Relatorio2017 14 Limarino-et-al

Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
Relatorio del XX Congreso Geológico Argentino - Tucumán 2017
ESTRATIGRAFÍA CENOZOICA DE LAS CUENCAS DE ANTEPAÍS
DE LAS SIERRAS PAMPEANAS NOROCCIDENTALES
Y PRECORDILLERA DE LA RIOJA
Carlos O. LIMARINO1, Sergio A. MARENSSI1, Patricia L. CICCIOLI1, Ana M. TEDESCO2
Universidad de Buenos Aires, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Departamento de
Ciencias Geológicas-IGEBA-CONICET, 1428 Buenos Aires.
Emails: limar@gl.fcen.uba.ar; smarenssi@hotmail.com; ciccioli@gl.fcen.uba.ar
2
SEGEMAR. Email: atedesco76@gmail.com
1
RESUMEN
Se efectúa una revisión y actualización de la estratigrafía de las secuencias paleógenas y neógenas expuestas en
las Sierras Pampeanas Noroccidentales y Precordillera septentrional de La Rioja. Aquí se reconocen tres principales áreas de afloramientos: 1. Sierra de Los Colorados (depocentro Vinchina), 2. Sierras de Yanso y La Flecha
(depocentro La Troya) y 3. Quebrada de Santo Domingo-sierra del Peñón. Las rocas cenozoicas más antiguas
corresponden a los estratos rojos de la Formación Puesto La Flecha, compuesta mayormente por areniscas y
fangolitas depositadas en ambientes fluviales de baja energía y lacustres efímeros durante el intervalo Eoceno
tardío-Oligoceno temprano. La unidad es sucedida por un espeso conjunto de areniscas correspondientes a
la Formación Vallecito (Oligoceno tardío-Mioceno temprano), formada principalmente por el apilamiento de
secuencias de dunas eólicas. La Formación Cerro Morado (Mioceno temprano a medio) incluye dos miembros,
el inferior compuesto por areniscas y fangolitas, junto a escasos conglomerados, y el superior de naturaleza
volcánica y volcaniclástica. El inicio de la sedimentación de la Formación Vinchina, ocurrido entre los 16-15 Ma,
marcó el comienzo de la sedimentación en la antefosa de la cuenca de antepaís. La mayor parte de la Formación
Vinchina está compuesta por areniscas y fangolitas, con proporción subordinada de conglomerados y escasas
evaporitas, mayormente depositadas por sistemas fluviales de baja energía, asociados a depósitos lacustres efímeros y eólicos. En el depocentro La Troya estas rocas son sucedidas por conglomerados, areniscas y pelitas de
la Formación Zapallar; mientras que en el depocentro de Vinchina, mediando una superficie de fuerte incisión,
se depositaron areniscas, fangolitas y conglomerados de la Formación Toro Negro (Mioceno más tardío-Pleistoceno temprano) que representa el progresivo avance hacia el este de los cabalgamientos precordilleranos.
Finalmente, conglomerados gruesos, brechas y areniscas, registran la canibalización de las cuencas de antepaís.
Este intervalo corresponde a la Formación El Corral (Plioceno tardío-Pleistoceno) y registra la sedimentación, en
gran medida sintectónica, en abanicos aluviales y sistemas fluviales multicanalizados de alta energía.
Palabras clave: Paleógeno, Neógeno, antepaís, La Rioja.
ABSTRACT
Cenozoic stratigraphy of the foreland basins of the Sierras Pampeanas Noroccidentales and Precordillera of La Rioja. A review and update of the Paleogene and Neogene sequences cropping out in the Sierras Pampeanas Noroccidentales and Precordillera of La Rioja is presented. Three main depositional areas are recognized: 1. Sierra de Los
Colorados (Vinchina depocenter), 2. Sierras de Yanso and La Flecha (La Troya depocenter) and, 3. Quebrada
de Santo Domingo-sierra del Peñón. The oldest Cenozoic rocks are red-beds of the Puesto La Flecha Formation
composed of sandstones and mudstones deposited in low-energy fluvial and ephemeral lacustrine environments. Radiometric, magnetostratigraphic and paleontological information locates this unit in the Upper Eocene-Lower Oligocene interval. The former unit is succeeded by a thick set of eolian sandstones corresponding
to the Vallecito Formation (Upper Oligocene-Lower Miocene), formed mainly by the stacking of dune deposits.
The Cerro Morado Formation (Lower to Middle Miocene) includes two members, the lower one composed of
sandstones and mudstones, along with few conglomerates, and the upper one of volcanic and volcaniclastic
nature. The beginning of the sedimentation of the Vinchina Formation, which occurred between 16 and 15 Ma,
marked the onset of sedimentation in a retroarc foreland basin. Most of the Vinchina Formation is composed
of sandstones and mudstones, with a subordinate proportion of conglomerates and few evaporites, all of them
deposited by low-energy river systems, associated with ephemeral lakes and eolian deposits. In the La Troya
depocenter these rocks are succeeded by conglomerates, sandstones and mudstones belonging to the Zapallar
Limarino, C.O., Marenssi, S.A., Ciccioli, P.L. y Tedesco, A.M. 2017. Estratigrafía cenozoica de las cuencas de
antepaís de las Sierras Pampeanas Noroccidentales y Precordillera de La Rioja. En: Muruaga, C.M. y Grosse,
P. (Eds.), Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA. Relatorio del XX Congreso Geológico Argentino,
San Miguel de Tucumán: 269-290. ISBN 978-987-42-6666-8
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Limarino et al. – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
Formation; while in the Vinchina depocenter the sandstones, mudstones and conglomerates of the overlying
Toro Negro Formation (latest Miocene-early Pleistocene) were deposited above a deep incision surface. Finally,
thick conglomerates, breccias and sandstones, record the partial cannibalization of the foreland basins into intermontane basins. This interval corresponds to the El Corral Formation (late Pliocene-Pleistocene) and records
syntectonic sedimentation, largely in alluvial fans and high energy multi-channeled fluvial systems.
Keywords: Paleogene, Neogene, foreland, La Rioja.
INTRODUCCIÓN
Desde los estudios pioneros de Brackenbush
(1891), Bodenbender (1911, 1922) y Hausen (1921),
hasta las investigaciones más recientes que tempranamente consolidaron el conocimiento regional
de las Sierras Pampeanas Noroccidentales y la Precordillera riojana (Turner 1962, 1964, Furque 1963,
1972, Ramos 1970, Caminos 1972, entre otros), ha
llamado la atención el potente espesor y amplio
desarrollo regional de las sucesiones paleógenas y
neógenas.
La estratigrafía cenozoica de las Sierras Pampeanas Noroccidentales y la Precordillera riojana
ofrece un completo registro de la evolución de las
cuencas y actividad magmática, previa y durante
la orogenia Andina, cuyos efectos llegan hasta el
presente. Aunque frecuentemente pasado por alto,
el registro preorogénico, que incluye sedimentitas
y volcanitas formadas entre el Eoceno y el Mioceno
temprano (formaciones Puesto La Flecha, Vallecito y Cerro Morado), resulta clave, no sólo para
reconstruir la evolución de las cuencas, sino también para entender la naturaleza de los patrones
sedimentarios y magmáticos ocurridos previo y
con posterioridad al inicio de la orogenia andina.
Las condiciones compresivas desarrolladas a partir del Mioceno medio llevaron a la acumulación
de muy potentes sucesiones sedimentarias, las que
con frecuencia son adjudicadas genéricamente al
relleno de la cuenca de antepaís. Sin embargo, las
síntesis realizadas por Ciccioli et al. (2010a, 2011),
han demostrado patrones de evolución de cuencas
mucho más complejos, que incluye fases iniciales
de cuencas de retroarco transpresivas, seguida por
el desarrollo de una amplia cuenca de antepaís,
la cual fue finalmente fracturada y canibalizada
(formaciones Vinchina, Zapallar, Toro Negro y El
Corral). El estudio del paleógeno y neógeno de
la región se encaró desde diferentes líneas de investigación, las que incluyeron inicialmente trabajos regionales que sirvieron de base fundamental
para ulteriores investigaciones (Turner 1962, 1964,
Furque 1963, 1972, Zuccolillo 1963, Ramos 1970,
Caminos y Fauqué 2001). Posteriores análisis paleomagnéticos y magnetoestratigráficos llevados a
cabo por Tabbutt et al. (1989), Reynolds et al. (1990),
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Ré y Barredo (1993), entre otros, permitieron presentar correlaciones, no sólo en el área que aquí nos
ocupa, sino también con regiones vecinas. Reconstrucciones paleogeográficas, análisis sedimentológicos y de evolución tectosedimentaria llevaron a
la identificación de los paleoambientes depositacionales, la evolución de éstos a través del tiempo,
y su relación con la tectónica. Entre otras contribuciones vinculadas a esta temática se citan los trabajos de Jordan et al. (2001), Limarino et al. (2001),
Tripaldi et al. (2001), Tripaldi y Limarino (2005),
Ciccioli et al. (2011), Collo et al. (2011), Tedesco et
al. (2013) y Marenssi et al. (2015). Por regla general, las unidades tanto neógenas como paleógenas
han brindado escaso material fósil, excepciones
corresponden a los restos de quelonios descriptos
en la Formación Puesto La Flecha (De La Fuente et
al. 2003), asociaciones palinológicas reportadas de
la Formación Cerro Morado (Barreda et al. 2003),
restos de mamíferos identificados en la Formación
Toro Negro (Arcucci et al. 1999, Rodríguez Brizuela
y Tauber 2006) y trazas de invertebrados y vertebrados (Krapovickas et al. 2009, 2017, Melchor et al.
2010, 2012). En fecha reciente se ha incrementado
notablemente la información cronoestratigráfica,
mayormente sobre la base de dataciones U-Pb obtenidas de circones en tobas y circones detríticos recolectados de areniscas. Estas edades permitieron
no sólo datar con razonable precisión la mayoría
de las unidades analizadas, sino también fechar los
principales acontecimientos tectónicos y ambientales a nivel cuencal (Coughlin et al. 1998, Ciccioli et
al. 2014b, Amidon et al. 2016, Collo et al. 2017, Fosdick et al. 2017).
