Geoquímica inorgánica como indicador de procedencia y ambiente sedimentario en sucesiones de lutitas negras: los depósitos transgresivos titonianos (Formación Vaca Muerta) de la Cuenca Neuquina, Argentina

Luis A. Spalletti1, Ernesto Schwarz1, Gonzalo D. Veiga1,

1 CONICET-Universidad Nacional de La Plata, calle 1 No. 644, B1900TAC, La Plata, Argentina.
spalle@cig.museo.unlp.edu.ar; eschwarz@cig.museo.unlp.edu.ar; veiga@cig.museo.unlp.edu.ar

FIG. 1. A. Mapa de la región de estudios con localización de las áreas de muestreo y código de las muestras obtenidas. 1. Barranca de los Loros; 2. Yesera del Tromen; 3. Laguna Auquilco; 4. Puerta de Curacó; 5. ChacayMelehue; 6. Arroyo Mulichinco; 7. Mallín Quemado Norte; 8. Mallín Quemado Sur; 9. Los Catutos; 10. Arroyo Picún Leufú; 11. Cerro Lotena; B. Selección de perfiles columnares de diferentes localidades que muestra las principales litofacies definidas en cada uno, así como la ubicación estratigráfica de las muestras. En todas las localidades, la Formación Vaca Muerta se apoya sobre depósitos continentales (formaciones Tordillo o Quebrada del Sapo).

 

En la mayor parte de la Cuenca Neuquina, los depósitos de la transición del Jurásico-Cretácico se caracterizan por sedimentitas de grano fino (pelitas oscuras bituminosas y margas) de la Formación Vaca Muerta (Weaver, 1931). La base de esta unidad es una superficie isócrona que marca el inicio de la transgresión titoniana (Leanza, 1981), en tanto que su límite superior es progradacional y diacrónico, de modo que su registro comprende períodos más jóvenes a medida que se pasa desde el sector sur (Titoniano medio) al central (Berriasiano-Valanginiano Temprano) de la cuenca (Leanza, 1973, 1981; Leanza y Hugo, 1978; Leanza et al., 1978; Spalletti et al., 2000; Doyle et al., 2005).

Legarreta y Uliana (1991, 1996a) han señalado que los depósitos titonianos basales se deben a una transgresión marina que acaeció rápidamente como resultado de un ascenso eustático asociado con reducidos aportes terrígenos, cuya combinación pudo haber favorecido la sedimentación condensada anaeróbica a disaeróbica. Por su parte, Vergani et al. (1995) vincularon la expansión marina con un período de relajamiento y subsidencia regional que sucedió a una fase de intensa inversión tectónica desarrollada durante el Jurásico tardío.

La parte más profunda de la Cuenca Neuquina durante la transgresión titoniana se ubicaría en el sector occidental, conformando una faja de rumbo NW-SE levemente oblicua con respecto al arco magmático andino (Spalletti et al., 2000; Doyle et al., 2005). Es en este sector donde la Formación Vaca Muerta alcanza sus mayores espesores (>500 m) y donde aparecen sus más conspicuos afloramientos. Estos depósitos han sido motivo de diversos estudios paleontológicos-bioestratigráficos (Leanza, 1980, 1981; Leanza y Hugo, 1978; Leanza y Wiedmann, 1989) y sedimentológicos (Spalletti et al., 1999a y b, 2000, 2008b; Scasso et al., 2002; Kietzmann et al., 2008; Kietzmann y Palma, 2009, 2011; Kietzmann y Vennari, 2013). Una síntesis de los conocimientos sobre la Formación Vaca Muerta y unidades equivalentes ha sido brindada por Leanza et al. (2011). Recientemente, el resumen de un primer estudio geoquímico integral y de subsuelo de la Formación Vaca Muerta ha sido presentado por Nawratil et al. (2012).

En cuanto a aspectos paleoambientales, buena parte de los depósitos de la Formación Vaca Muerta corresponden a la porción cuencal de una rampa marina y son principalmente el producto de la decantación suspensiva de materiales terrígenos y no terrígenos de grano fino sobre un fondo subóxico hasta anóxico (Gasparini et al., 1997). Sin embargo, también se han identificado depósitos más gruesos relacionados con corrientes de fondo que sin duda provocaron episodios eventuales de retrabajo, transporte y acumulación (i.e., Spalletti et al., 2008b; Kietzmann y Palma, 2011), los que habrían podido incrementar los tenores de oxígeno al menos temporalmente. Spalletti et al. (1999a y b) han indicado que las condiciones ambientales desarrolladas durante la acumulación de la porción basal de la Formación Vaca Muerta se debieron a la geometría, situación paleogeográfica de la cuenca, y condiciones de clima dominantemente seco que habrían favorecido el desarrollo de una fuerte termo-picnoclina por debajo de la base de olas de tormenta. Aun cuando la circulación en el fondo era casi nula, las aguas más superficiales se encontraban bien oxigenadas y por tanto eran aptas para sustentar una biota muy diversa en organismos tanto planctónicos como nectónicos (Gasparini et al., 1997, 2002). Así, sobre la base de los conceptos desarrollados por Demaison y Moore (1980), Weissert y Erba (2004) y Huc et al. (2005), puede considerarse que la Formación Vaca Muerta refleja en la Cuenca Neuquina un período del Jurásico tardío en el cual un incremento del tenor de CO₂ atmosférico, combinado con fenómenos de calentamiento global y transgresión generalizada habrían favorecido condiciones subóxicas/anóxicas de largo término en mares interiores y océanos a escala planetaria.

Desde un punto de vista del interés hidrocarburífero, la Formación Vaca Muerta representa la roca generadora por excelencia de la Cuenca Neuquina (Cruz et al., 1999, 2002). Particularmente, el tramo basal, que en subsuelo alcanza pocas decenas de metros de espesor, posee los máximos valores de carbono orgánico total (hasta 8%, Legarreta y Villar, 2012), por lo que se considera el intervalo de máxima generación -o cocina- de petróleo y gas. Por su parte, los nuevos avances en el conocimiento de reservorios ‘shale oil/gas’ abren una nueva perspectiva para esta unidad, considerada como uno de los objetivos exploratorios y de producción más relevantes de la Cuenca Neuquina.

3. Terminología aplicada a las rocas sedimentarias de grano fino

El término ‘lutita negra’ (‘black shale’) es una denominación bastante amplia que alude a sedimentitas de grano fino con significativa participación de materia orgánica (1-20%), que pueden ser depositadas en variados sistemas de acumulación, desde someros a profundos, marinos o lacustres (Arthur y Sageman, 1994; Harris, 2005). Como se aprecia, estos vocablos no aluden a un tipo composicional en especial, aunque su uso está muy arraigado en la literatura tanto científica como relacionada con la industria, y es así como se utiliza en este trabajo.

