Revista Geológica de Chile, Vol. 32, No. 2, p. 249-272, 7 Figs., 2 tablas, Julio 2005.
Estratigrafía, facies y paleoflora de la sucesión triásica de Potrerillos, Mendoza, República Argentina
Stratigraphy, sedimentary facies and palaeoflora of the Potrerillos Triassic succession, Mendoza, Republic of Argentina.
Luis A. Spalletti1, Eduardo M. Morel2, Analía E. Artabe3, Ana M. Zavattieri4, Daniel Ganuza5
1Centro de Investigaciones Geológicas, Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata y CONICET, República Argentina spalle@cig.museo.unlp.edu.ar
2División Paleobotánica, Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata y Comisión de Investigaciones Científicas de la Provincia de Buenos Aires, República Argentina emorel@museo.fcnym.unlp.edu.ar
3División Paleobotánica, Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata y CONICET, República Argentina aartabe@museo.fcnym.unlp.edu.ar
4Instituto Argentino de Nivología, Glaciología y Ciencias Ambientales, CRICYT-Mendoza, CONICET, República Argentina. amz@lab.cricyt.edu.ar
5División Paleobotánica, Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata, República Argentina dganuza@museo.fcnym.unlp.edu.ar
RESUMEN
Nuevas exposiciones en localidades triásicas clásicas como las de los cerros Bayo y Cocodrilo (Potrerillos, noroeste de la Provincia de Mendoza, Argentina) permitieron (1) describir y caracterizar las formaciones Río Mendoza, Cerro de Las Cabras, Potrerillos y Cacheuta; y (2) mejorar el conocimiento bioestratigráfico de las sucesiones triásicas basándose en el hallazgo de nuevos registros de plantas fósiles. Dos secciones verticales fueron estudiadas en detalle, y el análisis de las litofacies ha sido usado para interpretar los sistemas de deposición. Facies gruesas de abanico aluvial caracterizan a la Formación Río Mendoza y a la sección inferior de la Formación Potrerillos. Sistemas fluviales traccionales gravosos y arenosos aparecen hacia el techo de la Formación Río Mendoza y en distintos intervalos de la Formación Potrerillos. En el tramo basal de la Formación Cerro de Las Cabras y en la mayor parte de la Formación Potrerillos se identificaron depósitos de sistemas fluviales de alta sinuosidad y de planicies de inundación. Finalmente, algunos intervalos de la Formación Potrerillos y más específicamente la Formación Cacheuta están dominados por sucesiones de lutitas negras generadas por procesos suspensivos en lagos meromícticos. En asociación con los depósitos mencionados, secuencias progradacionales discretas de areniscas y conglomerados sugieren el desarrollo de barras de desembocadura hipopicnales y de canales distributarios. Se individualizaron 16 niveles fosilíferos con 23 taxones: Equisetites fertilis, Neocalamites carrerei, Cladophlebis mesozoica, C. mendozaensis, Dicroidium argenteum, D. dubium, D. odontopteroides, Johnstonia coriacea, J. stelzneriana, Xylopteris elongata, Zuberia feistmanteli, Feruglioa samaroides, Pachydermophyllum praecordillerae, Kurtziana cacheutensis, Sphenobaiera argentinae, Baiera africana, B. cuyana, Yabeiella mareyesiaca, Y. spathulata, Y. brackebuschiana, Fraxinopsis andium y Gontriglossa sp. y Rochipteris sp. Se describieron 16 tafocenosis que se relacionaron con los respectivos ambientes de sedimentación. El análisis de las tafocenosis y su vinculación con las facies y paleoambientes de acumulación permitió reconocer en la localidad tipo de la Formación Potrerillos a dos biozonas de asociación en continuidad estratigráfica (Yabeiella mereyesiaca-Scytophyllum bonettiae-Protophyllocladoxylon cortaderitaensis -MBC- y Yabeiella brackebuschiana-Scytophyllum neuburgianum-Rhexoxylon piatnitzkyi -BNP-). La Formación Potrerillos en este sector de la cuenca se desarrolló durante el Triásico Medio tardío-Triásico Tardío temprano.
Palabras claves: Triásico, Sedimentología, Paleobotánica, Bioestratigrafía, Cuenca Cuyana, Mendoza, Argentina.
ABSTRACT
New exposures of the classic Triassic localities of cerro Bayo and cerro Cocodrilo (Potrerillos, northwestern Mendoza province, Argentina) allowed to: (1) describe the stratigraphic architecture of the Río Mendoza, Cerro de Las Cabras, Potrerillos and Cacheuta formations; and (2) to improve the biostratigraphic knowledge of the Triassic succession based on new findings of fossil plants. Two vertical sections were measured in detail, and lithofacies analysis has been used to interpret depositional systems. Alluvial fan deposits are recognized in the Río Mendoza Formation and in the lower part of the Potrerillos Formation. Gravely and sandy bedload fluvial deposits appear towards the top of the Río Mendoza Formation and in several intervals of the Potrerillos Formation, whereas the basal part of the Cerro de Las Cabras Formation and almost all the Potrerillos Formation are characterised by high sinuosity stream and flood plain deposits. Some intervals of the Potrerillos Formation, but specifically the Cacheuta Formation, are dominated by black shale successions deposited from suspension fallout in meromictic lakes. Progradational sandstone and conglomerate intercalations within black shale successions suggest the development of hypopycnal mouth bars and distributary channel deposits. Fossil plants within the studied succession are located in 16 fossiliferous levels, and 23 taxa were identified: Equisetites fertilis, Neocalamites carrerei, Cladophlebis mesozoica, C. mendozaensis, Dicroidium argenteum, D. dubium, D. odontopteroides, Johnstonia coriacea, J. stelzneriana, Xylopteris elongata, Zuberia feistmanteli, Feruglioa samaroides, Pachydermophyllum praecordillerae, Kurtziana cacheutensis, Sphenobaiera argentinae, Baiera africana, B. cuyana, Yabeiella mareyesiaca, Y. spathulata, Y. brackebuschiana, Fraxinopsis andium and Gontriglossa sp. and Rochipteris sp. Based on the relationship between the paleobotanical composition of the fossiliferous levels, sedimentary facies and depositional settings, 16 taphocenoses are defined and described. Finally, two assemblage biozones (Yabeiella mereyesiaca- Scytophyllum bonettiae-Protophyllocladoxylon cortaderitaensis -MBC- and Yabeiella brackebuschiana - Scytophyllum neuburgianum-Rhexoxylon piatnitzkyi -BNP-) are identified in the type locality of the Potrerillos Formation. This biostratigraphic information allows to suggest that the Potrerillos Formation was deposited during the late Middle Triassic - early Late Triassic.