El objeto de esta contribución es presentar una
síntesis de las características estratigráficas de
las unidades paleógenas y neógenas aflorantes
en el oeste de la provincia de La Rioja. Para cada
unidad se brindan datos acerca de su definición,
composición litológica, extensión regional, ambientes sedimentarios, edad, correlaciones y contenido paleontológico. Finalmente, se presenta un
cuadro estratigráfico integrado para la región y
una síntesis que resume el conocimiento actual de
la evolución de las cuencas a lo largo del tiempo.
La región estudiada incluye a las provincias
geológicas de Precordillera septentrional y las Sie270
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rras Pampeanas Noroccidentales, desde las estribaciones australes de la Sierra de Toro Negro hasta el
cerro Letrero próximo al límite entre las provincias
de San Juan y La Rioja (Figuras 1 y 2).
MARCO GEOGRÁFICO Y GEOLÓGICO
El área estudiada en este trabajo se extiende
entre los 28°20’ y 29°34’ LS y los 69°00’ y 68°00’ LO
(Figura 1), y comprende a unidades morfoestructurales incluidas en las Sierras Pampeanas Noroccidentales (Sierra de Los Colorados, sierras de
Maz y Umango-Espinal) y en la Precordillera septentrional (sierra de Yanso, cordón de La Flecha,
sierra del Peñón y quebrada de Santo Domingo).
Las mejores exposiciones de unidades paleógenas
y neógenas se encuentran en tres áreas principales de afloramientos (Figura 2): 1) La Sierra de Los
Colorados, un escarpado macizo montañoso de
unos 70 km de longitud y 20 km de ancho máximo, principalmente compuesto por unidades
depositadas entre principios del Mioceno medio
(¿Langhiense?) y el límite Plioceno-Pleistoceno.
Esta sierra expone a las formaciones Vinchina,
Toro Negro y El Corral (junto a un reducido espesor de eolianitas probablemente equivalentes
a la Formación Vallecito), alcanzando el conjunto
un espesor cercano a los 12.000 m; 2) La sierra de
Yanso, y su prolongación septentrional el cordón
de La Flecha, macizos montañosos de una compleja constitución geológica que incluyen desde
calizas ordovícicas hasta un completo registro
paleógeno-neógeno correspondiente a las formaciones Puesto La Flecha, Vallecito, Cerro Morado,
Vinchina, Zapallar y El Corral; 3) La quebrada de
Santo Domingo y las rocas aflorantes en las estribaciones más orientales de la sierra del Peñón.
En la primera de estas áreas se observa el registro
más completo de Paleógeno hasta ahora reportado en la región, y en la segunda (sierra del Peñón)
se exponen gruesos conglomerados dominados
por clastos de volcanitas que registran la sedimentación próxima al arco volcánico andino.
ESTRATIGRAFÍA
En lo que corresponde al basamento de las
cuencas neógenas-paleógenas, se encuentra básicamente compuesto por dos conjuntos rocosos,
por un lado el basamento cristalino constituido
por rocas metamórficas de mediano y alto grado (gneises, migmatitas, anfibolitas, etc.) junto a
intrusivos de composición granítica y tonalítica.
La edad de estas rocas varía desde el Precámbrico (en parte basamento greenvilliano) y el Carbonífero (para una síntesis véase Varela et al. 2003
y Rapela et al. 2016). Por otro lado, el basamento
sedimentario paleozoico (cambro-ordovícico) de
naturaleza silicoclástica y en menor medida carbonática, junto a escasas rocas mesozoicas.
La sedimentación neógena-paleógena estuvo
fuertemente influida por lineamientos estructurales de primer orden (Rossello et al. 1996, Japas et
al. 2016). Por ejemplo, el lineamiento de Valle Fér-
Figura 1. Ubicación de la región estudiada (recuadro) dentro del contexto regional. Referencias: DV depocentro Vinchina,
DLT depocentro La Troya, SD área de Santo Domingo-sierra del Peñón, LD-VF lineamiento Desagüadero-Valle Fértil, LT
lineamiento Tucumán.
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Figura 2. Mapa geológico de la región estudiada.
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til se comportó como una estructura transpresiva
con desplazamiento levógiro que coincide con una
discontinuidad en los basamentos de las cuencas
paleógenas-neógenas. Así, al norte de esta estructura el basamento está principalmente compuesto
por rocas cristalinas y al sur por sedimentitas paleozoicas. Rossello et al. (1996) postularon que las
estructuras relacionadas al accionar conjugado de
los lineamientos de Valle Fértil y Tucumán (Figura 1), sumados a la tectónica compresiva andina,
favorecieron el ascenso de bloques de basamento
en zonas dominadas por transpresión (sierras de
Toro Negro, Maz, Umango y Espinal; Figura 2),
y la acumulación de potentes espesores de sedimentos en áreas transtensivas.
Formación Puesto La Flecha
Los estratos rojos correspondientes a la Formación Puesto La Flecha fueron, hasta mediados
de la década del noventa, mapeados junto con
diferentes secuencias de edad neógena y cretácica debido a la similar composición y color de las
unidades. Este hecho fue resaltado por Jordan et
al. (1993) en la Precordillera de San Juan, al puntualizar la existencia de un intervalo de “estratos
terciarios no nominados”. Datos paleontológicos
posteriores (De la Fuente et al. 2003, Ciccioli et
al. 2005a) y dataciones radiométricas (Jordan et
al. 1993, Tedesco et al. 2007, Melchor et al. 2013),
permitieron separar a la Formación Puesto La Flecha de la infrayecente Formación Ciénaga del Río
Huaco de edad cretácica (Limarino et al. 2000).
La Formación Puesto La Flecha fue definida y
descripta en la quebrada homónima por Caselli
et al. (2002; Figura 2), allí supera ligeramente los
50 m de espesor y está principalmente formada
por sedimentitas de grano fino (limolitas y arcilitas), junto a menores proporciones de areniscas y
un delgado nivel conglomerádico ubicado en la
base de la unidad (Figura 3a). Este último horizonte reviste importancia bioestratigráfica, pues
lateralmente pasa a niveles atestados de restos
de quelonios (De la Fuente et al. 2003).
Recientemente, Limarino et al. (2016) describieron afloramientos mucho más potentes (470
m) de la Formación Puesto La Flecha en la quebrada de Santo Domingo (Figura 2). En esta área
la unidad también se encuentra dominada por
sedimentitas de grano fino (Figura 3a, b) y guarda las mismas relaciones estratigráficas consideradas por Caselli et al. (2002) en la quebrada de
La Flecha, esto es descansa sobre estratos rojos
cretácicos y es cubierta por las eolianitas de la
Formación Vallecito (Figura 3d).
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La base de la unidad corresponde a una superficie de discordancia erosiva de carácter regional, la que muestra relieve variable e incide
diferentes términos estratigráficos de la sucesión
fangolítica-arenosa de la Formación Ciénaga del
Río Huaco. Según el perfil analizado, los términos basales de la unidad presentan algunas diferencias, así por ejemplo en su localidad tipo se
observa un delgado banco conglomerádico, pero
hacia el norte, en la quebrada de Santo Domingo,
es frecuente la presencia de areniscas gruesas y
areniscas guijarrosas portando abundantes fragmentos de pelitas y margas, subangulosos a angulosos y de pocos centímetros. Estos fragmentos han sido interpretados como derivados de la
erosión de la Formación Ciénaga del Río Huaco
(Limarino et al. 2016).
Teniendo en cuenta el completo desarrollo estratigráfico mostrado por la Formación Puesto La
Flecha en la quebrada de Santo Domingo, Limarino et al. (2016) propusieron a esta localidad como
estratotipo de referencia (hipoestratotipo) para la
unidad, en la que reconocieron dos miembros. El
inferior dominado por areniscas finas, muy finas
y pelitas estratificadas en bancos delgados, muestra una ciclicidad consistente en sucesiones grano y estratocrecientes de hasta 30 m de espesor
(Figura 3b). Cada ciclo comienza con fangolitas
y areniscas finas interestratificadas mostrando
frecuente estratificación horizontal u ondulítica y
culmina con bancos apilados de areniscas medianas, raramente gruesas, masivas, frecuentemente
bioturbados y con estructuras deformacionales
asociadas a escape de agua. Las areniscas medianas, hasta gruesas, suelen estratificarse en bancos
de geometría lobulada, con base plana y techo
convexo, mostrando en ocasiones estructuras de
alto régimen de flujo (Figura 3c). Cada banco se
encuentra separado por niveles de hasta 15 cm de
areniscas finas con laminación ondulítica y pelitas
que preservan muy bien la geometría de los bancos arenosos. Este miembro muestra abundantes
trazas fósiles asignadas a trazas de habitación (domichnia), Palaeophycustubularis, Palaeophycusstriatus, Skolitos sp. y trazas de alimentación (fodinichnia) referidas a Taenidium barretti.
Por el contrario, el miembro superior no presenta ciclicidad definida y en él aumenta considerablemente la proporción de areniscas finas y
medianas, las que a menudo muestran paquetes
entrecruzados de escala grande hasta gigante. El
contacto entre ambos miembros es abrupto y marcado por una superficie plana, o de muy escaso
relieve. Es importante destacar que el miembro
superior sólo aflora en las exposiciones más com273
Limarino et al. – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
Figura 3. a. Contacto entre las formaciones Puesto La Flecha y Vallecito en la quebrada de La Flecha, b. Aspecto de
la Formación Ciénaga del Río Huaco en la quebrada de Santo Domingo (las flechas indican los ciclos grano y estratocrecientes), c. Detalle de la foto anterior mostrando estructuras de alto régimen de flujo (antidunas y laminación
horizontal) presentes en los términos superiores de los ciclos grano y estratocrecientes, d. Contacto (flechas) entre
las formaciones Puesto La Flecha (FPLF) y Vallecito (FV) en la quebrada de Santo Domingo, e. Paquete de estratificación entrecruzada gigante en las eolianitas de la Formación Vallecito aflorantes en la quebrada de La Flecha, la
flecha indica una persona como referencia, f. Paquetes gigantes de estratificación entrecruzada (flechas) formando
los cerros que limitan por el norte el río del Peñón, g. Aspecto del miembro inferior de la Formación Río del Peñón en
las nacientes del río Guandacol, h. Vista general de la Formación Río del Peñón en las nacientes del río Guandacol, el
intervalo A corresponde al miembro inferior y B a volcanitas y areniscas líticas del miembro superior; nótese la zona
de deformación (C) presente entre los dos miembros.