Por su parte, el término ‘lutita’ (‘shale’) ha sido empleado de manera muy diversa, pero en general alude a rocas de grano fino (mezclas de arcillas y limos) que poseen fisilidad (Pettijohn, 1975). La fisilidad es definida como la tendencia de una roca a partirse en superficies relativamente planas dispuestas en forma paralela a la estratificación (Pettijohn, 1975, pág. 263). Si bien esta propiedad puede estar relacionada con la estructura o fábrica de la roca (e.g., disposición paralela de minerales de hábito laminar), la mineralogía de arcillas y el contenido orgánico, su desarrollo se relaciona estrechamente con la meteorización y varía con la naturaleza y duración de dichos procesos (Lundegard y Samuels, 1980). Por tanto, es claro que este atributo ha de encontrarse solo en rocas con laminación original sometidas a intemperismo, mientras que rocas de grano fino con similar estructura pero en subsuelo no poseen este tipo de partición. Se desprende entonces que la fisilidad no debería ser un criterio válido para la distinción de litofacies pelíticas. En este trabajo, y para evitar confusiones, todas las rocas de grano fino (menor a 62 μm) se denominan pelitas, independientemente de la composición mineralógica y/o geoquímica. Las pelitas con alta participación de componentes silicáticos (terrígenos y/o biogénicos) se denominan fangolitas, mientras que las híbridas (silicáticas-carbonáticas) se caracterizan como margas.

4. Muestreo y métodos de estudio

Para caracterizar desde el punto de vista composicional a los depósitos de la sección basal de la Formación Vaca Muerta, se realizó un muestreo de las principales áreas de afloramiento en el sector neuquino de la cuenca (Figs. 1 y 2). En total se colectaron 20 muestras destinadas a análisis geoquímico de componentes inorgánicos. En todos los casos se relevaron niveles de los primeros 25 m de la unidad (Fig.1B). Este intervalo pertenece a las zonas amonitíferas de Mendozanus (Leanza y Hugo, 1978; Leanza, 1981; Leanza et al., 2011) y de Picunleufuense-Mendozanus (Parent et al., 2011a y b), y se asigna al Titoniano Temprano.

Mediante la descripción de atributos reconocibles en el campo (esencialmente tonalidad) y en virtud de la casi ubicua fisilidad, solo tres diferentes litofacies pudieron ser identificadas entre las rocas muestreadas: pelitas gris oscuras, pelitas verdosas laminadas y pelitas amarillentas (Fig. 2). Expresamente, no fueron muestreados los niveles constituidos por sedimentitas finas con aspecto macizo (tanto tabulares como nodulares) y con alta induración por considerárselas prima facie con elevado contenido en carbonato de calcio. La primera litofacies (pelitas gris oscuras) domina en los sectores norte y centro de la región muestreada (localidades 1 a 8, Fig. 1), en tanto las otras dos son preponderantes en los sitios de muestreo ubicados hacia el sur.

Para el estudio geoquímico inorgánico las 20 muestras fueron limpiadas, eliminándose las porciones meteorizadas y las venas epigenéticas, y molidas a trozos < 4 mm en mortero de ágata. En ese estado fueron remitidas a Actlabs (Canadá) donde fueron pulverizadas y analizadas con técnicas estándar IC-MS; detalles en http://www.actlabs.com, para obtener el contenido de 10 elementos mayoritarios (Si, Ti, Al, Fe, Mg, Mn, Na, K, Ca y P) expresados como porcentaje de óxidos y 45 elementos traza expresados en ppm.

Fig. 2. Vistas de afloramientos y litofacies del intervalo basal de la Formación Vaca Muerta en el área de estudio. A. Margen derecha de Arroyo Mulichinco (acceso por camino entre Loncopué y Huncal), en donde se observa abrupta aparición de facies pelíticas oscuras marinas sobre los depósitos continentales de la Formación Tordillo. Barra como escala; B. Detalle de la litofacies de pelitas gris oscuras definida en este trabajo, en la cual comúnmente se intercalan niveles más resistentes nodulares o tabulares y de coloraciones gris claro que en el campo se denominaron ‘margas’. Estos niveles fueron evitados durante el muestreo. Piqueta (33 cm de largo) como escala; C. Vista de sector basal de la unidad en reciente corte de vía de tren en el sector de Los Catutos (localidad 9). Persona como escala; D y E. Detalle de las litofacies de pelitas amarillentas y pelitas verdosas laminadas en dicha localidad. La mayor resistencia de las pelitas amarillentas en afloramiento condujo a su descripción de campo como ‘margas’. Lápiz como escala en D y barra como escala en E; F. Vista general del intervalo basal de la unidad en el Cerro Lotena, caracterizado por un dominio de pelitas amarillentas y verdosas, típicas de estos sectores australes del área de estudio.

 

5. Geoquímica de las muestras estudiadas

Los resultados del análisis químico de los elementos mayoritarios muestran importantes variaciones en los tenores de SiO₂ y de CaO principalmente (Tabla 1). Ello se debe sin dudas a la existencia de distintos tipos litológicos, uno enteramente silicático y otros en los que predomina la mezcla de componentes silicáticos y carbonáticos. Se considera que la mayor parte de los componentes carbonáticos tienen origen intracuencal y son el resultado de la actividad biogénica.

Con la finalidad de ilustrar sobre la existencia de estos tipos litológicos se elaboró el diagrama CaO-Al₂O₃-SiO₂ (Fig. 3A). En él, sobre la base de la confrontación entre los contenidos de CaO y de Al₂O₃-SiO₂, se definen variedades de rocas con extremos en fangolitas y margas calcáreas. Seis muestras son fangolitas, seis fangolitas margosas, tres margas fangolíticas, tres margas y dos margas calcáreas (Tabla 2, Fig. 3A). Estas diferencias también se pueden apreciar en el diagrama de variación CaO versus SiO₂ (Fig. 3B) donde existe una muy marcada relación inversa y donde es posible también discriminar entre los tipos litológicos definidos. Comparativamente, las muestras que corresponden a la facies de pelitas verdosas son geoquímicamente fangolitas. En cambio las otras dos facies (pelitas gris oscuras y pelitas amarillentas) muestran una significativa variabilidad composicional, desde tipos silicoclásticos a mixtos (Tabla 2; Fig. 3A y B). Desde el punto de vista de la distribución geográfica, el tipo litológico correspondiente a fangolitas se encuentra casi con exclusividad en el sector sur de la región muestreada (localidades 9 a 11, Fig. 1A). Hacia el norte se presentan tipos litológicos con variable tenor de carbonato de calcio, sin que se registre una tendencia definida.