Key words: Triassic, Sedimentology, Palaeobotany, Biostratigraphy, Cuyo Basin, Mendoza, Argentina.
INTRODUCCIÓN
Muchas de las cuencas triásicas argentinas se ubican en las cercanías del margen pacífico, en lo que fuera el sector sudoccidental del megacontinente de Gondwana (Fig. 1). Se presentan como un conjunto de depresiones angostas y elongadas en sentido NW-SE, muestran un diseño en echelón (Charrier, 1979) y se disponen en forma oblicua al margen continental pacífico de Sudamérica (Fig. 1). Estas cubetas se asientan sobre una corteza continental espesa constituida por rocas del basamento cristalino y se vinculan regional y cronológicamente con las unidades magmáticas de la Provincia Choiyoi (ciclo Pérmico tardío-Triásico, de intraplaca y con régimen extensional).
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| FIG. 1. Mapa de ubicación de la región de Potrerillos, Provincia de Mendoza, en el oeste de la República Argentina. |
Estas cuencas triásicas del oeste argentino pueden caracterizarse como sistemas de 'rifts' pasivos, generados por mecanismos de cizalla simple y colapso extensional del orógeno paleozoico (cf. Uliana et al., 1989; Llambías y Sato, 1990, 1995; Tankard et al., 1995). La mayoría de las cuencas tienen geometría de hemigrábenes, con típicos perfiles estructurales y de acumulación fuertemente asimétricos debidos a significativos cambios en la movilidad de los sistemas de fallas y a la creación diferencial de acomodación sedimentaria (Kokogián et al., 1988, 1993; Ramos y Kay, 1991; López Gamundi, 1994; Tankard et al., 1995; Spalletti, 2001b).
La más importante de estas cuencas -por su desarrollo regional y temporal, los espesores sedimentarios, y su valor económico como productora de hidrocarburos- es la Cuenca Cuyana (Fig. 1). Las sedimentitas triásicas afloran únicamente en el sector noroeste de la cuenca, en la provincia geológica de la Precordillera. En dicho ámbito, la región de Potrerillos (Fig. 1) constituye la localidad más importante para el estudio y caracterización de los depósitos continentales triásicos en el Gondwana occidental, dada su notable continuidad regional, accesibilidad y excelente calidad de las exposiciones.
En la cuenca Cuyana, la sucesión sedimentaria triásica se conoce con la denominación de Grupo Uspallata (Stipanicic, 1979). Este conjunto está constituido, de base a techo, por las siguientes formaciones: Río Mendoza, Cerro de Las Cabras, Potrerillos, Cacheuta y Río Blanco. Los depósitos han sido estudiados desde hace largo tiempo por numerosos investigadores. Sin embargo, no se ha dado a conocer aún información detallada sobre las facies sedimentarias y la rica flora fósil que se encuentra esencialmente en las formaciones Potrerillos y Cacheuta.
Por tal motivo, en esta contribución se dan a conocer los relevamientos de una serie de perfiles a escala de detalle (1:100) de las unidades que componen la sucesión triásica en el área de Potrerillos, se muestra un esquema de facies y de sistemas de depositación, y se caracterizan los distintos niveles paleoflorísticos. La recolección de los fósiles en el campo se realizó conjuntamente con el relevamiento de los perfiles sedimentológicos, se identificaron los estratos plantíferos y se tomaron datos de abundancia de los taxones en cada uno de ellos.
El levantamiento prácticamente completo de las unidades constituyentes, así como la recolección de excelentes ejemplares de fósiles vegetales, se vieron favorecidos por los trabajos que demandó la nueva traza de la Ruta Nacional 7 en la región de Potrerillos a raíz del embalse del río Mendoza por la represa de Cacheuta. Como resultado se produjo una gran remoción de materiales pertenecientes a los estratos triásicos, en especial de las formaciones Potrerillos y Cacheuta, y se abrieron nuevas exposiciones en la base del cerro Bayo y en la quebrada de las Minas (Fig. 2). Dicha sección estratigráfica se ha complementado con otro perfil ubicado al sur del cerro Cocodrilo (Fig. 2). Además, las unidades triásicas basales (formaciones Río Mendoza y Cerro de Las Cabras) fueron también analizadas en los afloramientos ubicados entre el valle del río Mendoza y el pie septentrional del cerro Bayo (Fig. 2). En este trabajo se excluye a la Formación Río Blanco, pues sus características sedimentológicas así como la correspondiente interpretación paleoambiental han sido tratadas en un trabajo anterior (cf. Spalletti y Barrio, 1998).
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| FIG. 2. Mapa geológico de la región de Potrerillos, modificado de Días y Massabie (1974). |
CARACTERÍSTICAS GENERALES DE LA SUCESIÓN TRIÁSICA EN LA REGIÓN DE POTRERILLOS
Los conocimientos geológicos de la región de Potrerillos se inician con el aporte de Stappenbeck (1910) quien describe un perfil con plantas 'réticas' en Potrerillos. Le suceden las investigaciones de du Toit (1927), Truempy y Lhez (1937), Borrello (1942, 1962), Frenguelli (1948), Groeber y Stipanicic (1953), Rolleri y Criado Roqué (1968), Bonaparte (1966, 1969, 1973), Días y Massabie (1974), Rolleri y Fernández Garrasino (1979), Strelkov y Álvarez (1984), Kokogián y Boggetti (1986), Hauschke et al. (1989) y Frey y Rosenfeld (1991), entre otros. El mapa geológico detallado de las unidades triásicas de Potrerillos ha sido publicado en 1974 por Días y Massabie y, con ligeras modificaciones, es el que se presenta en la figura 2.
