos surcos se desarrollaronen ambiente subácueo o si representan períodosde exposición de la plataforma asociados a unacaída relativa del nivel del mar.d) Facies heterolíticas laminadas donde alternanbandas de ~1 cm de espesor de 'mudstones' pardogrisáceos, ocasionalmente bioclásticos (microfaciesA1, Fig. 6f) con 'packstones' oolíticos laminares(microfacies B, Fig. 6f) pueden observarse en eltramo superior del Miembro Juan Pobre (Fig. 3).Intercalan en el conjunto capas tabulares de'packstones' (F, G y L1 y L2) y grainstones oolíticos(microfacies J). Esta asociación correspondería aambientes submareales someros restringidos,donde predominaba la alternancia de 'mudstones'con láminas ricas en oolitas que representaría lasedimentación de fondo en situaciones próximas abarras oolíticas actuando como fuentes de ooides.Dicha alternancia implica un aporte intermitente deoolitas que se redistribuían en la periferia de lasbarras, mientras que las capas tabulares de'grainstones' y 'packstones' indicarían redeposita-ción masiva durante episodios de tormenta. Unejemplo actual similar lo constituyen sistemas debarras o shoals oolíticos observados al noroeste dela isla de Andros (Bahamas), donde dichos sistemashabrían marginado ambientes submarealessomeros de baja energía en situación de retro-barrera (Tucker y Wright, 1990). En esta situacióntanto las tormentas que afectaron las barras comoel permanente efecto del oleaje generarondispersión y remoción intermitentemente aportandoaloquímicos (ooides) a la región del 'backshoal'.

ASOCIACIÓN DE FACIES SUBMAREALESSOMERAS MIXTAS

Esta asociación, registrada en el Miembro ElEstero, varia de manera gradual entre dos extremosrepresentados por facies arenosas mixtas conmaterial terrígeno relativamente grueso y faciessubmareales carentes de dicho contenido clásticocomo las presentes en la base del Miembro Soldano.

El intervalo basal de esta asociación, se destacapor la presencia de paquetes de calcarenitasarenosas y areniscas calcáreas (microfacies S) y


limolitas calcáreas (microfacies R), intercaladas en'mudstones' a 'wackestones' bioclásticos, enocasiones nodulares (microfacies A1 y A2). Seintercalan en forma subordinada niveles de 'pack-stones' y 'grainstones' bioclásticos y oolíticos(microfacies F, G y J). Esta asociación se presentadentro del Miembro El Estero. Los niveles arenososse presentan en forma de capas generalmentelenticulares, de hasta 30 cm de espesor, en ocasio-nes amalgamadas. Estos niveles presentangranulometrías relativamente gruesas (limo gruesoa arena media), bases erosivas y evidencias deretrabajo de oleaje, y son aquí interpretados comotempestitas proximales (Aigner, 1985). Depósitossimilares en los que se intercalan areniscas grada-das en calizas micríticas han sido mencionados porTucker, (1982). La asociación de facies ya descritapuede asignarse a ambientes submareales some-ros, en los que intermitentemente hubo influjo clásti-co relativamente grueso depositado principalmenteen etapas de tormentas. El material terrígeno (ricoen feldespatos) habría sido aportado desde áreascratónicas, durante etapas de pasaje de sedimentos('bypass') que permitieron el acceso de materialesdetríticos desde zonas costeras hacia la plataforma.Esta modalidad es comúnmente gatillada y favoreci-da por descensos relativos del nivel del mar quefavorecen una 'mezcla episódica' y desarrollo dedepósitos mixtos ('punctuated mixing', cf. Mount,1984).