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Limarino et al. – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
pletas, como la de la quebrada de Santo Domingo,
pero se encuentra ausente en la localidad tipo.
El ambiente depositacional del miembro inferior es interpretado como un sistema fluvio-lacustre efímero (playas de bolsón), donde los ciclos
grano y estratocrecientes reflejan el pasaje de facies de planicie fangosa (base del ciclo) a planicie
arenosa (“sand flat”) que predominan en la parte
superior de los ciclos. Con respecto al miembro
superior, dadas sus características litológicas (areniscas finas, bien seleccionadas con estratificaciones entrecruzadas de gran escala) es interpretado como depósitos de dunas, y ocasionalmente
“draas”, formados en un extenso campo eólico.
Con respecto al contenido fosilífero, la unidad
ha brindado sólo restos de quelonios en muy buen
estado de preservación en su localidad tipo. El nivel fosilífero se encuentra próximo a la base de la
formación, y en ellos se identificaron elementos
pertenecientes a la Familia Podocnemididae (cf.
Podocnemis argentinensis; De La Fuente et al. 2003).
La edad de la Formación Puesto La Flecha se
establece sobre la base de dataciones radiométricas, información paleomagnética y paleontológica.
Los datos iniciales fueron aportados por Jordan et
al. (1993) y se refieren a dos edades radiométricas
obtenidas en El Fiscal y en el extremo sur del valle
del Río Blanco (Precordillera norte de San Juan).
En la primera localidad, dataciones sobre granos
de biotita provenientes de una toba, indicaron una
edad máxima de 32,7 ± 2,6 Ma, mientras que en el
río Blanco se obtuvo una edad por trazas de fisión
de 21,6 ± 0,8 Ma sobre granos de feldespatos. En la
quebrada de Santo Domingo, Melchor et al. (2013)
dataron circones provenientes de una toba de la
parte basal de la secuencia, la que proporcionó una
edad Pb206/U238 de 37,2 ± 0,017 Ma. Tomando como
referencia este fechado, Vizán et al. (2013) realizaron un estudio paleomagnético de la unidad, cuya
correlación magnetoestratigráfica sugiere que las
rocas aquí incluidas en el miembro inferior de la
Formación Puesto La Flecha se habrían depositado
en las postrimerías del Eoceno.
En fecha reciente Fosdick et al. (2017) presentaron tres nuevas edades U/Pb para la unidad, dos
de ellas corresponden a circones detríticos y la
restante a cristales euhedrales de circones recuperados en tobas escasamente retransportadas. Con
respecto a los estudios sobre circones detríticos,
Fosdick et al. (2017) obtuvieron dos edades máximas de depositación de 37,3 ± 0,5 Ma y 36,8 ± 1,7
Ma, mientras que la antigüedad de los circones
provenientes de tobas (considerada la edad de la
erupción y probablemente también cercana a la
depositacional) fue de 37,4 ± 1,0 Ma.
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El análisis de todas las edades obtenidas, y de
la información magnetoestratigráfica, sugiere una
edad eocena tardía-oligocena temprana para la
unidad.
Formación Vallecito
La Formación Vallecito conforma una espesa secuencia formada casi exclusivamente por areniscas
que, como característica distintiva, exhibe sets de
estratificación entrecruzada de escala grande y gigante (Figura 3e, f). Bracaccini (1946) fue el primero
en definir a esta unidad denominándola “Grupo de
las areniscas eólicas” en inmediaciones de la Ciénaga del Vallecito (área de Huaco, provincia de San
Juan). Posteriormente, Borrello y Cuerda (1968) denominaron a estas rocas como Formación Vallecito.
Las areniscas de la Formación Vallecito afloran
en las tres áreas estudiadas en este trabajo (depocentro de La Troya, área de Santo Domingo y depocentro de Vinchina) con espesores muy variables, siendo su perfil más completo el registrado
en la quebrada de La Flecha en el depocentro de
La Troya (Figura 2). Allí la unidad alcanza hasta 1.200 m de espesor (Tripaldi y Limarino 2005),
mientras que en el área de Santo Domingo presenta un espesor de 490 m (Limarino et al. 2016) y
en el depocentro de Vinchina sus afloramientos se
reducen hasta aproximadamente 400 m en el sector norte de la Sierra de Los Colorados (Ciccioli et
al. 2013, Mayayo y Ciccioli, 2014; Figura 2).
Regionalmente, la Formación Vallecito descansa en aparente concordancia sobre la Formación
Puesto La Flecha (por ejemplo, en el depocentro
de La Troya y en el área de Santo Domingo; Figura 3d). En esta última, el contacto además de ser
concordante resulta parcialmente transicional, ya
que en esta localidad el miembro superior de la
Formación Puesto La Flecha exhibe varios niveles
de areniscas eólicas semejantes a las de Vallecito
(Limarino et al. 2016). Sin embargo, el análisis detallado muestra que en la localidad en cuestión es
posible establecer una superficie plana de orden
mayor, a partir de la cual la secuencia se vuelve
exclusivamente arenosa y eólica, la que es tomada
como la base de la Formación Vallecito (Figura 3d).
En otros sectores, como en la quebrada de la Falda,
se ha observado un contacto por falla entre ambas
unidades. En el depocentro de Vinchina, su base
se encuentra cubierta, o se apoya concordante sobre pelitas rojas probablemente correspondientes
a la Formación Puesto La Flecha (?) (Ciccioli et al.
2010a, 2011, 2013).
En lo que respecta a las relaciones de techo
cambian entre el sur y el norte del área aquí con275
Limarino et al. – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
siderada. En la parte sur, en el área próxima a las
nacientes del río Guandacol, la Formación Vallecito es cubierta por areniscas y conglomerados de
la Formación Cerro Morado (base del Grupo del
Áspero; Barreda et al. 2003), mientras que en la
parte central y norte del área de estudio la Formación Vallecito es cubierta en discordancia por las
areniscas de la Formación Vinchina.
La Formación Vallecito se encuentra formada
casi exclusivamente por areniscas finas, muy finas
hasta medianas, muy bien seleccionadas, en paquetes entrecruzados de escala grande a gigante o
en bancos con laminación horizontal y, en algunos
casos, entrecruzada de bajo ángulo. En algunos
sectores, como en la quebrada de La Flecha y en el
sector norte de la Sierra de Los Colorados, se intercalan niveles conglomerádicos, areniscas guijarrosas y pelitas en la parte superior de la formación
(Tripaldi y Limarino 2005, Ciccioli et al. 2013).
La Formación Vallecito puede ser dividida informalmente en dos miembros. El miembro inferior se encuentra dominado por areniscas finas a
muy finas con sets entrecruzados de escala mediana, grande y, en algunos casos, gigante de hasta 12
m. Los sets de menor escala, en general, presentan
superficies limitantes que se cortan unas con otras,
con limitada extensión lateral, mientras que los sets
de escala gigante se encuentran limitados por superficies planas y continuas lateralmente formando paquetes tabulares. El miembro superior está
formado principalmente por areniscas medianas a
gruesas y pelitas, de color pardo rojizo, en bancos
tabulares, con menor participación de conglomerados extraformacionales. Los conglomerados se
presentan en bancos lenticulares con base erosiva
e intercalan pelitas rojas laminadas o macizas, con
grietas de desecación y niveles arenosos con laminación horizontal con gradación inversa de intralámina. En ocasiones, las areniscas finas se presentan
en paquetes de hasta 10 m de espesor con sets entrecruzados de escala mediana a grande.
El paleoambiente sedimentario de la Formación
Vallecito fue interpretado por Tripaldi y Limarino
(2005) como un extenso campo eólico arenoso,
donde se reconocieron distintos tipos de dunas,
“draas”, interdunas (miembro inferior) y depósitos de dunas eólicas con facies de interacción eólica-fluvial (miembro superior). Estos subambientes
caracterizaron los distintos estados de evolución
del desierto. En el área de Santo Domingo sólo
fue reconocido el miembro inferior que se inicia
con depósitos de dunas eólicas con escasas o ausentes intercalaciones fluviales, indicando fases
constructivas del desierto con escasos períodos de
contracción. Este sistema evolucionó a formas giRelatorio - XX CGA - Tucumán 2017
gantes como “draas” y “akles”, marcando períodos
de máxima expansión del desierto (Limarino et al.
2016). En el depocentro de Vinchina, se reconocieron depósitos de dunas eólicas con interdunas en
el miembro inferior y un sistema de interacción eólica-fluvial para la miembro superior de la unidad
(Ciccioli et al. 2013, Mayayo y Ciccioli 2014).
La edad de la unidad puede ser estimada
mediante sus relaciones estratigráficas y escasas
dataciones radiométricas de circones detríticos.
Regionalmente la Formación Vallecito se apoya
sobre los bancos rojos de la Formación Puesto La
Flecha, que como ha sido señalado se habría depositado entre el Eoceno tardío y el Oligoceno. Por
otro lado, es cubierta tanto en el depocentro de
Vinchina como en el sector norte del depocentro
de La Troya por la Formación Vinchina, cuya base
ha sido datada recientemente por Ciccioli et al.