Como se mencionara más arriba, las unidades triásicas que se reconocen en la región de Potrerillos han sido reunidas en el Grupo Uspallata (Stipanicic, 1979), denominación formal derivada de Uspallatense (Groeber, 1947). Es justamente en esta área donde se encuentran todas las localidades tipo de las formaciones que constituyen el Grupo Uspallata: Río Mendoza (Borrello, 1962), Cerro de Las Cabras (Frenguelli, 1948), Potrerillos (Truempy y Lhez, 1937), Cacheuta (Truempy y Lhez, 1937) y Río Blanco (Fossa Mancini, 1937). Toda esta sucesión yace en relación de discordancia sobre las rocas volcánicas y vocaniclásticas del Grupo Choiyoi y se presenta -en términos generales- conformando un conjunto homoclinal con buzamiento variable entre 30 y 47° hacia el sur. El conjunto de las unidades triásicas suma un espesor aflorante de 1.385 m, aunque el tramo superior de la Formación Río Blanco se encuentra dislocado por fallas y oculto por una cubierta de depósitos cuaternarios.
Desde el punto de vista litoestratigráfico existe bastante acuerdo en lo que concierne a las denominaciones formales de las unidades que constituyen el Grupo Uspallata. No obstante, resulta bastante conflictiva la localización de los límites entre las diversas formaciones constituyentes. En los trabajos de Strelkov y Álvarez (1984) y de Kokogián y Boggetti (1986) se han discutido estas cuestiones. Por nuestra parte, en la figura 3 presentamos algunos elementos litológicos de referencia, la nomenclatura litoestratigráfica formal y los límites adoptados.
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| FIG. 3. Esquema estratigráfico del Triásico en la sección localizada al oeste de Potrerillos. |
La Formación Río Mendoza (314 m) se caracteriza por su constitución conglomerádica en la que se superponen estratos tabulares y lenticulares potentes que conforman una sucesión de tonalidad castaño pálida a castaño rojiza. La Formación Cerro de Las Cabras (190 m) muestra dos secciones, una basal de tonalidad general rojo ladrillo y que se compone de un espesor dominantemente pelítico en el que se intercalan cuerpos lenticulares de conglomerados y areniscas conglomerádicas, y otra superior constituida por una sucesión multicolor de pelitas con frecuentes intercalaciones de tobas y chonitas (o piropelitas) generadas como depósitos piroclásticos de caída.
La Formación Potrerillos (735 m) es el conjunto sedimentario de mayor potencia y mayor variabilidad litológica. Se reconocen en ella tres secciones con dominio de depósitos conglomerádicos y fácilmente identificables en el campo. La primera es la de los gruesos conglomerados ocres de la base del cerro Bayo, la segunda comprende a los depósitos gris amarillentos que coronan al cerro Bayo y la tercera es un tramo psefítico ubicado en la parte superior de la unidad y que se destaca por su coloración rojo ladrillo. Esta última corona el cerro Cocodrilo, baja a la quebrada de las Minas y se puede seguir por el faldeo sur del cerro Bayo. El resto de la sucesión de la Formación Potrerillos se caracteriza por la alternancia de dos conjuntos, uno en el que prevalecen las fangolitas grises y gris verdosas, y otro compuesto por areniscas y areniscas conglomerádicas de tonos grises, ocres, rosado-rojizos y castaños. Por su parte, la Formación Cacheuta (44 m) muestra un notable predominio de fangolitas y lutitas gris oscuras a negras con esporádicas intercalaciones de areniscas y areniscas conglomerádicas, especialmente en la parte inferior de la unidad.
FACIES SEDIMENTARIAS, ASOCIACIONES DE FACIES Y SISTEMAS DEPOSICIONALES
El relevamiento a escala de detalle de la sucesión triásica de Potrerillos ha permitido determinar una amplia variedad de facies sedimentarias dominantemente silicoclásticas, cuyos caracteres esenciales se sintetizan en la tabla 1 y su distribución se ilustra en las figuras 4, 5, 6 y 7. Para su caracterización se han empleado, por una parte, la litología (textura y composición), y por otra las estructuras primarias (tipos, dimensiones y orientación en caso de tener carácter direccional) y la organización interna. El sistema de códigos para la respectiva denominación está basado en Miall (1978), con modificaciones de acuerdo a las contribuciones Spalletti et al. (1988, 1995), Spalletti y Morel (1992), Spalletti (1994, 1996, 1997, 2001 a), Veiga (1997) y Spalletti y Barrio (1998), entre otros. La interpretación dinámica elemental de cada una de las facies puede ser consultada en los mencionados artículos.
Las asociaciones de facies se establecieron a partir de las vinculaciones espaciales entre sedimentitas física y genéticamente relacionadas, incluidas la ciclicidad y el desarrollo de secuencias elementales con arreglo granodecrecientes o granocreciente. Por último, a partir de las asociaciones verticales y laterales de litofacies y de la arquitectura de los principales cuerpos de roca se elaboraron modelos conceptuales de los paleoambientes y se definieron los principales sistemas de depositación.
