1. Introducción

La Formación La Veteada, definida por Dávila et al. (2005), aflora en la sierra de Famatina, provincia de La Rioja, en el oeste de Argentina (Fig. 1). La unidad conforma una secuencia heterolítica de unos 162 m de espesor, mayormente compuesta por margas, fangolitas, calizas y areniscas, que intercalan en la parte inferior escasos niveles de chert, tobas y un potente depósito de yeso. Probablemente la primera mención sobre estas rocas se deba a Bodenbender (1922) quien, en la sierra de Famatina, identificó un conjunto que por sus características litológicas diferenció del Piso II de los Estratos de Paganzo e incluyó en sus Estratos Famatinenses. Bodenbender tuvo dudas acerca de la ubicación estratigráfica de esta secuencia sedimentaria, considerándola inicialmente incluida en el Piso III de sus Estratos de Paganzo, aunque posteriormente los consideró una unidad independiente (Bodenbender, 1924). Años más tarde Turner (1964) reconoció esta secuencia, ubicándola en la base de la Formación del Crestón, aunque identificó un intervalo de similar composición litológica en el techo de la Formación De La Cuesta, perteneciente a la sección superior del Grupo Paganzo (Turner, 1964: p. 38).

Dávila et al. (2005) retomaron el análisis del intervalo en cuestión y plantearon  su identificación como una unidad independiente, para la que propusieron el nombre de Formación La Veteada, y fijaron su estratotipo en el flanco oriental del anticlinal Los Colorados. Aunque los mencionados autores inicialmente señalaron la edad imprecisa de la formación, indicaron que “podría tentativamente correlacionarse con secuencias triásicas, jurásicas, cretácicas o eventualmente paleógenas del oeste argentino” (Dávila et al., 2005: p. 94). Posteriormente, Zavattieri et al. (2008) y Gutiérrez et al. (2014) sugieren una edad pérmica tardía, sin descartar que pudiera alcanzar el Triásico más temprano.

La Formación La Veteada es una pieza clave para entender el inicio de la sedimentación de las cuencas extensionales que caracterizaron la mayor parte del Triásico en el oeste y noroeste argentino (López-Gamundí et al., 1989; Kokogian et al., 2001; Rossello et al., 2005). Sin embargo, la unidad no contaba hasta la fecha con dataciones isotópicas que permitieran tener mayor certidumbre sobre su antigüedad; además, no han sido presentados esquemas de correlación estratigráfica con unidades vecinas. Por otro lado, sus relaciones estratigráficas no están totalmente resueltas, especialmente en lo concerniente a la unidad subyacente.

Con el propósito de contribuir a dar respuesta a los puntos señalados, la Formación La Veteada se estudió en su estratotipo localizado en la quebrada de La Yesera, sobre el flanco oriental de la sierra de Famatina, al oeste del poblado de Angulos (Fig. 1).

FIG. 1. Ubicación del área estudiada. A. Detalle de la ubicación de la localidad tipo. B. Bosquejo de la distribución de cuencas triásicas en la región y ubicación del área estudiada (estrella roja).

2. Marco geológico

El área tipo de la Formación La Veteada se encuentra sobre el faldeo occidental de la sierra de Famatina, unos 11 km al oeste de la localidad de Angulos, en la culminación septentrional del anticlinal de Los Colorados (Fig. 1). Allí la unidad se dispone formando una estrecha faja de afloramientos desde las inmediaciones del arroyo de La Torre por el sur, hasta la quebrada Redonda por el norte (Fig. 2).

FIG. 2. Mapa geológico de la culminación septentrional del anticlinal de Los Colorados y la quebrada de La Yesera. El recuadro con la letra P indica la quebrada donde fue analizada la sección estratigráfica mostrada en la figura 6.

Las rocas más antiguas afloran en el núcleo de la estructura y corresponden a una secuencia abigarrada compuesta de sabulitas, conglomerados, fangolitas y areniscas pertenecientes a la sección inferior del Grupo Paganzo (Bodenbender, 1911; Azcuy y Morelli, 1970), las que en la región se incluyen en la Formación Agua Colorada (Turner, 1960; Limarino, 1987; Limarino et al., 2021b). La secuencia, de edad carbonífera, se encuentra bien expuesta en el arroyo de La Torre, y desaparece hacia el norte, en las cercanías del río Chaschuil, debido al buzamiento del pliegue.