Fig. 3. A. Diagrama ternario CaO-Al2O3-SiO2; B. Diagrama bivariado CaO versus SiO2, de las muestras analizadas de la Formación Vaca Muerta y los tipos litológicos definidos en este trabajo. Nótese la falta de correlación general entre las litofacies y los tipos litológicos, a excepción de las definidas como pelitas verdosas que corresponden únicamente con el tipo litológico de fangolita.

 

En la clasificación geoquímica de rocas silicoclásticas de Herron (1988), donde se confrontan log Fe₂O₃/K₂O versus log SiO₂/Al₂O₃ (Fig. 4), la gran mayoría de las rocas estudiadas se ubica en el campo de las ‘wackes’. El contenido relativo de Fe₂O₃ y K₂O es variable, mientras que el de SiO₂ y Al₂O₃ es más uniforme. La proporción de Al₂O₃ con respecto a SiO₂ no alcanza para que las muestras se ubiquen en el campo de las lutitas. Por tanto, aun cuando se trata de rocas de grano fino, las sedimentitas analizadas de la Formación Vaca Muerta muestran un contenido relativamente elevado de sílice.

Fig. 4. Diagrama de clasificación geoquímica (Herron, 1988) de las muestras de la Formación Vaca Muerta. La mayoría se emplaza en el campo de las wackes.

 

Los diagramas de variación de componentes mayoritarios en comparación con la sílice (Fig. 5) muestran buena correlación positiva de Al₂O₃, K₂O y TiO₂. En el caso del Na2O la tendencia al incremento no es tan clara, mientras que MgO y Fe₂O₃ no guardan mayor relación con la variación en el tenor de SiO₂. Las relaciones tampoco resultan muy claras cuando se comparan K₂O con Na₂O y MgO con CaO (Fig. 5), en cambio se define buena correlación positiva en el diagrama de comparación Al₂O₃ versus TiO₂ (Fig. 6A).

Fig. 5. A. Diagramas bivariados de elementos mayoritarios versus SiO2. Nótese la buena correlación positiva de Al2O3, K2O y TiO2 con respecto a SiO2; B. Diagramas bivariados K2O versus Na2O y MgO versus CaO en los que las muestras analizadas no exhiben buen grado de correlación.

Fig. 6. A. Diagrama ternario Al2O3-(Na2O+CaO)-K2O que representa los valores del índice de alteración química (CIA) para las sedimentitas de la Formación Vaca Muerta. Para comparación se incluyen los valores medios de corteza continental superior, plagioclasa, feldespato potásico, esmectita, illita, basaltos (BA), andesitas (A) y riolitas (R). La ubicación de las muestras analizadas refleja un grado de meteorización comparable al de la mayoría de las rocas pelíticas; B. Diagrama bivariado TiO2 versus Al2O3 en el que se aprecia la muy buena correlación positiva en las muestras de la Formación Vaca Muerta.

 

5.1. Índices de meteorización y reciclado de los materiales

Uno de los parámetros más empleados para determinar los niveles de degradación a argilominerales de componentes primarios metaestables e inestables es el índice de alteración química (CIA, Nesbitt y Young, 1982), definido como 100 [Al₂O₃/(Al₂O₃+CaO*+Na₂O+K₂O)], en proporciones molares y donde CaO* representa la concentración de CaO en la fracción silicática de los sedimentos. Los valores resultantes de este índice se presentan en la tabla 1, y una representación gráfica se muestra en el triángulo Al₂O₃-CaO+Na₂O-K₂O de la figura 6A. En el caso de las muestras analizadas, el CIA muestra valores correspondientes al rango en el que se encuentran la mayoría de las rocas pelíticas. Como se ha determinado en otros estudios (cf. Spalletti et al., 2012), se aprecia que las rocas más aluminosas son las que poseen mayores tenores de K₂O. Por su parte, los contenidos de CaO+Na₂O y K₂O se encuentran siempre por encima de los promedios para rocas volcánicas, a la vez que los contenidos de Al₂O₃ están próximos o ligeramente por debajo de los promedios de illita y de esmectita (Fig. 6A).

La transformación de minerales primarios a argilominerales implica un incremento en Al₂O₃ reflejado por el CIA, pero también un aumento del tenor de TiO₂. Tal como muestra la figura 6B, es clara la tendencia a la concentración de TiO₂ en las fangolitas, lo que puede atribuirse al proceso de intemperización (Zhen et al., 2012).

El diagrama Th/Sc versus Zr/Sc (McLennan et al., 1993) se ha empleado para estimar el grado de reciclado en los sedimentos. En él, la relación lineal definida expresa la tendencia a la diferenciación ígnea y los valores relativamente altos de Zr/Sc (Fig. 7A) indican un incipiente proceso de retrabajo por enriquecimiento en Zr (McLennan et al., 1993). Por su parte, en el diagrama Th/U versus Th (Fig. 7B), el emplazamiento de las muestras tiende a reflejar un muy bajo nivel de reciclado (McLennan et al., 1993); no obstante, la comparativamente alta proporción de U no se debe a factores de procedencia ni de bajo intemperismo, sino a controles que tienen relación con los procesos acaecidos en el ambiente de acumulación y que serán tratados más adelante.

5.2. Geoquímica y tipos litológicos

Además de las significativas variaciones en los contenidos de SiO₂, Al2O3 y CaO entre las distintas litofacies reconocidas, también se ha determinado que algunos elementos muestran sensibles diferencias entre los tipos litológicos silicáticos y silicáticos-carbonáticos. Entre los componentes mayoritarios, el K₂O y el TiO₂ registran mayores proporciones en las fangolitas y decrecen a medida que se incrementa el tenor de carbonatos (Figs. 5 y 6B). Uno de los elementos que también resulta discriminatorio entre tipos litológicos es el Sr, dada su afinidad con el Ca (Tabla 1). Muy indicativas son las proporciones de los elementos inmóviles (Th, Lu, Hf, Sc y Zr), todos los cuales muestran sus mayores contenidos en las fangolitas, y decrecen en forma progresiva a medida que se incrementa la participación de carbonato en la roca (Tabla 1). Varias de las relaciones entre elementos están también condicionadas por los tipos litológicos. Los mayores valores del cociente Th/U se registran en las fangolitas mientras que los menores lo hacen en las variedades más carbonáticas (Fig. 7A). La relación Th/Sc refleja esta misma tendencia, ya que las cifras son más altas en las fangolitas, con valores muy cercanos a 1 (Fig. 7B). También es factible deducir que las lutitas son las sedimentitas con más enriquecimiento relativo de Zr en comparación con Sc (Fig. 7B). En definitiva, es muy probable que tanto el Th como el Zr hayan sido preferentemente concentrados en los argilominerales y en fases accesorias, como circón y óxidos de titanio (González López et al., 2005) de las fangolitas.