La sucesión estudiada está conformada por depósitos silicoclásticos de diversa granulometría, desde psefítica muy gruesa (aglomerados) hasta fangolitas, arcilitas y chonitas, todos ellos con una fuerte afinidad volcánica. Entre las rocas psefíticas, compuestas por variados tipos de fenoclastos (de riolitas, ignimbritas, dacitas, andesitas, sedimentitas psamíticas y pelíticas muy silicificadas, metamorfitas de bajo grado) se reconocen depósitos de paraconglomerados o diamictitas (Gms) y de ortoconglomerados masivos (Gm), imbricados (Gi), con estratificación plana a poco inclinada (Gh, Gl) y con estratificación entrecruzada en artesa (Gt). En sentido granulométrico decreciente, aparecen facies de areniscas medianas a muy gruesas, conglomerádicas (con guijas y guijarros dispersos) en capas masivas (SGm), con estratificación entrecruzada en artesa (SGt) y de bajo ángulo (SGl) y con capas planas (SGh). Las areniscas, entre las que prevalecen las texturas gruesas, se presentan en estratos entrecruzados en artesa, menos comúnmente planares (St, Sp), con óndulas y laminación y otro en el que las psefitas se interestratifican con capas de areniscas y fangolitas (Fig. 6a). En el primero de ellos, que corresponde a las porciones proximales de un sistema de abanico aluvial, además de depósitos traccionales debidos a crecidas encauzadas y no encauzadas, son comunes las facies de diamictitas o paraconglomerados que se han acumulado por la acción de flujos gravitacionales de detritos (Spalletti, 1980, 1997, 2001 a; Blair y McPherson, 1994; Mulder y Alexander, 2001). En el segundo, la intercalación de depósitos finos entre los materiales psefíticos denota una mucho menor influencia de las crecidas aluviales y de los fenómenos de remoción en masa rápidos, por lo que pueden corresponder a sectores más distales, en el área límite entre un sistema de abanico aluvial y de planicie aluvial (Nichols y Hirst, 1998).
En el tramo cuspidal de la Formación Río Mendoza y en varios intervalos de la Formación Potrerillos es posible identificar el desarrollo de depósitos fluviales en los que domina la acumulación de materiales transportados como carga de lecho (Figs. 4, 6a, 6c y 6d). Algunos de ellos están caracterizados por la casi exclusiva presencia de gravas, mientras que otros muestran la participación de gravas, arenas gravosas y arenas. Los litosomas muestran geometrías lenticulares en sucesiones espesas y de singular continuidad lateral (Rust y Gibling, 1990; Eberth y Miall, 1991) que representan a los depósitos del núcleo de barras gravosas, macroformas tridimensionales gravosas y arenosas de acreción frontal y frecuentes carpetas de alto régimen de flujo (Miall, 1996; Miall y Jones, 2003). En forma subordinada se encuentran capas de bajo régimen correspondientes a agradación y abandono de barras y canales de estas redes fluviales.
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FIG. 4. Perfil estratigráfico, facies y sistemas deposicionales de la Formación Río Mendoza, ubicado entre el río Mendoza y el Cerro Bayo. |
La sección basal de la Formación Cerro de Las Cabras y la mayor parte de la Formación Potrerillos están representados por típicas secuencias positivas de rellenos de paleocauces con pasaje a planicie de inundación (Figs. 5, 6a, 6b, 6c, 6d y 7). Los variados tipos de facies sedimentarias, la geometría de los litosomas, el arreglo interno de facies y la existencia de amplios tramos dominados por materiales finos de planicie de inundación y depósitos de crecidas, son evidencia de sistemas fluviales de carga mixta o meandrosos de alta sinuosidad (Collinson, 1996; Hastings 1990; Werren et al., 1990; Martinsen et al., 1999). Los paleocanales están constituidos por facies de conglomerados finos, areniscas conglomerádicas y areniscas en ondulítica de corrientes (Sr), raras veces con óndulas de oscilación (Sro); son muy frecuentes las areniscas con capas laminares y de bajo ángulo de inclinación (Sh, Sl) y masivas (Sm). Entre las areniscas, también se identifican niveles de pirosamitas reelaboradas o tufitas masivas o con estructura de capa plana y entrecruzada en artesa (STm, STh y STt, respectivamente). Las facies heterolíticas (H) están constituidas por la interestratificación rítimica en niveles delgados de areniscas (masivas hasta ondulíticas) y fangolitas (masivas y/o laminadas). Por su parte, los depósitos pelíticos se componen de fangolitas en general de tonos oscuros (gris, verde grisáceo y gris muy oscuro), más raramente limolitas y arcilitas, que aparecen en secciones espesas o como intercalaciones entre sedimentitas más gruesas. Predominan las fangolitas masivas (Fm), aunque también se identifican niveles laminares, hasta físiles, producidos por decantación a partir de suspensiones ácueas y reorientación de minerales planares (Fh). Constituyendo niveles bien definidos en tramos espesos de lutitas negras aparecen margas oscuras nodulares y de textura micrítica (FM). Es común que capas de areniscas y de fangolitas masivas muestren estructuras pedogenéticas, en especial disyunción prismática, 'slickensides' y bioturbaciones de raicillas, junto a materia vegetal intensamente descompuesta. También, aunque en forma mucho más aislada, se han identificado tramos de areniscas y pelitas con estructuras de desmoronamiento ('slumps') producidas por deformación penecontemporánea.
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| FIG. 5. Perfil estratigráfico, facies y sistemas deposicionales de la Formación Cerro de Las Cabras, ubicado al pie del Cerro Bayo. |
Entre las sedimentitas piroclásticas primarias se encuentran facies de tobas (T) muy finas afíricas (vítreas) hasta porfíricas (vitro-cristalinas). Constituyen estratos aislados, delgados (centimétricos, en general de menos de 1 m), masivos, con geometría tabular y apreciable continuidad lateral. Estas piroclastitas se interpretan como depósitos de caída subaérea a partir de plumas piroclásticas.
En el área de Potrerillos los depósitos triásicos se han acumulado en diversos ambientes sedimentarios continentales. Trabajos previos de Strelkov y Álvarez (1984), Kokogián y Boggetti (1986), Frey y Rosenfeld (1991) y Kokogián et al. (1993) se han ocupado de la diagnosis de los principales sistemas de depositación, los que son ampliamente ratificados en la presente contribución. Entre ellos, se definen sistemas de abanico aluvial, fluviales de baja sinuosidad gravosos y arenosos, fluviales de alta sinuosidad y lacustres. Su distribución vertical se ilustra en las figuras 4, 5, 6 y 7.