Sobre la Formación Agua Colorada se apoya, en concordancia, una espesa secuencia de bancos rojos del Carbonífero tardío-Pérmico temprano incluida en la Formación De La Cuesta (Turner, 1960). La unidad está compuesta por areniscas y fangolitas, con menor participación de conglomerados que resultan más abundantes en la base de la unidad. En trabajos anteriores (Turner, 1964; Dávila et al., 2005) la totalidad de la sucesión de bancos rojos aflorante en la región fue incorporada en la Formación De La Cuesta. Sin embargo, como se verá más adelante, el tramo superior de estos bancos es separado de la Formación De La Cuesta debido a la presencia de una discordancia, e incluido en la Formación Talampaya de edad pérmica superior (Romer y Jensen, 1966; Gulbranson et al., 2015).

En la región aquí estudiada la Formación Talampaya está exclusivamente constituida por areniscas y fangolitas, las que forman una sucesión equivalente a las asociaciones de facies 6 y 7 descritas por Gulbranson et al. (2015) en la Cuesta de Miranda para la misma formación. Solo escasos bancos de conglomerados portan clastos de areniscas rojas, presumiblemente derivados de la subyacente Formación De La Cuesta y han sido identificados a lo largo del arroyo de La Torre (Fig. 3A). Otro rasgo de la Formación Talampaya es la presencia de huellas de tetrápodos (Melchor y De Valais, 2006), incluyendo algunas rastrilladas en la base de los bancos arenosos (Fig. 3B).

FIG. 3. A. Aspecto de uno de los escasos bancos de conglomerados de la Formación Talampaya que porta clastos de areniscas rojas presumiblemente derivados de la Formación De La Cuesta (flecha). B. Rastros de huellas y probables rastrilladas en la base de un banco arenoso perteneciente a la Formación Talampaya. C. Nivel de chert del tipo brechoso que marca la base de la Formación La Veteada. D. Aspecto de las brechas dominadas por clastos de volcanitas de la Formación Del Crestón, próximas al contacto con la Formación La Veteada. E. Vista general del contacto entre las formaciones Talampaya (T) y La Veteada (LV) marcado por el nivel de chert (C), AFA y AFB indican las asociaciones de facies 1 y 2 respectivamente. F. Localización del nivel de toba (Tb) datado en este trabajo dentro de la asociación de facies AFA. G. Aspecto de los niveles de evaporitas (yeso laminado) presentes en la Formación La Veteada. H. Contacto (piqueta) entre las asociaciones AFA y AFB que indica una profundización del cuerpo lacustre.

Sobre la Formación Talampaya, y en concordancia, se dispone un nivel de chert que ha sido utilizado para señalar la base de la Formación La Veteada (Dávila et al., 2005, Fig. 3C). La Formación La Veteada comprende un intervalo inferior de bancos rojos, mayormente compuesto por areniscas y fangolitas, y un intervalo superior de color gris verdoso dominado por margas, areniscas con cemento carbonático, fangolitas y calizas. Aunque esta última formación aflora sobre ambos flancos de la estructura anticlinal, las exposiciones del ala occidental son muy escasas y el grado de exposición muy pobre. Por esta razón el área tipo de la unidad corresponde a las exposiciones del flanco oriental como fuera señalado por Dávila et al. (2005).

Finalmente, la Formación Del Crestón (Turner, 1960), de edad neógena, se dispone cubriendo en discordancia, o bien en contacto tectónico, sobre las unidades neopaleozoicas. Está básicamente formada por gruesos paquetes de brechas y conglomerados dominados por clastos de volcanitas junto a arenitas líticas y menor proporción de fangolitas (Fig. 3D).

3. La Formación La Veteada: antecedentes y nomenclatura

La presencia en la sierra de Famatina de un intervalo compuesto por areniscas, fangolitas y calizas de colores morados, que contrasta con los bancos rojos pérmicos del Grupo Paganzo, llamó la atención de Bodenbender (1922) quien incluyó esta sección en sus “Estratos Famatinenses”. En su definición original los mencionados estratos fueron descritos como formados por conglomerados y areniscas con clastos porfíricos o andesíticos, pero que en su base mostraban una sucesión compuesta de fangolitas, margas y caliza (Bodenbender, 1922).

Así definidos, los Estratos Famatinenses comprenden una delgada sección basal de grano fino, equivalente a la posteriormente denominada Formación La Veteada, y una superior areno-conglomerádica que integra la mayor parte de la unidad. Esta diferencia fue destacada por Bodenbender (1922) al incorporar en su “sección 2” las “areniscas parduscas con esquistos, margas y calizas sobrepuestas al Paganzo 2”. De cualquier forma, incluyó tanto la sección basal de grano fino como el espeso intervalo de grano grueso dentro de sus Estratos Famatinenses. En lo que respecta a la edad del conjunto, Bodenbender (1922) la consideró incierta refiriéndola al intervalo comprendido entre piso III de sus Estratos de Paganzo y el Cretácico.