En la parte inferior y media del Miembro Soldano(Fig. 3) alternan niveles con escaso contenidosilicoclástico y niveles donde éste es abundanteconformando el conjunto paquetes de hasta 10 mde espesor. Los primeros se hallan compuestospor 'mudstones' y 'wackestones' bioclásticosbioturbados (microfacies A1), con intercalacionesde 'packstones' y 'grainstones' oolíticos (microfaciesG y J), bioclásticos (microfacies F, Fig. 5b),intraclásticos (microfacies L1), y a veces oncolíticos,con arreglo estratocreciente (alcanzando unespesor máximo de 90 cm). Generalmente alternanniveles poco bioturbados y niveles donde labioturbación es más intensa. Hacia el tope suelepresentar un nivel de entre 50 y 60 cm de 'mudstones'a 'wackestones' con una fábrica moteada productode bioturbación. Este nivel se destaca por unadisminución en el diámetro de las bioturbaciones.Cubriendo los niveles antes mencionados hay'mudstones' y 'wackestones' nodulares (microfacies

A2) con abundantes intercalaciones de 'packstones'y 'grainstones' bioclásticos de color pardo amarillen-to (niveles de hasta 25 cm de espesor, microfaciesF, Fig. 5c), y capas delgadas (< 5 cm), tabulares ylenticulares de limolitas calcáreas laminadas(microfacies R) ocasionalmente con evidencias deretrabajo de oleaje. Es común además la presenciade glauconita. Como ha sido mencionado, laslitofacies de la parte inferior presentan escasocontenido clástico, mientras que en la parte superioréste es abundante (ver 'packstones' bioclásticosde las figuras 5b-c). Este intervalo, en su conjunto,es interpretado como correspondiente a eventosde somerización, en los que inicialmente sedepositaron las litofacies relativamente puras enun ambiente submareal somero, desconectado delinflujo clástico con intercalaciones eventuales detempestitas. Luego, debido a la gradualsomerización, se activa el influjo de material terríge-no costero, depositándose el intervalo superior,con abundante contenido clástico y evidencias deretrabajo de oleaje. No se observan hacia el toperasgos que indiquen exposición subaérea o depo-sitación intermareal, ya que, grietas de desecación,estructuras pedogéneticas, laminaciones algales,u otros rasgos típicos de estos ambientes estánausentes. En este caso, y a diferencia de lomencionado para la asociación submareal profunda,la presencia de niveles con abundante glauconitaasociados a facies someras con evidencias deretrabajo de oleaje permite considerar un origenasociado a condiciones de mayor energía similar alpropuesto por Chafetz y Reid (2000).

ASOCIACIONES DE FACIES SUBMAREALESSOMERAS A INTERMAREALES

Facies submareales someras a intermareales,con evidencias recurrentes de exposición subaérea,se hacen comunes en los miembros Rivadavia yLas Torres, como así también en la suprayacenteFormación Zonda. En esta última, ciclos peri-mareales típicos de llanuras de mareas, compara-bles con los descritos por Keller et al. (1989) yCañas (1990) para unidades cámbricas de laPrecordillera se hallan bien representados (Fig. 3).

El Miembro Rivadavia (Figs. 3 y 6a) se hallacaracterizado por calizas bandeadas grises oscuras,donde alternan 'mudstones' ocasionalmente peloi-dales (microfacies C), con 'dolomudstones' de color