Los depósitos de abanico aluvial aparecen en dos tramos estratigráficos bien definidos. Uno de ellos, caracterizado inicialmente por Borrello (1942), es el que compone una gran parte del espesor de la Formación Río Mendoza, unidad basal del conjunto triásico compuesta por depósitos dominantemente psefíticos (Fig. 4). El otro constituye la porción inferior de la Formación Potrerillos (de acuerdo al criterio de Días y Masasabie, 1974, adoptado en la presente contribución) y se trata de un conjunto conglomerádico con una potencia estimada en 160 m que se localiza en la base del cerro Bayo (Fig. 6a).
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| FIG. 6a. Perfil estratigráfico, facies y sistemas deposicionales de la sección basal de la Formación Potrerillos en la parte inferior del Cerro Bayo. |
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FIG.6b.Perfil estratigráfico, facies y sistemas deposicionales de la Formación Potrerillos (continuación de la Figura 6a) en el faldeo del Cerro Bayo. |
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| FIG. 6c. Perfil estratigráfico, facies y sistemas deposicionales de la Formación Potrerillos en la quebrada de Las Minas (por encima de la sección representada en la figura 6b), desde los conglomerados del tope de Cerro Bayo hasta la base del conglomerado rojo. |
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FIG. 6d. Perfil estratigráfico, facies y sistemas deposicionales de la parte superior de la Formación Potrerillos (por encima de la sección representada en la figura 6c) y de la Formación Cacheuta en la quebrada de Las Minas. |
Estas dos espesas sucesiones psefíticas se caracterizan por el dominio de conglomerados polimícticos medianos y gruesos (con notoria abundancia de individuos volcánicos), clasto-soportados aunque con muy moderada selección, estructura masiva o imbricación de ejes mayores e intermedios de fenoclastos. A ellos se asocian cuerpos de aglomerados, y lentes e intercalaciones de conglomerados finos, sabulitas, areniscas conglomerádicas y fangolitas.
En el tramo inferior de la Formación Río Mendoza predominan los depósitos psefíticos clasto-soportados en estratos espesos (normalmente de alrededor de 1 m) de tendencia tabular, amalgamados y con frecuente estructura interna de capa plana o de bajo ángulo que se interpretan como producto de crecidas proximales no canalizadas (Spalletti, 1980, 1997, 2001a; Blair y McPherson, 1994; Blair, 2000, 2001). A ellos se asocian tramos de ortoconglomerados con geometrías lenticulares y amplias variaciones texturales (desde aglomerados a areniscas conglomerádicas y areniscas muy gruesas) que reflejan marcados cambios en la descarga (Mather, 1993); estos depósitos muestran también diversas estructuras (masivas, imbricadas o capas planas y entrecruzadas) y se han formado por flujos traccionales canalizados. En conjunto la Formación Río Mendoza muestra un diseño de superposición granodecreciente (Fig. 4).
Por su parte, el sistema aluvial que se identifica en la porción basal de la Formación Potrerillos muestra algunas diferencias. Se reconocen aquí dos conjuntos de estratos, uno en el que hay un muy alto predominio de los depósitos conglomerádicos unidades amalgamadas vertical y lateralmente, con tendencia granodecreciente al tope e importante continuidad lateral. La base de estos conjuntos está representada por una superficie de erosión hasta de corte muy pronunciado. Por su parte, las planicies de inundación o áreas de intercanales (Hastings, 1990) muestran dos asociaciones de facies, una en la que prevalecen los depósitos finos de decantación en los que se desarrollan niveles de paleosuelos y otra en la que se identifican materiales más gruesos producidos por acumulaciones de carga traccional que aparecen sobre superficies de erosión y que se interpretan como rellenos de 'crevasses' o canales de desbordamiento (Smith et al., 1989; Diemer y Belt, 1991). A veces el pasaje desde los depósitos finos de decantación suspensiva a los cuerpos más gruesos está definido por una delgada secuencia granocreciente de areniscas, areniscas conglomerádicas y/o conglomerados finos que se interpreta como el registro de lóbulos de desbordamiento sobre los que finalmente prograda el canal 'crevasse' (cf. Clemente y Pérez Arlucea, 1993).
Hacia el tope de la Formación Cerro de Las Cabras (Fig. 5) se encuentra un conjunto de sedimentitas finas, multicolor, constituido por fangolitas, piropelitas y piropsamitas en capas delgadas masivas, con evidencias de exposición subaérea, estructuras de bioturbación y pedogenéticas. Los depósitos reflejan por una parte la actividad contemporánea del volcanismo explosivo y por otra procesos de acumulación lentos y agradacionales en planicies de bajo gradiente y pausados por sucesivas discontinuidades. Estos procesos de acumulación ya fueron descritos para otras sucesiones triásicas de la Cuenca Cuyana por Spalletti et al. (1995) y Spalletti (2001a).
En la sucesión estudiada, y muy especialmente en la Formación Cacheuta, aparecen importantes sucesiones silicoclásticas en las que prevalecen depósitos pelíticos y es escasa a nula la generación de sedimentos químicos y biogénicos (Figs. 6d y 7). Estas facies se atribuyen a sistemas lacustres hidrológicamente abiertos (Allen y Collinson, 1986; Talbot y Allen, 1996). La característica esencial la constituye el predominio de fangolitas laminadas y lutitas negras, con abundante materia orgánica, acumuladas por decantación a partir de plumas suspensivas en ambientes 'offshore' y en condiciones meromícticas (Allen y Collinson, 1986; Spalletti, 1997, 2001a).