 

Fig. 7. Diagramas bivariados A. Th/U versus Th (McLennan et al., 1993); B. Th/Sc versus Zr/Sc (McLennan et al., 1990, 1993). Si bien se aprecia que las muestras de la Formación Vaca Muerta poseen un bajo nivel de reciclado, las fangolitas muestran mayor madurez dado el más elevado contenido de Zr.

 

Discriminaciones similares ocurren al analizar los patrones de tierras raras comparados con los valores chondríticos (Nakamura, 1974). En conjunto estos elementos poseen menores proporciones en las sedimentitas más ricas en carbonatos, y esta situación es más manifiesta en las tierras raras pesadas (Fig. 8). Los mayores contenidos de estos elementos en las fangolitas puede ser relacionada con una tendencia a la concentración preferencial de minerales pesados en estos depósitos (cf. Morton, 1991).

Fig. 8. Diagrama de valores normalizados de tierras raras (REE) con respecto a chondrita. Nótense los diseños similares entre las muestras estudiadas y los de las lutitas postarqueanas de Australia (PAAS) (Taylor y McLennan, 1985). Se aprecian sutiles diferencias entre los diseños de las rocas silicásticas (fangolitas, fangolitas margosas) y las muestras carbonáticas-silicáticas.

 

5.3. Comparación con la corteza continental superior (UCC), procedencia y rocas madres

La comparación entre la composición de las sedimentitas estudiadas y la composición media de la corteza continental superior (Taylor y McLennan, 1985) permite apreciar que las de la Formación Vaca Muerta exhibe mayores valores comparativos en V y U, en tanto que el Na₂O, Ba, Nb y Ta aparecen con contenidos menores que la media de la corteza continental superior (Fig. 9). Además, las fangolitas también muestran incremento de Cs y menores contenidos de MnO, CaO y Sr (Fig. 9). A medida que aumenta la proporción de carbonatos de calcio en las rocas estudiadas se aprecia decrecimiento en los valores comparativos de K₂O y Zr; también se registra -como se señalara anteriormente- una paulatina depresión en las tierras raras (Fig. 9).

Fig. 9. Diagrama de valores normalizados de tierras raras (REE) con respecto a chondrita. Nótense los diseños similares entre las muestras estudiadas y los de las lutitas postarqueanas de Australia (PAAS) (Taylor y McLennan, 1985). Se aprecian sutiles diferencias entre los diseños de las rocas silicásticas (fangolitas, fangolitas margosas) y las muestras carbonáticas-silicáticas.

 

Los mejores indicadores de roca madre en sedimentos son los elementos del grupo de las tierras raras (REE), en especial el Th y el Sc (Taylor y McLennan, 1985; McLennan, 1989), pues sus distribuciones elementales no son afectadas durante los procesos sedimentarios, la diagénesis y el metamorfismo de grado bajo (Bhatia y Crook, 1986; McLennan y Taylor, 1991; Condie, 1993). Las rocas analizadas tienen un perfil de REE similar al de las lutitas post-arqueanas de Australia (PAAS) considerada un promedio para las contribuciones terrígenas (Fig. 8). El enriquecimiento en REE livianos y los bajos valores de los elementos pesados sugieren aportes de rocas félsicas. Además, la marcada anomalía negativa de Eu (Fig. 8) es indicativa de una derivación a partir de un arco magmático emplazado sobre corteza continental (McLennan et al., 1993; Lamaskin et al., 2008). A su vez, las cifras de la relación Eu/Eu*: {Eu/Eu-chondr/[(√Sm/Sm-chondr) x (Gd/Gd-chondr)]}, en especial en las fangolitas en las que varían entre 0,51 y 0,78 (Tabla 1, Fig. 10A), son atribuidas a una derivación a partir de rocas félsicas ácidas a intermedias (graníticas hasta granodioríticas) (Cullers y Podkovirov, 2002; Etamad-Saeed et al., 2011; Zhen et al., 2012).

Fig. 10. A. Diagrama bivariado Th/Sc versus Eu/Eu* (Cullers y Podkovirov, 2002) en el que las muestras estudiadas se ubican preferentemente en campos de rocas ígneas intermedias a ácidas; B. diagrama bivariado La/Th versus Hf (Floyd y Leveridge, 1987) que muestra la mayor afinidad de las sedimentitas estudiadas con los valores de rocas andesíticas y félsicas, así como gran similitud con las cifras correspondientes a las lutitas posarqueanas de Australia (PAAS), la North American shale composite (NASC) y la corteza continental superior (UCC); C. distribución de K y Rb en las rocas analizadas. Se aprecia una localización preferencial de ellas en el campo de las rocas ígneas intermedias a ácidas (Floyd y Leveridge, 1987). Además, es clara la tendencia de las fangolitas a estar enriquecidas en K y Rb, en comparación con las rocas de mezcla silicáticas-carbonáticas.

 

También las relaciones entre elementos inmóviles pueden reflejar las características de las rocas generadoras (Taylor y McLennan, 1985; Girty et al., 1996). Así, el cociente Th/Sc (Fig. 10A), con cifras alrededor de 1, es comparable al de las PAAS y a la granodiorita promedio de la corteza continental superior (Taylor y McLennan, 1985). En la figura 10A se aprecia que sus valores se emplazan entre los campos de los granitos y las tonalitas-granodioritas. Además, en el diagrama La/Th versus Hf (Floyd y Leveridge, 1987), la ubicación de las muestras estudiadas coincide con la localización de los valores correspondientes a la corteza continental superior, las PAAS y la North American Shale Composite (NASC) (Fig. 10B), y muestran valores equivalentes a los granitos y granodioritas.

Por su parte, las elevadas cifras de la relación Al₂O₃/TiO₂, siempre superiores a 20 y con un promedio de 29 para las fangolitas (Tabla 1), indican una derivación de rocas andesíticas a riodacíticas y/o granodioríticas a tonalíticas (Zhen et al., 2012), y se considera indicativo de materiales derivados de rocas corticales (Fyffe y Pickerill, 1993).

En el diagrama K versus Rb (Floyd y Leveridge, 1987) las sedimentitas estudiadas se ubican preferentemente en el campo de las composiciones ígneas ácidas a intermedias (Fig. 10C). El diagrama ternario de Miyashiro (Fig. 11) indica que las rocas estudiadas (en particular las fangolitas) tienen afinidad con las rocas ígneas calcoalcalinas. En tanto, en los diagramas Co/Th versus La/Sc (Gu et al., 2002) y Cr/Th versus Th/Sc (Asiedu et al., 2004) (Figs. 12A y B) las sedimentitas se distribuyen en áreas de las rocas félsicas, con relativamente elevados contenidos en Th y Sc en las fangolitas respecto a la media de UCC (Fig. 13). En el diagrama clasificatorio de rocas volcánicas de Winchester y Floyd (1977) las sedimentitas se emplazan en el campo de las andesitas (Fig. 12C).