amarillento (microfacies D) a veces laminados.Hay además intercalaciones abundantes de 'rud-stones' intraclásticos (Fig. 6d), intraclásticos-oolíticos, y oncolíticos (microfacies L1, y M, Fig.6b), niveles de brechas (microfacies N) y pseudo-brechas y niveles de 'grainstones' oolíticos (micro-facies J). Evidencias recurrentes de exposiciónsubaérea son comunes y son inferidas por laabundancia de rudstones intraclásticos de variadageometría, superficies 'microkarsticas' y 'hard-grounds'. La presencia de niveles con pseudomorfosde evaporitas muestra condiciones de hipersalinidaden un ambiente muy somero, restringido y sujeto aevaporación intensa probablemente en un climaárido. Asimismo, Girvanella (Fig. 6c) formandooncolitos y agregados podría indicar que localmenteexistieron condiciones restringidas, tranquilas apoca profundidad (Flügel, 1982; Peryt, 1983; Tuckery Wright, 1990). Lentes de packstones a rudstonesintraclásticos que forman el relleno de canalessomeros, a veces con estratificación epsilon, soninterpretados como rellenos de pequeños canalesmareales. También, son un buen indicio de faciesintermareales, brechas calcáreas vinculadas aexposición subaérea. Esta asociación posee gradosvariables de bioturbación que va desde baja amoderada hallándose los sistemas de galeríasselectivamente dolomitizados (Gómez y Astini,2001). En ocasiones se observa una alternancia deniveles desprovistos de bioturbación con nivelesbioturbados. Facies de calizas bandeadas similaresa las del Miembro Rivadavia son interpretadas pornumerosos autores como correspondientes a estetipo de ambientes (veáse Reineck y Singh, 1980;Demicco, 1984; Pratt y James, 1986; Osleger yRead, 1991, y Demicco y Hardie, 1994, entre otros).

Por encima del Miembro Las Torres, y encontacto abrupto, se desarrollan dolomías con unarreglo cíclico, correspondientes a la FormaciónZonda. Los ciclos, de 4 a 6 m de espesor, estánrepresentados por la alternancia de dolomías saca-roides grises oscuras y dolomías laminadasblanquecinas (microfacies O y P, constituidas por'dolomudstones' peloidales y 'dolomudstones'biolaminados, respectivamente). Es común, lapresencia de estructuras microestromatolíticas,grietas de desecación, conglomerados de clastoschatos, y porosidad fenestral. Estos nivelescorresponden a ciclos perimareales típicos dellanuras de mareas (Hardie, 1986; Demicco y Hardie,

1994). Las características mencionadas puedenobservarse ya sea en el registro geológico, comoasí también en ambientes modernos, y son interpre-tadas como generadas en ambientes perimareales(veáse Shinn, 1983; Tucker y Wright, 1990, entreotros). La importante dolomitización existenteconstituye probablemente un rasgo diagenéticotemprano, ya que ésta se haya particularmentedesarrollada en los niveles superiores de la columna,caracterizada por el predominio de facies interma-reales y supramareales. El hecho de que la pre-sencia de abundantes dolomías coincida con uncambio ambiental importante reflejado por la abruptatransición hacia facies intersupramareales de laFormación Zonda, indicaría que el fenómeno dedolomitización se halla relacionado con procesosvadosos propios de estos ambientes (Shinn, 1983)y no que se trata de dolomitización producto dediagénesis profunda.

CONSIDERACIONES SOBRE PATRONES CÍCLICOS

Si bien no se han desarrollado estudiossistemáticos de ciclicidad en las formaciones LaLaja y Zonda, del arreglo vertical que presentan(Figs. 3 y 4) se puede inferir que hay ciclos dediferentes órdenes sobreimpuestos, indicando asíuna historia depositacional repetida. Los patronescíclicos comúnmente observados en depósitoscarbonáticos tienen como controles de primer ordeneustatismo, tasa de subsidencia, y tasa desedimentación, y de su interacción se infieren curvasrelativas del nivel del mar (e.g., Goldhammer et al.,1990 y referencias allí citadas). Asimismo, como seha observado en el registro geológico y en modeloscomputacionales, de gran importancia en eldesarrollo de patrones cíclicos observados endepósitos carbonáticos son procesos intrínsecos alos diferentes subambientes sin necesidad de queentren en juego controles externos (Ginsburg, 1971;Pratt y James, 1986; Spencer y Demicco, 1989;Burgess, 2001; Burgess, et al., 2001; Burgess yWright, 2003). Como destaca Goldhammer et al.(1993), la presencia de unidades con arreglo cíclicopuede ser el resultado de la interacción complejade procesos alocíclicos y autocíclicos, actuando adiferentes escalas y generando así diferentesórdenes de ciclicidad sobreimpuestos. No obstante,a través de procesos estocásticos puedenigualmente generarse secuencias que presenten


un aparente ordenamiento interno (Wilkinson et al.,1996, 1997, 1999).