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FIG. 7. Perfil estratigráfico, facies y sistemas deposicionales de la parte superior de la Formación Potrerillos (por encima del conglomerado rojo) y de la Formación Cacheuta en el faldeo sur del Cerro Cocodrilo. |
Particularmente en la porción inferior de la Formación Cacheuta, y en estrecha asociación con estas pelitas oscuras, se identifican depósitos progradacionales arenosos y gravosos con abundantes estructuras tractivas de alto y bajo régimen de flujo que corresponden a barras de desembocadura y canales distributarios de sistemas deltaicos (Coleman y Wright, 1975; Chan y Dott, 1986; Orton y Reading, 1993; Reading y Collinson, 1996) muy posiblemente desarrollados en condiciones hipopícnicas (cf. Spalletti, 2001a). Estos depósitos marginales a los sistemas lacustres son arealmente restringidos, ya que se identifican en el perfil del cerro Bayo-Quebrada de las Minas (Fig. 6d), mientras que prácticamente no se registran en el del flanco sur del cerro Cocodrilo (Fig. 7).
CONTENIDO PALEOFLORÍSTICO
Las referencias acerca de la existencia de restos plantíferos en las sucesiones triásicas del norte de Mendoza son numerosas. Stelzner (1873) y Geinitz (1876) aludieron a la presencia de plantas fósiles en el sector septentrional de la provincia de Mendoza. Posteriormente Zuber (1889) publicó una lista de plantas fósiles determinadas por Szajnocha (1888, 1889), provenientes del cerro Cacheuta. Por su parte, Stappenbeck (1910) dio a conocer otra lista de plantas exhumadas de varias localidades triásicas, entre las que incluye a la de Potrerillos. Otras contribuciones relevantes fueron las de Kurtz (1921), Frenguelli (1948), Jain y Delevoryas (1967) y, más recientemente, los aportes de Morel (1994), Spalletti et al. (1995) y Stipanicic et al. (1996).
Con el objeto de asignar edades, se utilizaron asociaciones de taxones para caracterizar a los cuerpos de roca, de acuerdo con lo propuesto por Spalletti et al. (1999), analizándose las tafocenosis reconocidas en los perfiles estudiados (localidades de los cerro Bayo y Cocodrilo) y que corresponden a la Formación Potrerillos. En esta primera contribución se presenta una lista de los taxones identificados (Tabla 2), con la respectiva distribución en los estratos fosilíferos reconocidos y la exacta ubicación en los perfiles relevados (Figs. 6b, 6d y 7).
En el cerro Bayo se definieron trece estratos plantíferos y otros tres en el cerro Cocodrilo. En total fueron determinados 23 taxones (Tabla 2). Además, las tafocenosis presentes en los cerros Bayo y Cocodrilo se relacionaron con los sistemas de depositación respectivos, estableciéndose en cada caso los taxones dominantes, subordinados y ocasionales, de acuerdo con la metodología propuesta por Artabe et al. (1999, 2001) y Spalletti et al. (1999).
Vale destacar que los estratos plantíferos del cerro Bayo se encuentran entre los conglomerados que afloran al pie de la ladera noreste y la sucesión de lutitas negras de fondo lacustre (Figs. 6b y 6d). Los del cerro Cocodrilo se ubican entre el conglomerado rojo de la Formación Potrerillos y las mencionadas lutitas negras (Fig. 7). Particularmente, los depósitos en los que se han identificado los niveles plantíferos se interpretan como generados en un ambiente fluvial de carga mixta y alta sinuosidad, con el desarrollo de amplias planicies de inundación en las que se registran episodios de desbordamiento encauzados y no encauzados, así como periódicos ambientres palustres y/o lacustres.
PERFIL DEL CERRO BAYO
NF1: Tafocenosis ubicada en depósitos de planicie de inundación cortada por eventos de desbordamiento ('crevasse'), no muy alejada del canal principal del sistema. Se trata de una tafocenosis paraautóctona y monoespecífica de Dicroidium argenteum (Retallack) Gnaedinger y Herbst.
NF2: Tafocenosis autóctona-paraautóctona, localizada en una planicie de inundación mal drendrenada en la que se generan cuerpos de agua estancados y temporarios. El género dominante es Yabeiella mareyesiaca (Geinitz) Oishi; como elementos subordinados se registra a Johnstonia coriacea (Johnston) Walcom, Kurtziana cacheutensis (Kurtz) Frenguelli emend. Petriella y Arrondo y Baiera cuyana Frenguelli, mientras que Dicroidium dubium (Feistmantel) Gothan, es un taxón ocasional.
NF3: Tafocenosis paraautóctona que se generó en ambiente de planicie de inundación, en las inmediaciones de canales de desbordamiento. Los taxones dominantes son Johnstonia stelzneriana (Geinitz) Frenguelli, Yabeiella mareyesiaca y Kurtziana cacheutensis. Como elementos subordinados se encuentran Cladophlebis mesozoica Kurtz ex Frenguelli y Johnstonia coriacea. Baiera cuyana es un taxón ocasional.
NF4: Tafocenosis paraautóctona desarrollada en las cercanías de lóbulos de desbordamiento localizados en ambiente de planicie de inundación. Los elementos dominantes de la asociación son Cladophlebis mendozaensis (Geinitz) Frenguelli y C. mesozoica. Como elementos subordinados aparecen Yabeiella mareyesiaca y Johnstonia coriacea. Gontriglossa sp. es un taxón ocasional.
NF5: Tafocenosis paraautóctona desarrollada no muy lejos del canal principal en una amplia planicie de inundación, y bajo la influencia de canales de desbordamiento. La forma dominante es Kurtziana cacheutensis. Como elementos subordinados: Cladophlebis mesozoica, C. mendozaensis, Johnstonia coriacea y Yabeiella mareyesiaca. Dicroidiun odontopteroides (Morris) Gothan es ocasional.
NF6: Tafocenosis autóctona - paraautóctona, localizada en cuerpos de agua poco profundos y semipermanentes que se desarrollan en ambiente de planicie de inundación mal drenada. El taxón dominante es Dicroidium odontopteroides. Equisetites fertilis (Frenguelli) Frenguelli y Neocalamites carrerei (Zeiller) Halle son elementos ocasionales.
NF7: Tafocenosis autóctona - paraautóctona, localizada en las cercanías de cuerpos de agua estancados y temporarios ubicados en planicie de inundación mal drenada. Se registran dos géneros dominantes Neocalamites carrerei y Dicroidium odontopteroides.