(2014b) en 15,6 ± 0,4 Ma (área de La Cueva), y por
Collo et al. (2017) en 16,3 ± 1,2 Ma y 12,62 ± 0,40 Ma
(depocentro de La Troya y de Vinchina respectivamente). En las nacientes del río Guandacol, en
el suroeste del área de estudio (depocentro de La
Troya), la Formación Vallecito es cubierta por la
Formación Cerro Morado, la cual en la Precordillera sanjuanina ha proporcionado edades de 21,6
± 0,8 Ma (Jordan et al. 1993) y 17,6 ± 0,5 Ma y 18,3
± 0,7 Ma en el cerro Guachi (Limarino et al. 2002).
Recientemente, Fosdick et al. (2017) han obtenido
edades máximas para la Formación Vallecito, en
la Precordillera sanjuanina (área de Huaco y río
Francia), a partir de circones detríticos que la ubican entre los ~33 y 23 Ma. Por lo expuesto, se sugiere una edad oligocena-miocena temprana para
la sedimentación eólica en la región estudiada.
Formación Cerro Morado
El área aquí estudiada exhibe los afloramientos más septentrionales de la Formación Cerro
Morado, la que consiste de una potente sucesión
de volcanitas y sedimentitas volcaniclásticas que
alcanzan un espesor mínimo de 940 m. Esta unidad conforma una estrecha faja de afloramientos
de orientación norte-sur (unos 70 km de longitud
y 10 km de ancho), que se extiende desde el cerro
Guachi (provincia de San Juan) hasta la sierra del
Áspero (provincia de La Rioja).
La unidad fue originalmente descripta en el
área de Huaco (provincia de San Juan) por Bracaccini (1946) quien la denominó “Aglomerado
Porfirítico” y la consideró de edad triásica. Con
posterioridad, Furque (1963) utilizó el nombre de
Formación del Áspero para secuencias equivalentes aflorantes en las nacientes del río Guandacol,
276
Limarino et al. – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
a las que también asignó, aunque con reservas, al
Triásico. Pocos años más tarde, en los afloramientos del área de Huaco, Borrello y Cuerda (1968)
propusieron la denominación de Formación Cerro
Morado, para reemplazar el nombre de aglomerado porfirítico utilizado por Braccaccini (1946).
Limarino et al. (2002) mapearon estas rocas estableciendo la continuidad de afloramientos a lo
largo de la Precordillera central, y por lo tanto la
equivalencia entre las sucesiones estudiadas originalmente por Braccaccini (1946) y Furque (1963).
Se propuso entonces la normalización de la nomenclatura estratigráfica, respetando el nombre
original de Formación Cerro Morado propuesto
por Borrello y Cuerda (1968) y utilizado por Furque (1979) para la Precordillera de San Juan, además sobre la base de dataciones radiométricas la
unidad fue reubicada en el Mioceno (Limarino et
al. 2002).
En la Precordillera de La Rioja, al sudoeste del
cerro Piedra Blanca, afloran tanto las facies sedimentarias como las volcánicas de la Formación
Cerro Morado, aunque éstas últimas muestran
mucho menos desarrollo que en la Precordillera
sanjuanina.
Las facies sedimentarias (equivalentes a las facies sedimentarias de Furque 1963:65) se encuentra muy bien expuesta en las inmediaciones de
las nacientes del río Guandacol donde alcanzan
unos 745 m de espesor y están formadas principalmente por areniscas, pelitas laminadas, margas y escasos niveles de calizas (Figura 3g, h). La
base de la unidad muestra un nivel conglomerádico-arenoso, de espesor variable entre 1 y 5 m,
que cubre la discordancia erosiva labrada sobre
la infrayacente Formación Vallecito. En la parte
media del miembro inferior predominan las sedimentitas de grano fino, principalmente fangolitas
y areniscas desde medianas a finas, en ocasiones
con laminación ondulítica oscilatoria, las que conforman ciclos grano y estratocrecientes de espesores métricos. Finalmente, el tope del miembro
inferior resulta una secuencia fuertemente grano
y estratocreciente, la que se inicia con pelitas y
brechas intraformacionales y culmina con areniscas gruesas y conglomerados ampliamente dominados por clastos de volcanitas. El miembro superior es dominantemente volcánico e integrado por
brechas volcánicas, coladas de volcanitas ácidas y
mesosilícicas, conglomerados dominados ampliamente por clastos de volcanitas y areniscas líticas
(Figura 3h). En este miembro son sumamente escasas las rocas de grano fino (fangolitas y areniscas muy finas). La proporción de rocas volcánicas
y sedimentarias varía según el perfil analizado,
Relatorio - XX CGA - Tucumán 2017
así por ejemplo las volcanitas y brechas volcánicas
dominan en el cerro Guachi y en el cerro Áspero,
mientras que la cantidad de intercalaciones sedimentarias aumenta sensiblemente en la Punta del
Agua y cerro Letrero (Figura 2).
Dentro de los depósitos volcánicos se incluyen
lavas e ignimbritas mayormente de composición
mesosilícica, correspondientes a andesitas, traquiandesitas, traquitas, lacitas y basandesitas. En
este conjunto las andesitas son las más comunes,
las que se presentan en dos variedades principales: 1. aquellas con texturas porfíricas exhibiendo
elevada proporción de fenocristales que pueden
alcanzar hasta 5 mm de diámetro y 2. andesitas
con textura microporfíricas, más raramente afíricas, con microfenocristales de plagioclasa zonada
y hornblenda. En ambas variedades la pasta es generalmente pilotáxica, dominada por microlitos
de plagioclasa, augita y hornblenda. Las traquitas,
traquiandesitas y lacitas son también abundantes,
muestran entre los fenocristales variables proporciones de plagioclasa (oligoclasa-andesina),
feldespato potásico (sanidina), anfíboles y escaso
cuarzo. Las pastas varían desde bostoníticas hasta
microgranosas.
Asociadas a las volcanitas descriptas aparecen pórfidos y brechas volcánicas. Los primeros
son de composición dacítica y traquítica con moderado a alto grado de alteración, especialmente
sericítica y carbonática. Las brechas volcánicas
muestran por lo general clastos andesíticos y ocasionalmente de ignimbritas, con clastos de hasta
40 cm de diámetro.
En lo que respecta a las acumulaciones sedimentarias, incluyen conglomerados y brechas con
proporción subordinada de areniscas y areniscas
guijarrosas. Tanto las brechas como los conglomerados están dominados por clastos de volcanitas, desde subangulosos a subredondeados con
diámetros máximos de hasta 45 cm, sólo el 10%
de los clastos incluye fragmentos no volcánicos y
corresponde a metamorfitas de bajo grado, areniscas gris verdosas y cuarzo.
Las areniscas son escasas (aproximadamente
15% de las acumulaciones sedimentarias), de grano grueso a mediana y frecuentemente gradan a
areniscas guijarrosas y sabulitas. En todos los casos corresponden a litoarenitas líticas volcánicas,
con clastos de volcanitas mesosilícicas y ácidas.
Es importante señalar que hacia el norte la
Formación Cerro Morado se acuña rápidamente,
hasta prácticamente desaparecer en la quebrada
de La Flecha (Figura 2). Este acuñamiento está
acompañado por la desaparición de los niveles de
volcanitas y una fuerte disminución en el tamaño
277
Limarino et al. – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
de grano, ya que ahora las areniscas, de composición lítica volcánica, reemplazan progresivamente
a los conglomerados. Tedesco (2007) identificó a
este intervalo con la denominación informal de formación Loma Montosa, con el objeto de destacar el
acuñamiento hacia el norte de la Formación Cerro
Morado (Figura 2).
En referencia a los ambientes depositacionales, es necesario reconocer dos intervalos genéticamente diferentes. El inferior corresponde a la
asociación sedimentaria aflorante en las nacientes del río Guandacol (Figura 3g), en donde la
importante participación de pelitas laminadas,
presencia de areniscas con laminación ondulítica
oscilatoria, de margas, escasos niveles de calizas
y asociaciones palinológicas dominadas por elementos acuáticos mayormente algales, llevan a
sugerir sedimentación dentro de un cuerpo de
agua para la unidad. En este contexto, las secuencias grano y estratocrecientes localizadas hacia el
tope del miembro inferior sugiere la progradación
de sistemas fluvio-deltaicos.
En lo que corresponde al miembro superior, es
evidente el desarrollo de intensa actividad volcánica que produjo el apilamiento de coladas lávicas
e ignimbritas durante períodos sineruptivos. Las
areniscas y conglomerados intercalados entre las
volcanitas, frecuentemente limitados por superficies fuertemente erosivas, indicarían períodos intereruptivos durante los cuales la erosión fluvial
promovió la incisión de las coladas volcánicas y el
desarrollo de una paleotopografía fuertemente irregular. Hacia los términos superiores de la unidad,
las coladas se hacen menos frecuentes, aumentando la proporción de conglomerados y areniscas, lo
que marcaría el fin de la actividad volcánica correspondiente a la Formación Cerro Morado.
De tres niveles de pelitas próximos a la base del
miembro inferior, Barreda et al. (2003) obtuvieron
asociaciones palinológicas con valor bioestratigráfico. Corresponden a colonias de algas representadas
por los géneros Pediastrum y Botryococcus y dinoflagelados junto a asociaciones esporopolínicas integradas por representantes de hierbas acuáticas de
las familias Restionaceae (Milfordia sp) y Malvaceae
(Baumannipollis chubutiensis, Baumannipollis sp, Malvacipolloi descomoderensis). Además, fueron reportados elementos característicos de vegetación costera
como Ephedraceae junto a escasas Chenopodiaceae. Sobre la base de este material palinológico,
Barreda et al. (2003) sugirieron una edad miocena
temprana a media para el miembro inferior.
En lo que respecta a la edad del miembro superior, Limarino et al. (2002) presentaron dos dataciones K/Ar de 17,6 ± 0,5 Ma y 18,3 ± 0,7 Ma que
Relatorio - XX CGA - Tucumán 2017
sugieren una antigüedad miocena temprana a
media para este miembro.