La alternancia cíclica a gran escala entredepósitos carbonáticos y silicoclásticos cámbricosha sido ampliamente documentada en sucesioneslaurénticas (Aitken, 1978; Palmer, 1971; Hinze yRobinson, 1975; Palmer y Halley, 1979; Chow yJames, 1987; Koerschner y Read, 1989; Srinivasany Walker, 1993; Cowan y James, 1993; Spencer yDemicco, 2002, entre otros). Aitken (1978), debidoa su gran escala, llamó a esta alternancia 'GrandesCiclos' ('Grand Cycles'), diferenciándolos de losciclos de somerización de escala menor, conespesores del orden del metro, tan frecuentes endepósitos carbonáticos. Se considera actualmenteque la duración de los 'Grandes Ciclos' es compara-ble a la de ciclos de 2 y 3º orden. Dentro de estaalternancia cíclica de gran escala, común endepósitos paleozoicos laurénticos, se reconocenciclos de menor escala o ciclos de alta frecuenciasobreimpuestos (Osleger y Read,1993; Koerschnery Read 1989, entre otros), de 4º, 5º y 6º orden, conperíodos entre 500 y 10 ky. (cf. Vail et al., 1991;parasecuencias de Van Wagoner et al., 1988).

Baldis y Bordonaro (1982), sobre la base decontrastes litológicos y empleando el mismoenfoque de Aitken (1978), reconocieron 4 'GrandesCiclos' comprendiendo las Formaciones La Laja,Zonda y La Flecha y los compararon con ciclossimilares de la Formación Carrara de la Gran Cuenca('Great Basin') del sudoeste de Norteamérica. Kelleret al. (1998) y Keller (1999), empleando conceptosde estratigrafía secuencial, definieron para laFormación La Laja y base de la Formación Zondacinco ciclos de 3º orden. Como ha sido mencionado,la Formación La Laja y Formación Zonda presentanun arreglo estratigráfico más complejo que elmencionado en trabajos previos, donde lasuperposición de diferentes órdenes de ciclicidades evidente. Debe destacarse que el enfoqueutilizado por Aitken (1978) para sucesiones deLaurentia y por Baldis y Bordonaro (1982) paraunidades de Precordillera resulta demasiado simpley carece de significado si se tiene en cuenta lacomplejidad de los sistemas depositacionalescarbonáticos y mixtos y el nivel de resoluciónestratigráfica con que se trabaja actualmente.Muchos 'Grandes Ciclos' reconocidos no cumplencon los requisitos inicialmente propuestos por Aitken(1978), donde cada ciclo representaría un evento

de sedimentación continua, de carácter transgre-sivo-regresivo (Aitken, 1978; Chow y James, 1987;Srinivasan y Walker, 1993). Por ejemplo, han sidomencionados grandes ciclos cuyos hemiciclospresentan discontinuidades internas de rango estra-tigráfico secuencial (e.g., Osleger y Montañez,1996), o donde no hay cambios ambientales im-portantes, sino cambios graduales en la proporciónde material terrígeno (Cooper, 1989). Comoejemplo, puede mencionarse el caso del segundociclo reconocido por Baldis y Bordonaro (1982) quese inicia con los niveles mixtos de la parte superiordel Miembro Soldano y culmina con niveles carboná-ticos del Miembro Rivadavia. El contacto entreambos hemiciclos es abrupto (Fig. 6a), lo queresulta inconsistente con el enfoque de Aitken(1978). Asimismo, estos autores ubican la base delmismo ciclo en la parte media del Miembro Soldano,contradiciendo el aspecto de 'relativa homoge-neidad litológica' que requiere la definición formalde miembros. Esto justificaría una revisión delMiembro Soldano ya que incluye asociaciones delitofacies muy contrastadas.