NF8: Tafocenosis paraautóctona desarrollada en lóbulos de desbordamiento del sistema fluvial. El taxón dominante es Cladophlebis mendozaensis. Los taxones subordinados son Neocalamites carrerei y Dicroidium odontopteroides. Gontriglossa sp. es ocasional.
NF9: Tafocenosis paraautóctona vinculada a lóbulos de desbordamiento. El taxón dominante es Dicroidium odontopteroides. Como taxones subordinados aparecen Xylopteris elongata (Carruthers) Frenguelli y Johnstonia coriacea. Kurtziana cacheutensis es ocasional.
NF10: Tafocenosis autóctona, generada en los bordes de cuerpos de agua estancados y temporarios desarrollados en la planicie de inundación. Se registran sólo dos taxones, correspondientes a elementos dominantes: Neocalamites carrerei y Equisetites fertilis.
NF11: Estrato plantífero alojado en el techo de barras arenosas correspondientes a un sector con canales fluviales de baja sinuosidad del tipo entrelazado gravoso-arenoso (techo del conglomerado rojo de la Formación Potrerillos). Tafocenosis paraautóctona monoespecífica con Johnstonia coriacea.
NF12: Tafocenosis paraautóctona generada en la planicie de inundación de un sistema fluvial de muy alta sinuosidad, con neto dominio de carga suspensiva, desarrollado en un área de muy bajo gradiente, mal drenada y con frecuentes cuerpos de agua estancada. En esta tafocenosis domina Johnstonia coriacea. Como taxones subordinados se registran Johnstonia stelzneriana, Neocalamites carrerei, Yabeiella brackebuschiana (Kurtz) Oishi, Dicroidium odontopteroides, Xylopteris elongata, Feruglioa samaroides Frenguelli, Cladophlebis mesozoica, C. mendozaensis, Pachydermophyllum praecordillerae (Frenguelli) Retallack y Rochipteris sp. Por su parte, Sphenobaiera argentinae (Kurtz) Frenguelli, Baiera africana Baldoni y Fraxinopsis andium (Frenguelli) Anderson y Anderson son ocasionales
NF13: Tafocenosis paraautóctona, pero por el grado de fragmentación de los fósiles evidencia procesos de retrabajo por agentes de mayor energía. El sistema fluvial es similar al de la tafocenosis anterior, pero el depósito se asocia con canales de corte o de desbordamiento de los meandros. El taxón dominante es Johnstonia coriacea y como elementos subordinados se hallan Pachydermophyllum praecordillerae, Neocalamites carrerei y Zuberia feistmanteli (Johnston) Frenguelli.
PERFIL DEL CERRO COCODRILO
NF1: Tafocenosis autóctona-paraautóctona y monoespecífica localizada en asociación con cuerpos de agua temporarios de una planicie de inundación mal drenada. Se registra sólo Neocalamites carrerei.
NF2: Tafocenosis paraautóctona generada en canales de desbordamiento localizados en ambiente de planicie de inundación. Son dominantes Neocalamites carrerei y Dicroidium odontopteroides. Cladophlebis mesozoica es un taxón subordinado.
NF3: Tafocenosis paraautóctona, localizada en canales de desbordamiento proximales al canal principal. La fragmentación de los ejemplares evidencia retrabajo por agentes tractivos, propios de los canales de 'crevasse'. Son dominante los fragmentos de Zuberia feistmanteli. Como taxones subordinados se registran Neocalamites carrerei y Johnstonia stelzneriana.
BIOESTRATIGRAFÍA
En el perfil del cerro Bayo, se pueden identificar claramente dos secciones estratigráficas con niveles plantíferos. Una inferior desarrollada entre los conglomerados ocráceos de la base del cerro Bayo y el conglomerado rojo (ver Fig. 3), que involucra a los estratos plantíferos 1 a 10, y otra superior, que se identifica en los cerros Bayo y Cocodrilo, ubicada entre el conglomerado rojo y las lutitas negras atribuidas a la Formación Cacheuta.
Si se consideran de manera complexiva a los estratos plantíferos 1 a 10, localizados por debajo del conglomerado rojo de la Formación Potrerillos, los taxones dominantes son Yabeiella mareyesiaca, Kurtziana cacheutensis y Johnstonia coriacea, y como taxones subordinados a Cladophlebis mesozoica - C. mendozaensis y Neocalamites carrerei. Esta situación es congruente con las abundancias certificadas en la paleocomunidad 9 (NF2) de la Formación El Alcázar (Ganuza et al., 1998; Spalletti et al., 1999), en la que dominan Yabeiella mareyesiaca, Kurtziana cacheutensis, Pachydermophyllum praecordillerae, Cladophlebis mesozoica y C. mendozaensis. La paleocomunidad 10 (NF3) de la Formación El Alcázar es una tafocenosis monoespecífica de Neocalamites carrerei. La similitud de los taxones registrados y sus respectivas abundancias relativas indican claramente la presencia en esta sección estratigráfica de la Biozona de Yabeiella mareyesiaca, Scytophyllum bonettiae, Protophyllocladoxylon cortaderitaensis (MBC). De acuerdo con el esquema bioestratigráfico propuesto por Spalletti et al. (1999), la Biozona MBC, desde un punto de vista litoestratigráfico, caracteriza a la sección inferior de la Formación Potrerillos.
Con referencia a los estratos plantíferos 11, 12 y 13, ubicados por encima del conglomerado rojo, el taxón dominante es Johnstonia coriacea, mientras que como taxones subordinados aparecen Johnstonia stelzneriana, Yabeiella brackebuschiana, Neocalamites carrerei, Dicroidium odontopteroides, Xylopteris elongata, Pachydermophyllum praecordillerae y Zuberia feistmanteli. La conformación de estas tafocenosis es congruente con la correspondiente a la sección aflorante de la Formación Potrerillos en el cerro Cacheuta (NF1, NF2 y NF3 según Morel, 1994; Spalletti et al., 1999). En dichos niveles el elemento dominante es Johnstonia coriacea y como taxones subordinados aparecen Johnstonia stelzneriana, Xylopteris elongata, Pachydermophyllum praecordillerae, Yabeiella brackebuschiana, Baiera cuyana, Gingkoites truncata y Heidiphyllum elongatum.