Formación Vinchina
La Formación Vinchina (Turner 1964) consiste
principalmente de areniscas y pelitas de colores
rojizos, con proporciones menores de conglomerados intra y extraformacionales y discretos niveles
de tobas. Esta unidad aflora en el sudoeste de la
provincia de La Rioja en dos zonas separadas por
el alto de basamento que conforman las sierras de
Umango y Espinal (Figura 2). Al norte conforma el
núcleo de la Sierra de Los Colorados (depocentro
Vinchina) y al sur forma la vertiente occidental del
cordón de La Flecha (depocentro La Troya). En el
norte, la Formación Vinchina descansa en discordancia erosiva sobre las eolianitas de la Formación
Vallecito y es cubierta de la misma manera por
las sedimentitas fluviales de la Formación Toro
Negro (Ciccioli et al. 2010a). En el sur, la unidad
sobreyace en discordancia a areniscas líticas volcánicas de la Formación Cerro Morado (Borrello y
Cuerda 1968) y es cubierta transicionalmente por
sedimentitas fluviales de la Formación Zapallar.
Ramos (1970), en un estudio del Neógeno en
la Sierra de Los Colorados (depocentro Vinchina), identificó dos miembros para la Formación
Vinchina basado en el contenido de fragmentos
líticos volcánicos y en la abundancia de conglomerados extraformacionales. Estos miembros se
encuentran separados por una superficie erosiva
de bajo ángulo (Figura 4a) (Marenssi et al. 2000). El
miembro inferior está compuesto principalmente
por areniscas y pelitas rojas con un conspicuo nivel de tobas (Figura 4b) y escasos conglomerados.
El miembro superior consiste de areniscas, pelitas
y conglomerados, aunque presenta una gran heterogeneidad a lo largo del rumbo, con abundantes conglomerados extraformacionales en el norte
(quebradas de Los Pozuelos, de La Aguada y Larga) y un notorio predominio de pelitas en el sur
(quebrada del Yeso; Figura 4c). Por su parte, Reynolds et al. (1990) estudiaron esta unidad en Las
Juntas (depocentro La Troya) en donde definieron
cuatro miembros informales y transicionales, denominados de base a techo La Flecha, Las Juntas,
Cayó y La Brea, que en conjunto presentan una
clara tendencia granocreciente desde areniscas y
pelitas en la base (Figura 4d) hasta conglomerados, areniscas y pelitas en el tope. Posteriormente,
Tedesco (2007) y Ciccioli et al. (2011) propusieron
dividir a la Formación Vinchina en Las Juntas en
un miembro inferior areno-pelítico y uno superior
asociado a la aparición de conglomerados.
278
Limarino et al. – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
Figura 4. a. Discordancia entre el miembro inferior (rojizo) y el miembro superior (grisáceo) de la Fm. Vinchina en la quebrada de La Troya (depocentro Vinchina). b. Pelitas y areniscas de origen fluvial del miembro inferior de la Fm. Vinchina en la quebrada de La Troya (depocentro Vinchina). Nótese el conspicuo
nivel de toba blanca. c. Vista de los afloramientos del miembro superior de la Fm. Vinchina en la quebrada
del Yeso (depocentro Vinchina). Obsérvese en el fondo el gran espesor de bancos pelíticos correspondientes a un sistema lacustre. d. Areniscas y pelitas fluviales del miembro inferior de la Fm. Vinchina en la
quebrada de La Flecha (depocentro La Troya), e. Afloramientos de la Fm. Zapallar en el depocentro La
Troya. Canales areno-conglomerádicos grisáceos alternan con espesas sucesiones pelíticas (rojizas) de
planicies. f. Vista general de los depósitos de la parte media del miembro inferior de la Fm. Toro Negro
(depocentro Vinchina). Nótese un conspicuo nivel tobáceo. g. Vista general del miembro superior de la
Fm. Toro Negro (depocentro Vinchina). Obsérvese los espesos niveles de planicie fango-arenosos rojizos
con ocasionales tobas blanquecinas intercalados con niveles conglomerádicos grisáceos. h. Sucesión conglomerádica perteneciente a la Fm. El Corral cerca de la desembocadura de la quebrada del río Yanso.
Relatorio - XX CGA - Tucumán 2017
279
Limarino et al. – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
Los espesores de la Formación Vinchina son
altamente variables y parecen incrementarse sistemáticamente de sur a norte en el depocentro La
Troya y de norte a sur en el depocentro Vinchina.
Así, estudios recientes demuestran que la misma
varía entre 50 m en las nacientes del río Guandacol hasta 2.800 m en la quebrada de La Flecha (Tedesco 2007) y 3.200 m en Las Juntas (Reynolds et
al. 1990) y desde 2.795 m en la quebrada de Los
Pozuelos hasta más de 6.200 m (sin base expuesta) en la quebrada del Yeso (Schencman 2016).
La variación de espesores dentro del depocentro
Vinchina fue relacionada por Ramos (1970) a fracturación de los bloques del basamento. Sin embargo, esta variabilidad parece deberse tanto a fenómenos localizados de subsidencia relacionados al
ascenso de bloques de basamento (e.g. sierras de
Umango y Espinal) como a la naturaleza erosiva
de los contactos de la unidad.
Tripaldi et al. (2001) llevaron a cabo los primeros estudios sedimentológicos detallados de la
Formación Vinchina a lo largo de la quebrada de
La Troya (depocentro Vinchina), y definieron siete
asociaciones de facies. El miembro inferior comprende depósitos de sistemas fluviales anastomosados con planicies arenosas y fango-arenosas con
intercalaciones eólicas y un conspicuo nivel tobáceo. El miembro superior comprende sedimentitas
que representan sistemas fluviales entrelazados,
meandrosos y entrelazados efímeros, con un delgado depósito lacustre efímero clástico. Ciccioli et
al. (2013) analizaron la arquitectura fluvial y la estratigrafía de la Formación Vinchina en la quebrada de Los Pozuelos. Aquí se identificaron cuatro
secciones estratigráficas: dos para el miembro inferior, interpretadas como sistemas fluviales arenosos efímeros y ríos entrelazados a anastomosados;
y dos para el miembro superior correspondientes
a ríos entrelazados areno-gravosos amalgamados
a sistemas fluviales con mayor sinuosidad y planicies. Schencman (2016) realizó un estudio integral
de los paleoambientes sedimentarios de la Formación Vinchina a lo largo de la Sierra de Los Colorados, describiendo también ambientes fluviales
anastomosados, meandriformes y entrelazados,
junto a lacustres efímeros clásticos-evaporíticos,
eólicos y aluviales. Todo este conjunto se desarrolló formando parte de un sistema fluvial distributario, con un arreglo espacial que sugiere un aporte
de sedimentos predominantemente norte-sur, con
discretos intervalos de oeste-este. Los estudios de
procedencia a partir del análisis de paleocorrientes
y composición de areniscas y conglomerados (Tripaldi et al. 2001, Schencman 2016) indican un claro
aporte del basamento desde el nor-noroeste (Sierra
Relatorio - XX CGA - Tucumán 2017
de Toro Negro) combinado con una fuente ígnea
y metasedimentaria desde el oeste (Precordillera
y Cordillera Frontal). Finalmente, Marenssi et al.
(2015) propusieron la existencia de siete secuencias, cada una de las cuales está limitada por una
superficie de erosión subaérea, producida como
consecuencia de caídas del nivel de base. Los autores reconocieron, dentro de cada una de las secuencias depositacionales, acumulaciones asignables a
los cortejos de bajo y alto espacio de acomodación,
en un modelo secuencial para cuencas endorreicas.
En el depocentro La Troya, Tedesco (2007) interpretó que el miembro inferior de la Formación
Vinchina incluye sistemas fluviales anastomosados con altos porcentajes de depósitos de planicies, junto a acumulaciones de “playa-lake” con
un conspicuo nivel de toba. Por su parte en el
miembro superior disminuyen los depósitos de
planicies de inundación, al mismo tiempo que
las fajas de canales comienzan a incorporar conglomerados, marcando un aumento en la energía
de los sistemas fluviales.
La Formación Vinchina preserva un importante
registro icnológico. Frenguelli (1950) describió las
huellas de Venatoripes riojanus sp. y posteriormente
Bonaparte (1965) las reinterpretó como pertenecientes a un mamífero de gran talla y halló asociadas a las anteriores un conjunto de huellas de aves.
Melchor et al. (2010, 2012) describieron la presencia de pisadas de aves y trazas de invertebrados,
vinculados a las facies fluviales e intercalaciones
lacustres de la Formación Vinchina. Finalmente,
Krapovickas et al. (2017) presentaron una revisión
integral de las trazas de vertebrados de la unidad.
En cuanto a la edad de la Formación Vinchina,
Brackebusch (1891) y Bodenbender (1911) correlacionaron las rocas de la Sierra de Los Colorados
con los Estratos Famatinienses de edad rética.
Hausen (1921) recorrió el perfil de la quebrada de
La Troya (entre Jagüe y Vinchina), asignándole
a esos depósitos una edad jurásica-cretácica a la
parte inferior y miocena-pliocena a la parte superior. Años más tarde, Frenguelli (1950) estudió
en la quebrada del Yeso huellas de un tetrápodo
plantígrado (Venatoripes riojanus, n.sp.) y las atribuyó a los “Estratos de Patquía” de edad pérmica
(Paganzo II de Bondenbender 1911). Turner (1962)
en su estudio regional de las Sierras Traspampeanas asignó a los depósitos psamíticos previamente
atribuidos al permo-triásico una edad neógena y
los denominó “Calchaquense”. Por otra parte, Tabbutt et al. (1987, 1989) obtuvieron una edad de 7,3
± 1,3 Ma, mediante la técnica de trazas de fisión,
de una muestra de ubicación imprecisa asignada
a la Formación Vinchina. Reynolds (1987) y Rey280
Limarino et al. – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
nolds et al. (1990), llevaron a cabo estudios magnetoestratigráficos a lo largo de la quebrada de La
Troya (entre las localidades de Jagüé y Vinchina)
y en el perfil de Las Juntas (depocentro La Troya) y propusieron la correlación entre los mismos.