La presente separación de ciclos mayores sinconnotación genética o estratigráfico-secuencialsólo considera la alternancia de litofaciescomposicionalmente diferentes, producto de laparticipación o no de aporte terrígeno a la cuenca,por analogía con la literatura clásica, donde la basede un ciclo se ubica en concordancia con la apariciónde litofacies mixtas y el tope en el paquetepuramente carbonático. Las características de loscontactos entre ciclos y/o hemiciclos son variablesen cada caso, pudiendo ser graduales o abruptos.Esta es la principal diferencia con los ciclosreconocidos por Aitken (1978) y utilizados por Baldisy Bordonaro (1982). Sólo adquieren importanciagenética o estratigrafico-secuencial cuando soninterpretadas en función de las asociaciones defacies que separan y los ambientes que estasrepresentan, independientemente de que tengan ono contenido clástico que puede deberse ainnumerables factores. En consecuencia, debido aque los Grandes Ciclos (según el enfoquetradicional) carecen de significado genético claro ysólo representan una alternancia de asociacionesde facies composicionalmente contrastadas, en elpresente trabajo su reconocimiento se realiza conel objeto de resaltar similitudes que a gran escalapresenta con el Cámbrico de Laurentia, pero que


FIG. 7. Columna estratigráfica generalizada de la Formación LaLaja donde se observan 3 ciclos de gran escala dondealternan litofacies mixtas y carbonáticas.

dadas las limitaciones cronoestratigráficas nopermiten establecer correlaciones regionales hastano entender bien el funcionamiento y la arquitecturade los sistemas carbonáticos respectivos.

Dentro de la sección de referencia descrita parala Formación La Laja se reconocen 3 alternanciassilicoclástico-carbonáticas (Fig. 7). Teniendo encuenta que la estratigrafía de la Formación La Lajase desarrolló entre la biozona de Olenellus (MiembroEl Estero) y el límite entre las biozonas deBolaspidella y Cedaria (contacto entre lasFormaciones La Laja y Zonda) (Bordonaro, 2003),la misma representa un rango temporal de ~10 M.a.Puede entonces considerarse que los ciclosreconocidos corresponderían a fluctuaciones de 2ºy/o 3º orden (cf. Vail et al., 1991), inclusoconsiderando la presencia de la discordancia HawkeBay entre los Miembros El Estero y Soldano (Kelleret al., 1998). Aunque aún no se conoce su verdaderamagnitud temporal en la Precordillera dicho hiatuscomprendería las biozonas de Plagiura/Poliella,Albertella y Glossopleura (Bordonaro, 1999; 2003ay b).

Un primer ciclo se reconoce (Fig. 7) entre labase de la sección y el contacto neto con laasociación de facies submareales relativamenteprofundas dentro del Miembro Soldano (Fig. 3). Elhemiciclo basal, sin base expuesta, se encuentracompuesto por la asociación de facies submarealessomeras mixtas observadas en los primeros 65 mdesde la base del perfil incluyendo lo que aflora delMiembro El Estero y la base del Miembro Soldano.De manera transicional pasa al hemiciclocarbonático representado por 85 m de la asociaciónde facies submareal somera desarrollada en lasección media del Miembro Soldano. El contactocon el siguiente ciclo es neto y se encuentra marcadopor 26 m de la asociación de facies submarealesrelativamente profundas de la parte superior delMiembro Soldano. El hemiciclo carbonático estámarcado por el abrupto desarrollo del MiembroRivadavia, representado por 120 m de lasasociaciones de facies submareales someras aintermareales (Figs. 4 y 6a). Este último abarca elMiembro Rivadavia más ~25 m de la sección basaldel Miembro Juan Pobre. El contacto neto entre loshemiciclos del segundo ciclo representaría algunasuperficie importante desde el punto de vistaestratigráfico secuencial, ya que separa faciessubmareales relativamente profundas con importan-