Aunque en principio Turner (1960) aceptó la división de Bodenbender (1922), una postura diferente fue adoptada por el autor años más tarde (Turner, 1964, 1971) al incluir ese intervalo de fangolitas y calizas abigarradas en la parte alta de la Formación De La Cuesta. Así, Turner incorporó “las areniscas y lutitas moradas que pasan en perfecta transición a margas y banquitos de caliza de color amarillo, con intercalaciones moradas y verdes” en el tope de la Formación De La Cuesta (Turner, 1964: p. 41), aunque sorprendentemente refirió a los niveles de yeso dentro de la suprayacente Formación Del Crestón.

La Formación Del Crestón fue definida por Turner (1960) básicamente para identificar las sedimentitas de grano grueso incluidas en el Famatinense por Bodenbender (1922), pero excluyó el término basal formado por sedimentos areno-fangosos y calcáreos, incluidos en la Formación De La Cuesta (Turner, 1964, véase también de Alba, 1979). En el caso particular de las nacientes de la quebrada de La Yesera, la inclusión de potentes bancos de yeso dentro de la Formación Del Crestón se justifica debido a que, en esta área se observan tanto el cierre de la estructura como capas de yeso removilizado, o engrosadas tectónicamente, que penetran en algunos sectores a la Formación Del Crestón a través de planos de falla.  

Dávila y Astini (2002) analizaron la estratigrafía de la Formación Del Crestón, a la que consideraron Paleógena sensu lato, y la dividieron en cuatro miembros informales, de los cuales el basal (miembro limoarenoso inferior) es equivalente a la aquí estudiada Formación La Veteada. Esta última unidad fue definida por Dávila et al. (2005) quienes fijaron su estratotipo en el área conocida como La Yesera, sobre el flanco oriental del anticlinal Los Colorados, próximo al cierre de la estructura (Fig. 2). De acuerdo con Dávila et al. (2005) la formación presenta un espesor mínimo de 179 m y está compuesta por escasos niveles de chert ubicados en la base de la unidad, fangolitas rojas, bancos de yeso y una sección morada abigarrada de areniscas finas y pelitas varicolores con algunos bancos dolomíticos y margosos.

Las rocas de la Formación La Veteada en su localidad tipo contienen palinomorfos que fueron referidos inicialmente al Pérmico tardío (Zavattieri et al., 2008) y más tarde acotados por Gutiérrez et al. (2014, 2018) al Lopingiano (Changhsingiano).

La figura 4 sintetiza la historia de los nombres aplicados a la secuencia aquí analizada, donde se mantiene, aunque con reservas, la categoría de formación para La Veteada.

FIG 4. Síntesis de la nomenclatura aplicada por diferentes autores al intervalo estratigráfico analizado en este trabajo, el que se indica en letra cursiva.

4. Metodología

La Formación La Veteada fue estudiada en su estratotipo, en el flanco oriental del anticlinal Los Colorados, en la quebrada de La Yesera. En esta área fue levantada una columna estratigráfica de detalle de aproximadamente 162 m de espesor, se realizaron estudios sedimentológicos de sus unidades litológicas y se obtuvieron muestras para dataciones radiométricas. Para aclarar sus relaciones estratigráficas fue realizado un mapa geológico de detalle escala 1:12.000, que incluye, además del área del estratotipo, la culminación septentrional del anticlinal de Los Colorados, el arroyo de La Torre y el río Chaschuil (Fig. 2). También se efectuó un muestreo petrográfico de detalle con el objeto de caracterizar las principales litofacies que forman la unidad y a modo de síntesis se formuló un modelo de evolución paleoambiental.

La edad de un nivel de toba, ubicada a aproximadamente 50 m sobre la base de la formación, se obtuvo por medio de análisis U-Pb CA-TIMS sobre circones. Los análisis fueron realizados en el Pacific Centre for Isotopic and Geochemical Research de la Universidad de British Columbia (Canadá). Seis circones prismáticos, sin inclusiones fueron seleccionados a partir de datos LA-ICP-MS, para análisis CA-TIMS de un conjunto de abundantes circones. El método de geocronología U-Pb para la espectrometría de masas de ionización térmica por dilución de isótopos se efectuó de acuerdo con Wall et al. (2018).

Además, se recuperaron tres asociaciones palinológicas a partir del procesamiento de muestras de rocas mediante la disolución de carbonatos y silicatos por ClH y FH respectivamente y la posterior concentración del residuo orgánico por filtrado con malla de 20 µm. Los preparados palinológicos se encuentran depositados en la Colección de Paleopalinología del Museo Argentino de Ciencias Naturales B. Rivadavia, bajo los números BA Pal 6590-6592. Los ejemplares ilustrados en esta contribución se ubican en el preparado utilizando las coordenadas England Finder.