Ré y Barredo (1993) atribuyeron a los depósitos
aflorantes en la Sierra de Los Colorados edades
correspondientes al Mioceno-Plioceno temprano.
Dávila et al. (2008) analizaron los circones presentes una arenisca tobácea del miembro inferior de
la unidad en la quebrada de La Troya obteniendo
una edad mínima de 19,1 Ma. Collo et al. (2011,
2017) aportaron dos nuevas edades U-Pb sobre
circones de niveles tobáceos del miembro inferior
de la unidad, obteniendo valores de 16,3 Ma en
Las Juntas (depocentro La Troya) y 12,7 Ma en La
Troya (depocentro Vinchina). Finalmente, Ciccioli
et al. (2014b) reportaron dos nuevas edades sobre
circones de un nivel tobáceo colectado a 280 m sobre la base de la unidad en el depocentro de La
Troya obteniendo una edad máxima de 15,6 Ma y
otra en el miembro superior de la unidad en el depocentro Vinchina que arrojó una edad de 9,2 Ma.
En suma, el análisis de las edades radiométricas
actualmente disponibles indica que la Formación
Vinchina se depositó durante el Mioceno posiblemente entre los 16 y 8 Ma, aproximadamente.
Al oeste de la Sierra de Los Colorados, en la zona
de la quebrada del Peñón, aflora un potente conjunto de conglomerados líticos volcánicos y areniscas
que Limarino et al. (2016) denominaron informalmente “conglomerados y areniscas refugio del Peñón” y, sobre la base de semejanzas litológicas, se
correlacionan aquí con la Formación Vinchina.
Formación Zapallar
Las sedimentitas aquí designadas como Formación Zapallar fueron inicialmente asignadas
por Zuccolillo (1963) a las formaciones Toro Negro y Chunchico. Algunos años después, Furque
(1972) al realizar la hoja geológica Cerro La Bolsa, designó como Formación Zapallar a la sección
inferior de la sucesión y mantuvo el nombre de
Chunchico para la sección superior. Finalmente,
Tedesco (2007) incluyó a la Formación Chunchico
como una facies dentro de la Formación Zapallar.
La Formación Zapallar aflora exclusivamente
en el núcleo del anticlinal que se encuentra limitado hacia el este por el cordón de La Flecha, al
noroeste de la localidad de Guandacol, dentro del
depocentro La Troya (Figura 2). Posee un espesor aproximado de 2.000 m y sobreyace en forma
transicional a la Formación Vinchina. Por su parte
es cubierta en discordancia angular por los conRelatorio - XX CGA - Tucumán 2017
glomerados de la Formación El Corral o por niveles de abanicos aterrazados cuaternarios.
Esta unidad está compuesta por areniscas rosadas a blanquecinas que alternan con conglomerados finos a medianos y pelitas rojas (Figura 4e).
Fue dividida por Tedesco (2007) en dos secciones:
la inferior, de mayor espesor (aproximadamente
1.600 m), está constituida por areniscas blanquecinas, pelitas rojas y conglomerados. Las areniscas y
conglomerados forman bancos lentiformes a tabulares de 2 a 4 m de potencia, con base neta erosiva,
internamente integrados por lentes amalgamadas,
de 30 a 50 cm de espesor individual. Estas lentes
menores son granodecrecientes y en ellas domina
la estratificación entrecruzada y/o paralela. Los
bancos areno-conglomerádicos se encuentran separados por pelitas rojas laminadas de hasta 5 m
de potencia, en los que se interdigitan delgados
bancos de areniscas finas, tabulares y lenticulares, pocos centímetros a decímetros de espesor. La
sección superior está conformada por depósitos finos de pelitas anaranjadas en los que se intercalan
lentes de conglomerados y areniscas. Los bancos
pelíticos, de 5 a 8 m de potencia, son masivos o laminados con capas milimétricas a centimétricas de
yeso interestratificado. Las pelitas se interrumpen
por lentes de mayor granulometría que pueden ser
gravo-arenosas o arenosas, de 30 cm a 1 m de espesor; y de 10 a 15 m de extensión lateral. Las lentes
de mayor granulometría son también las de mayor
espesor, hasta 1 m, y están compuestas por conglomerados con clastos imbricados y arenas masivas,
subordinadas en el techo de los bancos. Las lentes
arenosas, de hasta 50 cm de espesor, presentan estratificación entrecruzada u horizontal.
La sección inferior se interpreta como compuesta por fajas de canales entrelazados areno-conglomerádicos, separados por áreas de intercanal de
grano fino, en las que se desarrollaban canales de
desbordamiento con sus lóbulos asociados. La sección superior, correspondería a facies marginales
de un sistema lacustre efímero clástico, con ingreso de canales de alta energía probablemente asociados a un área elevada cercana.
En cuanto al significado paleogeográfico, la
Formación Zapallar se ha interpretado como parte de un depocentro aislado del sistema de antepaís fragmentado del Bermejo, generado durante
el Neógeno por el levantamiento andino. Este depocentro se formó dentro de una zona triangular,
en la que los cabalgamientos con vergencia hacia
el este de la Precordillera se enfrentan a las fallas
inversas de alto ángulo, con vergencia al oeste,
que afectan al basamento de las Sierras Pampeanas (sierras de Maz, Umango y Espinal).
281
Limarino et al. – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
La edad de la Formación Zapallar fue establecida por Reynolds (1987) y Reynolds et al. (1990)
mediante estudios magnetoestratigráficos enlazados con la datación de un nivel de bentonitas (12,1
± 1,4 Ma, Mioceno tardío, Serravalliano) cerca del
límite con la Formación Vinchina en Las Juntas.
Estos autores establecieron un lapso de depositación que va desde los 13,5 a los 9 Ma. La edad
fue posteriormente corroborada por Ciccioli et al.
(2014b) y Collo et al. (2017) que obtuvieron dataciones de 15,6 ± 0,4 Ma y 16,3 Ma, respectivamente, a partir de los valores de U-Pb en circones de
niveles de tobas encontrados en la base de la subyacente Formación Vinchina, en las cercanías de
la localidad de La Cueva.
Debido a las edades encontradas, la Formación
Zapallar se correlacionaría temporalmente con el
miembro superior de la Formación Vinchina en la
Sierra de Los Colorados.
Formación Toro Negro
La Formación Toro Negro (Turner 1964) aflora a
lo largo de la Sierra de Los Colorados (depocentro
Vinchina) donde se apoya mediante una discordancia erosiva sobre la Formación Vinchina (Ciccioli et
al. 2010, Limarino et al. 2010). Esta superficie de erosión presenta mayor desarrollo en el sector norte
de la sierra (quebrada de Los Pozuelos-Aguada),
disminuyendo su expresión hacia el sur (quebrada
del Yeso) donde se ha observado un contacto paraconcordante. Similar relación discordante se distingue en su techo con la suprayacente Formación El
Corral (Furque 1963) o con depósitos pleistocenos.
En el área de Santo Domingo, Caminos y Fauqué (2001) mencionaron la presencia de la Formación Toro Negro en el cerro Leoncito y en la
vertiente oriental de la sierra del Peñón. Recientemente, Limarino et al. (2016) describieron a estas
rocas y las denominaron informalmente “conglomerado La Falda”. Se trata principalmente de conglomerados polimícticos y areniscas guijarrosas a
medianas de color gris verdoso depositadas en sistemas fluviales entrelazados (Limarino et al. 2016).
La Formación Toro Negro ha sido dividida en
dos miembros por Ramos (1970) en la Sierra de Los
Colorados. El miembro inferior está formado principalmente por areniscas pardo amarillentas, grises
y verdosas con intercalaciones de pelitas y abundantes brechas intraformacionales pelíticas y, en
menor medida, conglomerados grises. Una característica particular es la presencia de numerosos niveles de tobas blancas, grises y verdosas (Figura 4f).
Además, este miembro presenta importantes variaciones litológicas en sentido lateral, mostrando una
Relatorio - XX CGA - Tucumán 2017
clara disminución en el tamaño de grano de norte
a sur conjuntamente con significativas variaciones
en el espesor de la unidad (Ramos 1970, Ciccioli y
Marenssi 2012). De esta forma, en el sector norte,
donde la unidad alcanza los 3.150 m de espesor, se
concentran las facies más gruesas, con predominio
de conglomerados y areniscas, junto a escasa proporción de sedimentos pelíticos. En el sector central
(quebrada de La Troya), el miembro inferior presenta 1.684 m de espesor y está dominado por areniscas, con conglomerados y pelitas subordinados.
Finalmente, hacia el sur, en la quebrada del Yeso,
donde la unidad alcanza 1.592 m, los depósitos conglomerádicos son extremadamente escasos y dominan las pelitas con baja proporción de areniscas.
El miembro superior de la Formación Toro Negro está compuesto por conglomerados y, en menor proporción, por areniscas y limolitas tobáceas
(Figura 4g) lo que le confiere una notable homogeneidad tanto litológica como de ambientes depositacionales. Este miembro, que presenta 1.022 m de
espesor en la quebrada de La Troya y 808 m en la
quebrada del Yeso, muestra un cambio litológico
notable respecto al miembro inferior, del que está
separado por una superficie neta y erosiva. La sección cuspidal de este miembro fue nominada por
Ramos (1999) como Formación Santa Florentina,
estableciendo una obvia correlación con las secuencias de conglomerados y areniscas aflorantes
en los Nevados del Famatina.
Ciccioli et al. (2010b) dividieron a la Formación
Toro Negro en 3 secuencias depositacionales (SD).