te contenido silicoclástico y facies perimarealescarentes del mismo, implicando una rápidareorganización de los sistemas depositacionales.El contacto con el tercer ciclo (Fig. 7) estáevidenciado por el pasaje de facies submarealessomeras a facies submareales profundas conjunta-mente con un aumento gradual del contenido dematerial terrígeno. El hemiciclo inferior compren-dería la sección media del Miembro Juan Pobre(~15 m), representado por facies mixtas subma-reales profundas. El hemiciclo carbonáticodesarrollado en aparente continuidad correspondeal tramo superior del Miembro Juan Pobre y latotalidad del Miembro Las Torres representadospor facies submareales someras. En contacto netose apoyan las dolomías de la Formación Zonda queindicarían un fuerte contraste paleoambiental,mediando una superficie estratigráficamentesignificativa. La misma sería producto una rápidareorganización de los sistemas depositacionales,representando una discontinuidad estratigráfica(paraconcordancia).

Al arreglo en ciclos mayores se sobreimponenciclos de somerización de escala métrica(probablemente 4 y/o 5º orden). Éstos puedenobservarse dentro de la Formación La Laja (ciclossubmareales del Miembro Soldano) y dentro de laFormación Zonda, donde ciclicidad de altafrecuencia es más evidente. Estos últimos corres-ponden a ciclos perimareales típicos, que contrastannotablemente con los observados en la FormaciónLa Laja.

Los ciclos submareales del Miembro Soldanopresentan evidencias de la acción de oleaje ymareas indicando que los procesos de erosión yredistribución de sedimentos habrían sido de granimportancia en su configuración. Si bien éstos soncontroles en esencia 'autocíclicos', el modeloautocíclico de Ginsburg (1971) no es aplicable yaque implica la depositación de facies intermareales

coronando estos ciclos. Considerando que las tasasde sedimentación comunes en ambientes carboná-ticos permitirían la rápida agradación hasta zonasdonde se depositan facies intermareales, superandola generación de espacio de acomodación, lacarencia de facies intermareales coronando losciclos implica que erosión submarina o redistribu-ción de sedimentos habrían inhibido la agradación(cf. Osleger, 1991). Esto indicaría que procesosautocíclicos han sido importantes en su configu-ración. De todas maneras es necesario que estosprocesos hayan actuado en conjunto con controlesexternos que crearon periódicamente el espacio deacomodación necesario para la generación de estosciclos. En el caso de los ciclos de alta frecuencia dela Formación Zonda, los mismos presentan faciesintermareales en el tope, y muestran buenasevidencias que indican exposición subaérea. Loantes dicho permite inferir que variaciones relativasdel nivel del mar de alta frecuencia pueden haberafectado en gran medida a estos depósitos. Eneste caso, el modelo progradacional de Ginsburg(1971) puede ser aplicado aunque no puededescartarse que controles alocíclicos hayan tenidoun efecto importante ya que notables improntas deexposición subaérea sólo se producen si hay unacaída relativa del nivel del mar (Lehrman yGoldhammer, 1999; Burgess, 2001). Comomencionara Goldhammer et al. (1993) para elOrdovícico Inferior de Texas, la falta de masacontinentales en regiones polares durante elCámbrico y Ordovícico temprano puede haberminimizado el efecto glacio-eustático. Teniendo encuenta lo antes dicho, los procesos autocíclicospueden haber sido realzados teniendo así un mayorcontrol en el desarrollo de estos depósitos. Estudiosde mayor detalle a lo largo de diferentes seccionesse hallan en curso con el objeto de resolver estascuestiones.