Es claro que la información antes señalada apunta a derivaciones desde rocas ígneas de composiciones intermedias a ácidas. Aun cuando las anomalías positivas de Cs y V de las fangolitas estudiadas, con valores normalizados respecto a la composición de la corteza continental superior (Fig. 9), podrían considerarse indicativas de aportes de rocas máficas (Zhen et al., 2012), en el presente estudio se atribuyen a cuestiones ambientales más que al factor de procedencia (véase 5.6).

 

Fig. 11. Diagrama ternario FeO-(Na2O+K2O)-MgO que muestra la ubicación preferencial de las muestras analizadas en campos de rocas ígneas calcoalcalinas.

Fig. 12. A y B. Diagramas bivariados Co/Th versus La/Sc (Gu et al., 2002) y Cr/Th versus Th/Sc (Condie, 1993; Asiedu et al., 2004) que muestran la ubicación preferencial de las muestras estudiadas en campos correspondientes a rocas ígneas félsicas. Valores de referencia para la figura 12B tomados de Totten et al. (2000): UCC: corteza continental superior, MORB: promedio de basaltos de dorsales centro oceánicas; C. Diagrama bivariado Zr/TiO2 versus Nb/Y de clasificación de las rocas volcánicas (Winchester y Floyd, 1977) en el que las muestras de la Formación Vaca Muerta se ubican en el campo de las composiciones intermedias.

Fig. 13. Diagramas de elementos seleccionados, normalizados respecto a la corteza continental superior. La comparación entre las sedimentitas estudiadas y los contenidos modelo para margen pasivo (MP), margen continental activo (MCA), arco de islas oceánicas (AIO) y ambiente oceánico de intraplaca (AOIn) (Zhen et al., 2012) muestran mayor afinidad con los valores correspondientes al margen continental activo.

 

5.4. Composición y marco tectónico

La información geoquímica ha sido largamente utilizada en la interpretación de condiciones tectónicas (Maynard et al., 1982; Bhatia, 1983; Roser y Korsch, 1985, 1986, 1988; Merodio y Spalletti, 1990, entre otros). No obstante, estas interpretaciones deben ser tomadas con cierto recaudo, en especial cuando se emplean elementos móviles cuyas proporciones pueden cambiar significativamente durante los procesos de meteorización, transporte y diagénesis (Armstrong-Altring y Verma, 2005; Ryan y Williams, 2007; Spalletti et al., 2008a, 2012). Por ello, algunos elementos minoritarios -tales como Th, Nb, Sc, La, Hf y Zr- que no experimentan mayores variaciones ante las condiciones de sedimentación y tienen escaso tiempo de residencia en el agua marina, son justamente los más efectivos en la discriminación de ambientes tectónicos (Taylor and McLennan, 1985; Bhatia y Crook, 1986; McLennan et al., 1993; Roser et al., 1996; Armstron-Altring et al., 2004).

Los diagramas ‘spider’ de una selección de elementos normalizados a la corteza continental superior (Taylor y McLennan, 1985), cuando se comparan con las distribuciones correspondientes a margen pasivo, margen continental activo, arco de islas oceánicas y ambiente oceánico de intraplaca (Zhen et al., 2012), muestran una mayor aproximación hacia los valores de un margen continental activo (Fig. 13). En tal sentido, las anomalías positivas de V y Cs y las negativas de Nb y Ta sugieren una vinculación con ambientes de margen continental activo o de arco magmático continental (Zhen et al., 2012). Asimismo, cuando se utiliza la composición química, mediante diagramas de variación y/o ternarios, para discriminar ambientes tectónicos, suelen definirse cuatro campos: arco de islas oceánicas, arco de islas continental, margen continental activo y margen pasivo (Taylor y McLennan, 1985; Bhatia y Crook, 1986).

Las cifras de las relaciones entre elementos traza con baja movilidad (Th/Sc promedio 0,77 y La/Sc promedio 2,59, Tabla 1) son mucho más bajas que las que muestran las rocas derivadas de márgenes pasivos que son del orden de 3 y 6, respectivamente (Zhen et al., 2012). Por su parte, el gráfico La/Th versus Hf (Floyd y Leveridge, 1987; Gu et al., 2002) muestra que las fangolitas se ubican en el área correspondiente a una derivación de rocas felsíticas de arco magmático (Fig. 10B). Asimismo, cuando se confrontan Ti/Zr versus La/Sc (Bhatia y Crook, 1986) las fangolitas aparecen distribuidas en las áreas de margen continental activo y de arco magmático continental (Fig. 14A). En los diagramas triangulares Th-Sc-Zr/10 y La-Th-Sc de Bhatia y Crook (1986) las fangolitas se concentran en el campo correspondiente a derivación de arco magmático continental (Fig. 14B y C).

 

Fig. 14. A. diagrama bivariado Ti/Zr versus La/Sc en el que se presentan distintos campos de ambientes tectónicos de procedencia (Bhatia y Crook, 1986). Las muestras de la Formación Vaca Muerta se ubican con preferencia en el área de margen continental activo; B. y C. diagramas ternarios de áreas tectónicas de procedencia (Bhatia y Crook, 1986). En ellos las muestras de la Formación Vaca Muerta tienden a ocupar el campo de arco de islas continental.

 

5.5. Geoquímica y aportes terrígenos

El contenido de algunos elementos mayoritarios (Al, K, Mg y Ti) ha sido empleado para determinar la intensidad de los aportes terrígenos (März et al., 2009). La importante vinculación registrada en las muestras analizadas entre el Al y el Ti (Fig. 6B) tiende a mostrar que ambos elementos resultan buenos indicadores de los aportes terrígenos, incluso alóctono de nutrientes (Trabucho-Alexandre et al., 2012). Son asimismo positivas las relaciones de Al₂O₃ con el K₂O y el MgO (Fig. 15), y las rocas con altos contenidos de esos elementos pueden también reflejar la intensidad de los aportes terrígenos. En particular, la relación entre K₂O versus Al₂O₃ puede considerarse una medida de la contribución de argilominerales a la cuenca (Ratcliffe et al., 2012) y por ende de los aportes de productos de meteorización. No obstante, debe tenerse en cuenta que tanto el potasio como el magnesio pueden haber sido captados del agua de mar (März et al., 2009), por lo que resultan indicadores menos seguros de aportes detríticos. Por su parte, la fuerte correlación negativa entre el Al₂O₃ y el CaO (Fig. 15) refleja la dilución mutua entre los aportes detríticos a la cuenca y la producción de material biogénico (März et al., 2009).