La SD1 y SD2 corresponden al miembro inferior y
la SD3 al miembro superior. La SD1 incluye depósitos de distintos sistemas fluviales multicanalizados
desde entrelazados a anastomosados gravo-arenosos a arenosos que rellenan el paleovalle labrado
sobre la infrayacente Formación Vinchina (Ciccioli
y Marenssi 2012). Dentro de esta secuencia se reconocen distintos estadios que van desde condiciones
de bajo espacio de acomodación confinado hasta
alto espacio de acomodación no confinado (Ciccioli et al. 2010b). La composición de la SD1 indica
principal aporte desde el oeste (Cordillera Frontal)
y norte (Sierra de Toro Negro) del área (Ciccioli et
al. 2014a). Mientras que la SD2 corresponde a depósitos de sistemas entrelazados a anastomosados gravo-arenosos y arenosos efímeros de clima
semiárido con paleocorrientes dominantes N-S y
principal aporte de basamento cristalino (Sierra de
Toro Negro; Ciccioli et al. 2014a). En la quebrada
del Yeso, esta secuencia está dominada por rocas
de grano fino (pelitas y areniscas finas con intercalaciones de evaporitas) depositadas en un sistema
lacustre efímero con sedimentación mixta (Ciccioli
282
Limarino et al. – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
y Marenssi 2012). De esta manera, la variación de
facies de norte a sur de la cuenca conjuntamente
con las paleocorrientes y la composición de areniscas y conglomerados han permitido interpretar a
la SD2 como abanicos fluviales (sistemas fluviales
distributarios) que desembocaban en un cuerpo de
agua ubicado en la quebrada del Yeso (Ciccioli y
Marenssi 2012).
Las sedimentitas que integran a la SD3 (miembro superior) fueron depositadas principalmente
por sistemas fluviales entrelazados de alta energía
y bajadas dominadas por flujos canalizados con
delgadas intercalaciones de depósitos lacustres o
“playa lake” (Ciccioli y Marenssi 2012). La composición de los conglomerados y areniscas de esta
unidad permiten interpretar un mayor aporte desde el oeste (Precordillera) con menor contribución
del basamento cristalino desde el norte y sur del
área (sierras de Toro Negro y Umango-Espinal,
respectivamente). Recientemente, la procedencia
de la Formación Toro Negro fue también analizada a partir de edades U-Pb en circones detríticos en
la quebrada de La Troya (Amidon et al. 2016). Este
estudio permitió corroborar que la Sierra de Toro
Negro fue una de las principales áreas de aporte
durante la depositación de la Formación Toro Negro con contribuciones menores de la Cordillera
Frontal y Precordillera, las cuales se hacen más
notorias hacia el miembro superior de la unidad
(Amidon et al. 2016).
El contenido fosilífero de la Formación Toro
Negro se concentra en el miembro inferior el cual
contiene una variada fauna de vertebrados, conformada por mamíferos y aves; abundantes trazas
de invertebrados, icnitas de vertebrados y restos
de troncos silicificados (Ramos 1970, Arcucci et
al. 1999, De Iullis et al. 2004, Rodríguez Brizuela
y Tauber 2006, Krapovickas et al. 2009). Entre la
fauna de vertebrados reconocida por Arcucci et al.
(1999) se encuentran taxones de Rodentia, Abracomidae y Chinchillidae Lagostomidae; Cingulata,
Dasypodidae Euphractinae y Megatheriidae (cf.
Plesiomegatherium) y aves indeterminadas. Por su
parte, Rodríguez Brizuela y Tauber (2006) describen la presencia de distintos grupos (Xenarthra,
Xyophorus (nothrotherino), Nothrotheriinae, el
marsupial Thylatheridium dolgopolae, un proterotérido (Eoauchenia), un ave (cóndor afín a Dryornis) y roedores abrocómidos) correspondientes
a la edad Montehermosense-Chapadmalalense. Según
estos autores, el predominio de formas euhipsodontes (tipo de adaptación vinculada con una dieta
de hierbas que contienen elementos abrasivos) en
la fauna reconocida indicaría condiciones templado-cálido, semiárido con áreas abiertas de pastizaRelatorio - XX CGA - Tucumán 2017
les y formaciones arbóreas más o menos cerradas
(Rodríguez Brizuela y Tauber 2006). Krapovickas
et al. (2009) analizaron las trazas fósiles de invertebrados de la parte basal del miembro inferior de
la Formación Toro Negro compuesta por formas
meniscadas (Taenidium barretti, Scoyenia gracilis),
estructuras de vivienda (Palaeophycus tubularis) y
trazas de pastoreo (Helminthopsis hieroglyphica) e icnitas de aves (Fuscinapedasirin, huella incumbente y
huella anisodáctila delicada) y mamíferos (Macrauchenichnus rector, cf. Venatoripes riojanus, huellas de
pequeños heterópodos e impresiones arriñonadas
y monodáctilas ovales).
La edad de la Formación Toro Negro ha sido determinada por dataciones radiométricas y estudios
paleomagnéticos. La primera edad de 4,3 ± 1 Ma
corresponde a trazas de fisión en circones de un nivel tobáceo de ubicación imprecisa correspondiente al miembro inferior de la unidad (Tabbutt et al.
1989: 413). Esta edad que ubica a la Formación Toro
Negro en el Plioceno fue utilizada posteriormente
para estudios paleomagnéticos (Reynolds 1987, Ré
y Barredo 1993, entre otros). Más tarde, Ciccioli et
al. (2005b) obtuvieron 2 edades K/Ar roca total sobre niveles de tobas vítreas localizadas en la parte
alta del miembro inferior. Tales edades de 8,6 ± 0,3
y 6,8 ± 0,2 Ma ubicaron al miembro inferior de la
Formación Toro Negro en el Mioceno tardío sin
descartar que el miembro superior alcance el Plioceno temprano (Ciccioli et al. 2005b). Recientemente, Amidon et al. (2016) presentaron 8 dataciones
U-Pb en circones volcánicos de distintos niveles tobáceos confirmando la edad, acotando el miembro
inferior entre los 6,8 Ma y 5,0 Ma (Messiniense) y el
miembro superior entre los 4,9 y 2,37 Ma (Plioceno
hasta Pleistoceno temprano).
Formación El Corral
La Formación El Corral agrupa a los conglomerados sinorogénicos aflorantes a ambos lados
de la Precordillera central. Fue originalmente nominada por Furque (1963, 1972) para referirse a
una serie sedimentaria clástica gruesa de gran variabilidad composicional, con una edad “entre el
terciario y el cuaternario más antiguo”. Esta edad
fue inferida por el autor en base a la posición estratigráfica y la composición de la unidad, ya que
la naturaleza de sus sedimentos no permite la preservación de fósiles.
Al definir a la Formación El Corral, Furque
(1963) describió dos miembros de desarrollo muy
dispar. Así, el miembro inferior, también llamado “Miembro de lutitas y limolitas”, es el menos
característico y conocido, ya que posee una dis283
Limarino et al. – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
tribución limitada exclusivamente a la localidad
de Agua de Corral, al oeste de Guandacol. Por
su parte, el miembro superior o “Miembro de los
conglomerados” es el de mayor distribución y el
más representativo de la formación (Figura 4h).
Los afloramientos de la Formación El Corral
se extienden desde la provincia de San Juan hasta
el norte de la provincia de La Rioja, conformando
fajas de orientación N-S, en ambos márgenes de la
Precordillera y al norte del lineamiento de Valle
Fértil. Presenta una gran variación composicional
y diacronismo. Esto se debe a que la definición de
la Formación El Corral tiene un carácter más genético que litoestratigráfico, ya que el origen de sus
conglomerados está vinculado al levantamiento
final, generalmente plioceno-cuaternario, de las
serranías que conforman sus áreas de aporte.
Así, la Formación El Corral tiene un origen
asignado a diferentes tipos de sistemas pedemontanos, vinculados a bajadas asociadas a altos topográficos actuales. De esta manera, su composición puede tener un carácter muy local o pueden
ser más variada. Esto se refleja en la presencia de
conglomerados monomícticos o polimícticos. Los
conglomerados monomícticos están vinculados a
altos topográficos conformados por litologías con
alta resistencia a la erosión, en los que mayores
tasas de levantamiento que de exhumación generan un bloqueo en la entrada de sedimentos de
las cuencas de “piggy back” contenidas por detrás
de los mismos. Ejemplos de conglomerados monomícticos se dan en las localidades de La Cueva,
en la base del perfil de la quebrada del río Yanso
(Figura 5), en la quebrada de los Hornos y en el
frente de la sierra de Maz. En La Cueva y en la
quebrada del río Yanso se presentan conglomerados dominantemente clasto-soportados, medianos a gruesos, de color verde, con areniscas guijarrosas y areniscas finas subordinadas (Figura 4h).
La litología de la fracción clástica de los conglomerados es exclusivamente de metasedimentitas
de la Formación Punilla (Devónico) que forma un
alto topográfico al oeste de los afloramientos. En
la quebrada de Los Hornos los conglomerados
monolitológicos poseen 40 m de espesor; y están
formados por clastos de color gris claro, provenientes de las calizas de la Formación San Juan
(Ordovícico). Finalmente, una composición única
de clastos, se puede observar en los afloramientos de la Formación El Corral frente a la sierra de
Figura 5. A. vista de la secuencia conglomerádica sintectónica de la Formación El Corral en la quebrada de Yanso, B.
esquema explicativo de la foto mostrando la alternancia de conglomerados rojos y verdes que indican alzamiento y
períodos de estabilidad tectónica de los cordones de la Precordillera. AF indican las asociaciones de facies identificadas por Tedesco et al. (2013).
Relatorio - XX CGA - Tucumán 2017
284
Limarino et al. – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
Maz. En este caso, los conglomerados se encuentran compuestos íntegramente por clastos de metamorfitas de mediano a alto grado, provenientes
del Complejo de Maz (Sierras Pampeanas).