CONCLUSIONES

De la revisión sedimentológica y estratigráficade la Formación La Laja, Cámbrico Inferior y Mediode la Precordillera Argentina, se establecen lassiguientes conclusiones:

Se reconocieron 19 microfacies agrupadas en

4 asociaciones de facies principales, con numerosasvariantes, que permitieron realizar el análisis paleo-ambiental de la unidad.

Las asociaciones de facies reconocidas corres-ponden a ambientes marinos someros de naturaleza


REFERENCIAS

mixta carbonático-silicoclástica. El espectro repre-sentado por dicha formación va desde ambientessubmareales relativamente profundos, afectadosocasionalmente por tormentas, a ambientessubmareales mucho más someros, bajo el efectodel oleaje y mareas. No hay evidencias, al menosen la sección de la quebrada La Laja, de desarrollode facies más profundas, correspondientes aambiente de talud o cuenca marina profunda. Sibien predominan litofacies carbonáticasrelativamente 'puras' (donde el contenido de materialsilicoclástico se halla muy subordinado), enocasiones hubo importante aporte de materialsilicoclástico, lo que generó en ciertos intervalos eldesarrollo de facies mixtas. Depósitos perimareales,con evidencias recurrentes de exposición subaerea,condiciones marinas restringidas, desarrollo delaminaciones algales, etc., se hacen comunes en laparte media y superior de la columna. Estosalcanzan su mayor desarrollo durante ladepositación de la Formación Zonda, en la queciclos perimareales típicos son observados encontacto neto sobre el Miembro Las Torres. Latendencia general de la Formación La Laja essomerizante, se observa el predominio de depósitossubmareales en la parte inferior y media, y depósitos

supramareales hacia la parte superior. A pesar deesto, hubo episodios puntuales en los que haysignos de profundización importante con abundanteaporte de material terrígeno. Durante estos episo-dios la sedimentación carbonática se vio sensi-blemente disminuida, como en el caso de la secciónsuperior del Miembro Soldano, donde predomina lasedimentación silicoclástica. Asimismo, huboetapas de rápida somerización, como la ocurridadurante la depositación de los miembros Rivadaviay la Formación Zonda. El marcado contraste entreel intervalo basal cíclico del Miembro Soldano y elintervalo con importante contenido silicoclástico dela parte superior justificarían una separación desdeel punto de vista litoestratigráfico que permitiríaafinar aspectos de correlación estratigráfica y aclararla nomenclatura existente.

La alternancia de ciclos de gran escala endepósitos carbonáticos y mixtos, sumado a lapresencia de ciclos de somerización submarealesy ciclos perimareales de alta frecuencia y escalamétrica, refleja que hubo distintos órdenes deciclicidad sobreimpuestos durante la depositaciónde la Formación La Laja y su pasaje a la FormaciónZonda, evidenciando una historia depositacionalcompleja.

AGRADECIMIENTOS

Se agradecen los comentarios de los revisoreslos Dres. B. Pratt (University of Saskatchewan,Canadá), J. Le Roux (Universidad de Chile) y O.Bordonaro (Universidad Nacional de San Juan-Conicet, Argentina) sobre distintos aspectos deeste trabajo. Asimismo, se agradece a los geólogosS. De La Puente (Centro Regional de Inves-tigaciones Científicas y Técnicas (CRICyT), Men-doza, Argentina) y R. Foglia (Centro de

Investigaciones Paleobiológicas y UniversidadNacional de Córdoba, Argentina) y M. Breccia y alas estudiantes L. Sorrentino y E. Bertoni (Univer-sidad Nacional de Córdoba) por su ayuda brindadadurante el desarrollo de las tareas de campo. Elpresente estudio es subsidiado por el ConsejoNacional de Ciencia y Tecnología (PIP 02971/2001CONICET) y la Agencia Nacional de PromociónCientífica y Tecnológica (PICT 07-11741/2002).

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Redalyc.Sedimentología y paleoambientes de la … · hace evidente la importancia del estudio detallado de estas unidades, y las implicancias que un conocimiento acabado de las mismas