Entre los elementos traza, se considera que el Th indica los aportes clásticos a la cuenca (cf. Takesue, 2010; Ratcliffe et al., 2012). En el caso del intervalo estudiado, su mayor proporción en los tipos litológicos fangolíticos respecto a las rocas que han incorporado componentes de origen intracuencal o no terrígenos, en especial los carbonatos (Tabla 1), puede considerarse una medida de la relación entre los aportes terrígenos y la productividad. En tanto, el enriquecimiento relativo que se manifiesta en los contenidos de Zr de las fangolitas (Tabla 1) se atribuye a los procesos de meteorización de las rocas madres y al reciclado de los residuos más estables hacia la cuenca sedimentaria, dada la elevada estabilidad del circón (McLennan, 1989; McLennan et al., 1993).

Como se comentara anteriormente, la mayor abundancia de REE en las fangolitas en comparación con las variedades enriquecidas en carbonato (Fig. 8) se considera una medida del aporte silicoclástico al sistema sedimentario (McLennan, 2001; Schulte et al., 2011).

 

Fig. 15. Diagramas de variación de los contenidos de CaO, K2O y MgO comparados con Al2O3. Nótese la clara correlación positiva entre K2O y Al2O3, la tendencia también positiva entre MgO y Al2O3 y la importante relación inversa entre CaO y Al2O3.

 

5.6. Geoquímica y ambiente sedimentario

El uranio guarda una estrecha relación con la materia orgánica (cf. Landais, 1996) y su mayor concentración en los sedimentos se produce cuando los períodos anóxicos son más persistentes y cuando la zona de oxígeno mínima afecta los fondos marinos (Fisher y Wignall, 2001). De allí que el U es considerado una medida del contenido de materia orgánica en la roca (Ratcliffe et al., 2012). La elevada proporción relativa de U en las pelitas de la Formación Vaca Muerta (Fig. 9) refleja muy posiblemente las condiciones de redox y también una baja tasa de sedimentación en la cuenca (Fisher y Wignall, 2001).

El V, por su parte, muestra también elevada proporción relativa en comparación con su contenido en la corteza (Fig. 9). Al igual que el U, permite sugerir que los sedimentos que lo contienen se han acumulado en condiciones anóxicas (Breit y Wanty, 1991; Calvert y Pedersen, 1993) y en los que es importante el contenido de sulfuros generados por actividad orgánica. Así, en ambientes desprovistos de O y en condiciones sulfurosas, el V precipita en la forma de hidróxidos y óxidos (Tribovillard et al., 2004). Estos compuestos pueden adsorberse a moléculas orgánicas o a compuestos de Fe (Morford y Emerson, 1999; Westermann et al., 2010). No obstante, la total falta de correlación entre V y Fe₂O₃ en las muestras analizadas (Fig. 16) permite sugerir que este último se encuentra concentrado preferentemente con la materia orgánica. Es factible entonces que el V haya sido aportado por la circulación de aguas oceánicas más que por contribuciones terrígenas (Breit y Wanty, 1991).

 

Fig. 16. Diagrama bivariado V versus Fe2O3. Las muestras de la Formación Vaca Muerta no manifiestan una clara relación entre estos componentes.

 

Además del V, otros elementos redox-sensitivos son por ejemplo el Mo, Ni y Zn (cf. Tribovillard et al., 2004; März et al., 2009; Trabucho-Alexandre et al., 2012). En el caso de las rocas analizadas el Mo es el que muestra proporciones sensiblemente mayores con respecto a la ‘lutita promedio’ (Turekian y Wedepohl, 1961), en tanto que el Ni y el Zn exhiben tenores muy variables (Tabla 1). El Mo se considera importante en la fijación biológica del N (Tuit et al., 2004) y puede ser transportado al fondo marino en macromoléculas orgánicas relacionadas con algal blooms (Lunau et al., 2006; Dellwig et al., 2007). Su concentración a partir del agua de mar se produce por incorporación a la materia orgánica en condiciones sulfhídricas (euxínicas) (Wilde et al., 2004) o cuando la materia orgánica se sulfuriza (Algeo y Maynard, 2004). Los más variables tenores de Zn en los depósitos estudiados puede ser el resultado de su parcial removilización por procesos de diagénesis o de meteorización (Tribovillard et al., 2006). Por su parte, en los diagramas de la figura 17 (Rimmer, 2004) las relaciones Ni/Co muestran el emplazamiento preferencial de las muestras estudiadas en el campo correspondiente a ambientes subóxicos-anóxicos.

 

Fig. 17. Diagramas de variación V/Cr versus Ni/Co (A) y Mo versus Ni/Co (B), según Rimmer (2004). O: ambiente óxico. D: ambiente disóxico. S/A: ambiente subóxico a anóxico. Las muestras estudiadas se emplazan preferentemente en las áreas correspondientes a ambiente subóxico/anóxico.

 

En relación con los tipos litológicos definidos geoquímicamente, el Mo muestra el valor promedio máximo en las fangolitas margosas, los máximos medios de U, V y Ni se encuentran en las margas y fangolitas margosas, mientras que los valores promedios máximos del Ni se registran en las fangolitas margosas y margas fangolíticas (Tabla 3). Por tanto, de cinco elementos traza que son potenciales indicadores de condiciones redox, ninguno posee los valores más altos asociados con el tipo litológico que se caracteriza por los mayores porcentajes de sílice (i.e., fangolitas, cf. Tablas 1, 3). De estas relaciones se deduce que probablemente en la cuenca existía una relación inversa entre factores geológicos que colaboraban en el suministro de terrígenos y aquellos que favorecían condiciones de empobrecimiento de tenores de O en la interfase agua-sedimento.

Otro de los componentes al que se le atribuye significado ambiental es el P, ya que clásicamente se vincula con la presencia de rocas con materia orgánica y especialmente con la productividad superficial de fosfato autigénico (März et al., 2009). El aporte de P al ambiente marino se puede producir por adsorción a moléculas de óxidos-hidróxidos de hierro en condiciones óxicas y también por la materia orgánica (fitoplancton) del propio ambiente marino (März et al., 2009). Si bien el P es liberado por disolución de los compuestos de hierro y por regeneración a partir de la materia orgánica, bajo condiciones anóxicas es muy baja la capacidad de los sedimentos para almacenar y soterrar componentes fosfáticos (Anderson et al., 2001; Algeo e Ingall, 2007; Meyer y Kump, 2008). En el caso de las sedimentitas estudiadas, la proporción de P₂O₅ es comparativamente baja (Tabla 1), por lo que puede interpretarse que su discreto contenido se debe al dominio de condiciones redox extremas.