Todos los demás afloramientos presentan mayor variabilidad litológica. Los conglomerados
polimícticos pueden tener principalmente dos
orígenes: por un lado, pueden haber sido generados por el retrabajo de depósitos pedemontanos
previos que cubrieron frentes montañosos actuales y que fueron redepositados durante su levantamiento, mediante el mecanismo de destechado
(Figura 5). Un segundo origen se encuentra dado
por la generación de abanicos de “bypass” que
atraviesan a los frentes montañosos y que proveen material retrabajado de las cuencas de “piggy back” (Tedesco et al. 2013; Figura 5).
El mejor ejemplo del pasaje de conglomerados
monomícticos a polimícticos se observa en la quebrada del río Yanso (Figuras 2 y 5). Allí la sucesión
comienza con los conglomerados verdes con aporte exclusivo de la sierra de la Punilla, que luego son
cubiertos por una secuencia alternante de conglomerados verdes y rojos; que, finalmente, culminan
con conglomerados rojos (Figura 5). La aparición
de bancos rojos se debe a la exhumación y ascenso
de las rocas que conforman el cordón de la Flecha,
que exhuma a las sedimentitas rojas neógenas y
las calizas de la Formación San Juan (Paleozoico
inferior). Estas litologías se mezclan con los clastos verdes provenientes de la Punilla formando los
conglomerados polimícticos.
Los conglomerados se presentan en paquetes
que poseen geometría tabular y potencias de 4 a
6 m. Internamente se encuentran conformados
por dos tipos de depósitos: el primer tipo contiene
bancos también tabulares de menor jerarquía, centimétricos a decimétricos, constituidos por conglomerados masivos o con imbricación de clastos. En
el segundo tipo, los bancos tabulares de escala métrica internamente contienen lentes amalgamadas
de espesores que van de pocos decímetros a 2 m.
Los conglomerados en ambos casos son dominantemente clasto-soportados, aunque son comunes
también los matriz-soportados tanto con matriz
arenosa como pelítica. Pueden alternar con escasos
depósitos de areniscas o pelitas masivas. Ambientalmente, estos dos tipos de paquetes se interpretan como depósitos de bajada. De esta manera,
cuando los bancos menores son tabulares corresponden a depósitos pedemontanos de bajadas no
canalizadas y cuando son lentes amalgamadas son
interpretadas como abanicos aluviales dominados
por sistemas fluviales de hábito entrelazado.
La Formación El Corral tiene gran importancia en el estudio tectosedimentario de los sisteRelatorio - XX CGA - Tucumán 2017
mas de antepaís neógenos andinos, ya que es el
típico depósito de tope de cuña (“wedge top”)
asociado al levantamiento de la Precordillera
(Tedesco et al. 2013).
El amplio diacronismo de la Formación El Corral hace que sea difícil estimar una edad precisa
para cada uno de sus depósitos. Según Furque
(1963, 1972), como fue mencionado al inicio de
este texto, estaría entre el Neógeno y el Pleistoceno. Su posición estratigráfica, en general en la provincia de La Rioja, indica una edad pliocena (Tedesco 2007, Tedesco et al. 2013). Sin embargo, hay
que tener en cuenta que el único dato radiométrico de la unidad corresponde a Jordan et al. (1990)
que obtuvieron una edad más antigua, de 9,2 ±
2,5 Ma (Mioceno tardío, Tortoniense). Esta edad
corresponde al método de trazas de fisión de un
nivel de tobas en la sucesión de Río Azul, provincia de San Juan. Por otra parte, es probable que los
términos cuspidales de la Formación Toro Negro
que arrojaron edades pleistocenas (Amidon et al.
2016) puedan correlacionarse con la Formación El
Corral. Mayores estudios son necesarios para confirmar o descartar esta hipótesis.
CONSIDERACIONES FINALES
El Paleógeno y Neógeno de la Precordillera
septentrional y las Sierras Pampeanas Noroccidentales muestran un completo registro estratigráfico
que permite reconstruir la evolución de los sistemas depositacionales relacionados a la orogenia
andina en la zona de retroarco. La depositación
de las sedimentitas aquí estudiadas comienza con
los depocentros de La Troya y Vinchina unidos.
Así, la suceción paleógena comienza con la Formación Puesto La Flecha que fue depositada antes
del alzamiento de los cordones que forman la Precordillera y por lo tanto antecede a las principales
fases de compresión andina en la región. El patrón de facies sedimentarias que muestra esta unidad sugiere un contexto paleogeográfico de una
cuenca extensa y de bajo gradiente, caracterizado
por la falta de depósitos de grano grueso que indiquen una topografía irregular o la proximidad
a umbrales intracuencales. En este contexto, prevalecieron sistemas fluviales de baja energía asociados a acumulaciones de playa de bolsón, que
incluyeron esporádicos depósitos piroclásticos de
caída, como los datados por Melchor et al. (2012)
en 37,2 Ma y por Jordan et al. (1993) en 32,7 Ma.
De acuerdo a las edades mencionadas, este volcanismo es previo al inicio de la eruptividad en el
arco magmático andino (Grupo Doña Ana; véase
para una síntesis Alonso et al. 2011 y Winocur et al.
2015) y su antigüedad ajusta con las edades eoce285
Limarino et al. – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
nas tardías-oligocenas tempranas reportadas en la
Cordillera de los Andes por Limarino et al. (1999).
Posteriormente, una marcada aridización y elevada provisión de sedimentos arenosos es claramente indicada por las eolianitas de la Formación
Vallecito (Figura 6), las que formaron un extenso
mar de arenas que cubrió la mayor parte de la
cuenca paleógena-neógena (Tripaldi y Limarino
2005). Esta unidad eólica, al menos en los términos
superiores, parece ser coetánea con el volcanismo
de arco representado en la Cordillera de los Andes por la Formación Tillito, y ha sido considerada
como el relleno inicial sintectónico de la cuenca de
antepaís en posiciones distales al orógeno (Jordan
et al. 1993). En el tercio superior de la unidad, aunque siguen dominando las areniscas eólicas, aparecen varias intercalaciones arenosas fluviales formadas casi exclusivamente por clastos de volcanitas,
las que muestran paleocorrientes provenientes del
oeste. Estas características son contrastantes con
los intervalos eólicos dominados por paleovientos
desde el este y una variada composición de clastos
(Tripaldi y Limarino 2005). Es muy probable que
el volcanismo de la Formación Cerro Morado, emplazado en la Precordillera central, haya comenzado poco antes de la finalización de la sedimentación de la Formación Vallecito y progresivamente
reemplazando a la sedimentación eólica (Figura 6).
El volcanismo de la Formación Cerro Morado
ha sido poco estudiado desde el punto de vista
geoquímico y, por lo tanto, no es posible al presente interpretar su significado geodinámico. Sin embargo, este magmatismo se asocia a eventos claves
en la evolución de la cuenca, pues su antigüedad
ajusta con los primeros cabalgamientos de la orogenia Andina en la Precordillera. Por otro lado,
su edad parece corresponder al cambio entre los
volcanismos de las formaciones Escabroso y Cerro
Tórtolas en el área de la Cordillera de los Andes.
A partir de los 19-17 Ma, se produjo un cambio dramático con el inicio de la fase principal de
compresión en la región y el desarrollo de los cabalgamientos en la Precordillera. Paralelamente,
entre los 16-15 Ma comenzó la sedimentación de la
Formación Vinchina (Figura 6), cuyo intervalo basal
fue considerado como dominado por condiciones
de cuenca hambrienta y adjudicado originalmente
a un estado inicial de una cuenca de retroarco transpresiva (Ciccioli et al. 2010a, 2011) con claras evidencias de aporte de los bloques de basamento (antepaís fracturado). Hacia la parte media y superior
de la Formación Vinchina alternaron períodos de
cuenca hambrienta y sobrellenada, sin duda como
respuesta al balance entre la dinámica del frente
orogénico y la de los bloques de basamento ubicados dentro de la cuenca. En cuanto a la Formación
Zapallar, si bien la depositación de sus sedimentitas
fue simultánea con la sección superior de la Formación Vinchina, tuvo controles propios ya que para
el momento de su sedimentación los depocentros
Figura 6. Cuadro estratigráfico de correlación entre los depocentros de La Troya y Vinchina.
Relatorio - XX CGA - Tucumán 2017
286
Limarino et al. – Ciencias de la Tierra y Recursos Naturales del NOA
de La Troya y Vinchina ya se encontraban separados por los bloques de basamento de las sierras de
Umango y Espinal (Ciccioli et al. 2011). Así, el depocentro La Troya, en ese momento ya aislado, tuvo
un comportamiento más similar al de las cuencas
de antepaís convencionales, generando sucesiones
claramente granocrecientes (Tedesco 2007).
La Formación Toro Negro representaría el
relleno de la cuenca de antepaís transpresiva, caracterizado por una compleja interacción entre
los bloques de basamento que forman las Sierras
Pampeanas Noroccidentales y el avance hacia el
este del frente orogénico desarrollado en la Precordillera (Ciccioli et al. 2011). En este escenario
el miembro inferior de la Formación Toro Negro
representa la sedimentación principalmente desde
el basamento pampeano (Sierra de Toro Negro) y
en posiciones distales a la faja de cabalgamientos,
mientras que el miembro superior, de tamaño de
grano más grueso, indica posiciones proximales al
frente orogénico con menor aporte del basamento.
Finalmente, la fracturación y estructuración
de los cordones montañosos que observamos hoy
día, cuya fase principal tuvo lugar entre el Plioceno tardío y el Pleistoceno, llevó a la formación de
varias cuencas intramontanas y a la canibalización
de las sucesiones de antepaís. Como resultado se
generaron potentes sucesiones de conglomerados
y brechas, sintectónicas y de carácter diacrónico,
las cuales son aquí incluidas regionalmente en la
Formación El Corral (Figura 6).
Agradecimientos
Las investigaciones se realizaron en el marco de los
proyectos de investigación PICT 727/12, PICT 1963/14,
PICT 2239/15 otorgados por la Agencia de Promoción
Científica y Tecnológica) y UBACYT 385BA.
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