Por otra parte, sobre la base del contenido paleoflorístico de los niveles que se encuentran por encima del conglomerado rojo de la Formación Potrerillos, tanto en el cerro Bayo como en el cerro Cocodrilo, sobre 16 taxones identificados, 14 están presentes en los NF1, NF2, y NF3 del tramo superior de la Formación Potrerillos en el cerro Cacheuta (Morel, 1994). Sólo Zuberia feistmanteli, Baiera africana y Rochipteris sp. no se han registrado en esta última sección. Sin embargo, es probable que algunos ejemplares determinados por Morel (1991, 1994) como Xylopteris argentina correspondan a Baiera africana, mientras que otros determinados como Ginkgoites truncata puedan asimilarse a Rochipteris. Por tanto, sólo Zuberia feistmanteli faltaría en la sección considerada del cerro Cacheuta.
De esta comparación se desprende que los estratos plantíferos alojados en la sección estratigráfica comprendida entre el conglomerado rojo y las pelitas negras de fondo lacustre, corresponden a la Biozona de Yabeiella brackebuschiana, Scytophyllum neuburgianum, Rhexoxylon piatnitzkyi (BNP) (Spalletti et al., 1999).
CONCLUSIONES
El relevamiento de las sucesiones triásicas en el área de los cerros Bayo y Cocodrilo permitió definir un conjunto de facies sedimentarias y de asociaciones de facies a fin de interpretar los principales paleoambientes de acumulación. Se reconocieron depósitos pertenecientes a sistemas de abanico aluvial, fluviales de baja sinuosidad gravosos y arenosos, fluviales de alta sinuosidad y lacustres. Los depósitos de abanico aluvial se identifican en buena parte del espesor de la Formación Río Mendoza y en la porción inferior de la Formación Potrerillos. Los depósitos generados por sistemas fluviales dominados por transporte como carga de lecho se localizan en el tramo cuspidal de la Formación Río Mendoza y en varios intervalos de la Formación Potrerillos. Por su parte, hacia la base de la Formación Cerro de Las Cabras y la mayor parte de la Formación Potrerillos se reconocen típicas secuencias positivas de rellenos de paleocauces con pasaje a planicie de inundación que se atribuyen a sistemas fluviales de carga mixta. Por su parte, la sección superior de la Formación Cerro de Las Cabras (Fig. 5) se caracteriza por depósitos volcanoclásticos finos originados por procesos de acumulación en planicies de bajo gradiente, pausados por sucesivas discontinuidades. Por último, y especialmente en la Formación Cacheuta, aparecen importantes depósitos de fangolitas laminadas y lutitas negras correspondientes a sistemas lacustres hidrológicamente abiertos. A ellos se asocian depósitos de barras de desembocadura y canales distributarios de sistemas deltaicos.
En los cerros Bayo y Cocodrilo se identificaron 16 niveles fosilíferos con 23 taxones: Equisetites fertilis, Neocalamites carrerei, Cladophlebis mendozaensis, C. mesozoica, Dicroidium argenteum, D. dubium, D. odontopteroides, Johnstonia coriacea, J. stelzneriana, Xylopteris elongata, Zuberia feistmanteli, Feruglioa samaroides, Pachydermophyllum praecordillerae, Kurtziana cacheutensis, Sphenobaiera argentinae, Baiera africana, B. cuyana, Rochipteris sp., Yabeiella mareyesiaca, Y. spathulata, Y. brackebuschiana, Fraxinopsis andium y Gontriglossa sp.
Se definieron trece tafocenosis en el cerro Bayo y tres en el cerro Cocodrilo que en conjunto se relacionan con un ambiente fluvial de carga mixta y alta sinuosidad, con amplias planicies de inundación en las que se registran episodios de desbordamiento encauzados y no encauzados, así como periódicos eventos palustres y/o lacustres.
En los niveles fosilíferos NF1 al NF10 de la sección estratigráfica comprendida entre el conglomerado de la base del cerro Bayo y el conglomerado rojo del cerro Bayo se reconoce la Biozona de Asociación Yabeiella mereyesiaca -Scytophyllum bonettiae - Protophyllocladoxylon cortaderitaensis (MBC). Los niveles fosilíferos de la sección estratigráfica desarrollada por encima del conglomerado rojo y la base de las pelitas negras de fondo lacustre del cerro Bayo (NF11 al NF13) y del cerro Cocodrilo (NF1 al NF3) se asignan a la Biozona de Asociación Yabeiella brackebuschiana- Scytophyllum neuburgianum-Rhexoxylon piatnitzkyi (BNP).
En las secciones estudiadas, las biozonas reconocidas se presentan en concordancia y continuidad estratigráfica y el límite entre ambas está representado por el techo del conglomerado rojo. Teniendo en cuenta que la Biozona MBC se asigna al Triásico Medio tardío y la Biozona BNP al Triásico Tardío temprano se concluye que la Formación Potrerillos en este sector de la cuenca se desarrolló durante ese lapso temporal.
AGRADECIMIENTOS
El presente trabajo se realizó en el marco de proyectos financiados por la Agencia Nacional de Promoción Científica y Tecnológica, Argentina (PICT 07-08467 y 07-08451) y Universidad Nacional de La Plata, Argentina (Proyecto N 412). Los autores agradecen los comentarios y sugerencias efectuados por los doctores R. Charrier (Universidad de Chile), F. Colombo (Universidad de Barcelona, España), R. Herbst (Instituto Superior de Geología-CONICET, Argentina), E. Ottone (Universidad de Buenos Aires, Argentina) y S. Palma-Heldt (Universidad de Concepción, Chile).
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Manuscrito recibido: Noviembre 12, 2004; aceptado: Abril 8, 2005.
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