Entre las tierras raras, el Ce posee atributos cambiantes. La mayoría de las sedimentitas silicáticas de la Formación Vaca Muerta muestran una anomalía negativa de este elemento (Fig. 8). Este rasgo ha sido considerado de valor en la interpretación de sistemas marinos, particularmente cuando existe una alta relación agua: sedimento (Schulte et al., 2011), por lo que tiende a reflejar un muy bajo ritmo de acumulación sedimentaria (Toyoda et al., 1990). Además, la anomalía de Ce se toma también como una medida de las condiciones de redox en sistemas marinos (Shields y Stille, 1998), así como un indicador de la intensidad de la anoxia en paralelo con períodos en los que se registra ascenso del nivel del mar (Chen et al., 2012).

6. Distribución regional de las facies de la Formación Vaca Muerta y variaciones en los aportes terrígenos, la productividad carbonática y las condiciones de redox

Diversos estudios paleogeográficos de las sucesiones jurásico-cretácicas de la Cuenca Neuquina, y particularmente de la Formación Vaca Muerta y unidades equivalentes, han mostrado que el sector sur del área de trabajos corresponde al ámbito marginal austral de la Cuenca Neuquina, en tanto que el sector norte de la región representa a la región depocentral de la misma (cf. Legarreta y Uliana, 1991; Spalletti et al., 2000; Leanza et al., 2011).

En tal contexto, la distribución regional de las facies definidas para el intervalo basal de la Formación Vaca Muerta en el presente estudio muestra singulares atributos. Así, las facies de pelitas verdosas y de pelitas amarillentas se concentran en el sector sur de la cuenca y por tanto caracterizan al ámbito marginal; en tanto, la facies de pelitas gris oscuras se encuentra exclusivamente en la porción norte del área de trabajo y representa a los depósitos del ambiente depocentral de la cuenca (Tabla 3). Desde el punto de vista de los tipos litológicos definidos geoquímicamente las diferencias son también significativas, ya que en el sur dominan las fangolitas (71%), en tanto que en el norte las más abundantes son las fangolitas margosas (46%), registrándose además una mayor heterogeneidad composicional (Tabla 3).

El análisis regional de la información geoquímica muestra interesantes diferencias entre los sectores sur y norte del área de estudios (Fig. 18), las que son interpretadas en términos de variaciones en la intensidad de los aportes terrígenos, en la productividad carbonática y en las condiciones de redox en la cuenca. Para este análisis se han utilizado elementos que se consideran sensibles a los mencionados factores de control y son los que se muestran en la Tabla 3.

 

Fig. 18. Variación regional de los indicadores sobre aportes terrígenos, de productividad carbonática y de condiciones de redox en el área de estudio.

 

Los contenidos de Th y Zr y los valores de la relación Th/U se han tomado como indicadores de la intensidad de los aportes terrígenos, y sus promedios son sensiblemente más elevados en las muestras correspondientes al área marginal (sur) de la Cuenca Neuquina (Tabla 3, Fig. 18). En tanto, los tenores medios de CaO, Sr y Ba son más altos en las muestras del sector norte (Tabla 3), por lo que se considera que la productividad carbonática fue comparativamente más importante en la región depocentral de la cuenca (Fig. 18). Por su parte, la mayoría de los indicadores de condiciones de redox ponen en evidencia que los ambientes con mayor deficiencia en oxígeno se encontraban en el sector depocentral de la cuenca, ya que es allí donde se detectan los más altos valores comparativos de Zn, Co, V, Ni y de la relación Ni/Co (Tabla 3, Fig. 18). En este sentido es interesante mencionar que estudios sobre microfósiles bentónicos en el intervalo considerado, muestran diferencias que pueden soportar esta interpretación. Las pelitas verdosas y amarillentas del tramo basal en el sector sur suelen portar niveles con asociaciones monoespecíficas de foraminíferos (Epistominas) que indican al menos períodos con fondos disóxicos (Hiriart et al., 2013), en tanto que fangolitas gris oscuras en igual nivel estratigráfico pero más el norte (i.e., localidad 8, Mallín Quemado) no portan fauna bentónica.

7. Discusión

Así como se definen importantes variaciones geoquímicas entre rocas silicoclásticas de diferentes tamaños de grano (cf. Cox y Lowe, 1995; Cox et al., 1995; Lacassie et al., 2006; Spalletti et al., 2012), en esta contribución se aprecian claras diferencias composicionales entre rocas de un mismo tamaño (pelítico), las cuales varían desde eminentemente silicáticas, hasta de mezcla silicáticas-carbonáticas. De este modo, los análisis químicos de las rocas de grano fino de la Formación Vaca Muerta han facilitado la definición de distintos tipos litológicos entre los que existen muy sutiles diferencias que no son apreciables en el campo o en muestra de mano. Esencialmente, sobre la base de las proporciones de SiO₂, Al₂O₃ y CaO se ha logrado una clara discriminación entre fangolitas, fangolitas margosas, margas fangolíticas, margas y margas calcáreas. En tal sentido, el empleo de esta básica información geoquímica en forma sistemática podría facilitar la definición de ciclos sedimentarios (i.e., aporte terrígeno versus productividad) crípticos o que no serían reconocibles a ojo desnudo durante las tareas de relevamiento en el campo. Es también conveniente indicar que el K₂O, el TiO₂, los componentes inmóviles tales como Th, Lu, Hf, Sc y Zr, así como las tierras raras (en especial las pesadas) se presentan con mayores contenidos en la fangolitas; en tanto que el Sr -por su afinidad con el Ca- aumenta su proporción en las sedimentitas margosas.

El índice de alteración química (CIA) de las rocas silicáticas de grano fino muestra que los materiales originales soportaron un moderado grado de intemperismo, ya que los valores determinados están cercanos o ligeramente por debajo de los correspondientes a illita y esmectita, y obviamente sugieren mezclas entre componentes detríticos primarios y secundarios.

Al igual que en diversos estudios geoquímicos de rocas sedimentarias silicoclásticas (i.e., Zimmermann y Bahlburg, 2003; Armstrong-Altring et al., 2004; Spalletti et al., 2012), se aprecia que las sedimentitas de la Formación Vaca Muerta poseen una composición muy semejante a la de la corteza continental superior. Con todo, las muestras aquí analizadas presentan contenidos comparativamente elevados de V y U.

Diversos diagramas diseñados para determinar la procedencia, así como el perfil de las tierras raras, sugieren que los materiales terrígenos han derivado de rocas ígneas corticales ácidas a intermedias. Los indicadores geoquímicos que permiten establecer el marco tectónico en el que acaeció la sedimentación no hacen más que reflejar que los depósitos se originaron en una región de margen activo con aportes desde un arco magmático continental. Aun cuando puede sostenerse que en su mayor parte estos componentes han sido aportados tanto por la denudación como por la actividad volcánica sinsedimentaria del arco magmático que flanqueó la Cuenca Neuquina por su margen occidental, es también posible que al menos parte de los detritos de origen ígneo hayan derivado de rocas volcánicas de edad triásica (Grupo Choiyoi) y jurásica temprana (sustrato Precuyano) que afloraban en las regiones del margen pasivo (suroriental) de la cuenca. Es también factible que parte de estos detritos hayan derivado de depósitos de la Formación Tordillo, incorporados a los sedimentos de la Formación Vaca Muerta durante el proceso transgresivo.

Los componentes que presentan mayores concentraciones en las fangolitas en comparación con las variedades margosas pueden ser tomados como indicadores de aportes terrígenos. Entre ellos, los elevados tenores comparativos de Al₂O₃ y TiO₂ sugieren generación de argilominerales como producto de alteración de componentes primarios y su transporte desde áreas emergidas hacia el ambiente marino donde tuvo lugar la sedimentación detrítica. Entre los componentes inmóviles, el Th, que muestra mayor concentración en las sedimentitas silicoclásticas, constituye una medida segura de las contribuciones terrígenas a la cuenca sedimentaria. Por su parte, procesos de alteración y concentración selectiva de resistatos son puestos en evidencia por el enriquecimiento en Zr que experimentan las fangolitas.

En lo que hace a la caracterización ambiental mediante análisis geoquímicos, conviene mencionar que en este trabajo los indicadores más sensibles han sido el U, V, Mo y la anomalía negativa de Ce en las sedimentitas silioclásticas por su potencialidad como indicadores de redox. Su concentración, superior a la media de la corteza superior, al igual que la preservación de la materia orgánica en la interfase sedimentaria, permite interpretar que en los ambientes de acumulación de la transgresión titoniana persistieron y/o dominaron condiciones sulfhídricas anóxicas. En relación con los tipos litológicos establecidos geoquímicamente, es importante indicar que las fangolitas, constituidas esencialmente por componentes silicáticos, son las que muestran los más bajos contenidos medios de los elementos indicadores de condiciones de redox.

En sentido regional, las facies de pelitas verdosas y de pelitas amarillentas, entre las que dominan ampliamente los tipos litológicos fangolíticos (con abundante material silicático) se concentran el sector marginal (austral) de la Cuenca Neuquina, en tanto que la facies de pelitas gris oscuras, constituidas por muy diversos tipos litológicos entre los que prevalecen las fangolitas margosas, caracterizan al ámbito depocentral (sector norte del área de estudios). Los aportes terrígenos, manifestados por los contenidos de Th y Zr y los valores de la relación Th/U, son más importantes en el sector sur del área de estudios y caracterizan a las facies silicoclásticas de la zona marginal austral de la Cuenca Neuquina. Por su parte, tanto los indicadores de productividad carbonática (CaO, Sr, Ba) como la mayoría de los elementos sensibles a las condiciones de redox o de ambientes con mayor deficiencia en oxígeno (Zn, Co, V, Ni, Ni/Co) muestran sus mayores valores en el sector norte (depocentral) del área de estudios.

8. Conclusiones

El presente estudio se centró en el análisis de rocas pertenecientes a la Formación Vaca Muerta, que en el campo tienen franco aspecto pelítico (sedimentitas clásticas de grano fino, menor de 62 μm).

• Se reconocieron tres facies: pelitas verdosas, pelitas amarillentas y pelitas gris oscuras, estas últimas notoriamente dominantes en los sectores depocentrales de la cuenca.
  
  
• El análisis geoquímico, y particularmente las proporciones de Al₂O₃, SiO₂ y CaO, permitió establecer que no todas estas sedimentitas tenían carácter silicoclástico. Se definieron así tipos litológicos silicáticos (fangolitas) hasta híbridos (margas y margas calcáreas). Entre ambos extremos composicionales, se registra toda una serie de tipos litológicos intermedios
  
  
• Los tipos litológicos definidos muestran importantes variaciones en los contenidos de elementos traza, como Th, Lu, Hf, Sc, Zr y tierras raras (en especial las pesadas) que se presentan con mayores proporciones en la fangolitas
  
  
• La geoquímica sedimentaria ha sido influenciada por la procedencia y por las características del ambiente de sedimentación.
  
  
• En las sedimentitas de la Formación Vaca Muerta se define una derivación de los materiales detríticos a partir de rocas ácidas a intermedias de la corteza continental superior. Se infiere que el aporte se produjo desde el arco magmático ubicado hacia el fanco occidental de la cuenca, así como desde rocas volcánicas más antiguas (triásicas-jurásicas) ubicadas hacia el margen suroriental de la cuenca.
  
  
• Valores elevados de Al₂O₃ y TiO₂ se explican por la generación de argilominerales como productos de alteración de componentes primarios. Los aportes terrígenos quedan a la vez determinados por el contenido de Th que es sensiblemente mayor en las variedades más ricas en componentes silicoclásticos.
  
  
• Contenidos de U, V y Mo, superiores a la media de la corteza superior, así como la anomalía negativa de Ce, indican que en el ambiente sedimentario del área depocentral persistieron y/o dominaron condiciones sulfhídricas anóxicas.
  
  
• En sentido regional se definen importantes variaciones geoquímicas. En el sector marginal de la cuenca, donde dominan las fangolitas, son importantes los contenidos de los indicadores de aporte terrígeno (Th, Zr, Th/U). En el sector depocentral, caracterizado por la facies de pelitas gris oscuras, se hacen más importantes los indicadores de productividad carbonática (CaO, Sr, Ba) y de condiciones ambientales con mayor deficiencia en oxígeno (Zn, Co, V., Ni, Ni/Co).

Los resultados de este estudio geoquímico permiten postular conclusiones preliminares de índole regional que deberán ser puestas a prueba con tareas complementarias y multidisciplinarias (i.e., petrográficas, de fábrica, icnológicas, paleontológicas, de geoquímica orgánica). Con todo, desde el punto de vista de la geoquímica inorgánica se concluye que los sedimentos que caracterizan a la ‘cocina’ de hidrocarburos de la Formación Vaca Muerta, y muy posiblemente los suprayacentes que suelen ser el objetivo principal del ‘shale oil’ en la unidad, pueden mostrar significativas variaciones composicionales a escala de cuenca. Estas variaciones deberían ser tenidas en la cuenta en cualquier intento de una mejor predicción y caracterización de dichos reservorios no convencionales.

Agradecimientos
Esta investigación ha sido financiada mediante el Proyecto PIP 112-200801-02384 (CONICET, Argentina), por el Proyecto 11-N643 del Programa de Incentivos (Universidad Nacional de La Plata, Argentina) y por el Convenio Trianual suscripto entre YPF S.A. y el Centro de Investigaciones Geológicas (CONICET-UNLP). Los autores expresan su reconocimiento a la Dra. P. Abre y a un árbitro anónimo por los importantes comentarios efectuados a la versión original de este trabajo.

 

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