5. Resultados

5.1. Relaciones estratigráficas de la Formación La Veteada 

Aunque originalmente considerada como el miembro inferior de la Formación Del Crestón (Dávila y Astini, 2002), en la actualidad parecen caber pocas dudas sobre la relación discordante que guardan los estratos de la Formación La Veteada con los conglomerados y areniscas miocenas de la suprayacente Formación Del Crestón (Candiani et al., 2011). En el área en estudio la relación discordante entre ambas formaciones es evidente, aunque localmente, y tal cual lo señalara Turner (1964), el contacto es tectónico y resultado de una falla inversa que monta la sucesión neógena sobre los estratos de la Formación La Veteada como puede observarse en las cercanías del Filo de Los Loros y al poniente de la quebrada Seca de Alaniz (Fig. 2).

El mayor problema surge al analizar las relaciones estratigráficas basales de la Formación La Veteada. En el trabajo en el que se define la unidad se señala un contacto neto y sin rasgos de notable erosión entre las formaciones De La Cuesta y La Veteada (Dávila et al., 2005), criterio que fue seguido en contribuciones posteriores (Candiani et al., 2011). Sin embargo, años más tarde la presencia de una paraconcordancia fue sugerida por Gutiérrez et al. (2014).

El estudio detallado de la parte superior del intervalo anteriormente mapeado como Formación De la Cuesta en el área de estudio, en nuestra opinión reúne dos conjuntos estratigráficos separados por una discordancia de bajo ángulo. La mayor parte de la sucesión efectivamente corresponde a los estratos rojos de la Formación De La Cuesta, pero el tramo superior incluye una sucesión mayormente arenosa, con estratos de similar rumbo, pero diferente inclinación. Este último conjunto es, en este trabajo, incorporado por su posición estratigráfica y similitud litológica con sucesiones aflorantes en áreas vecinas dentro de la Formación Talampaya (Fig. 2).

La discordancia mencionada se ilustra en la figura 5A; allí se muestra una imagen inclinada aproximadamente 20º al este del sector central de la quebrada de La Yesera (recuadro en la Fig. 2). La discordancia no solo se manifiesta por el cambio en el valor de inclinación de los estratos infra- y suprayacentes, sino también por la disminución del espesor de la Formación De La Cuesta. Con respecto al primer punto, aunque el rumbo general de los estratos de las dos formaciones es similar, norte-sur a nornoroeste-sursureste, existen variaciones significativas en el ángulo de inclinación, ya que mientras los bancos de la Formación De La Cuesta inclinan 32º en promedio, los de la Formación Talampaya lo hacen a 39º, en ambos casos hacia el este.  

FIG. 5. A. Imagen inclinada aproximadamente 20º al este del sector central de la quebrada de La Yesera; obsérvese el diferente ángulo de inclinación que muestran los estratos de las formaciones De La Cuesta y Talampaya, separado por la discordancia marcada con línea blanca continua. AFA y AFB marcan las asociaciones de facies de la Formación La Veteada. B. Síntesis del arreglo estratigráfico mostrado en la parte A de la figura.

Por otro lado, la discordancia bisela a la Formación De La Cuesta produciendo una supresión de unos 40 m estratigráficos en la zona correspondiente a la figura 5A. Para mostrar lo dicho, se ha dividido la parte superior de la Formación De La Cuesta en dos intervalos separados por una línea punteada (Fig. 5A). El intervalo inferior (b en figura 5A) corresponde a areniscas y fangolitas alternantes, con escasos conglomerados y buen desarrollo de estratos tabulares, mientras que el superior (a en la figura 5A) es predominantemente arenoso, faltan casi por completo los conglomerados y los bancos exhiben menor continuidad lateral. Como muestra la figura 5A, en la parte norte el espesor del intervalo superior (a en la Fig. 5A) es de unos 45 m, pero por efecto de la discordancia solo alcanza 5 m en el extremo sur de la mencionada figura.

La identificación y separación de unidades de diferente edad dentro de los estratos rojos de la sección superior del Grupo Paganzo ha sido problemática y, en algunas oportunidades, sucesiones de capas rojas mesozoicas e incluso terciarias han sido mapeadas en conjunto como Formación Patquía (=De La Cuesta, e.g., Jordan et al., 1993; Limarino et al., 2000). Por ejemplo, aproximadamente 75 km al sur del área aquí estudiada, en Cuesta de Miranda, se planteó una situación semejante, ya que toda la secuencia de estratos rojos allí aflorante fue tradicionalmente asignada a la sección superior del Grupo Paganzo (Formación Patquía o su equivalente Formación La Cuesta, e.g., de Alba, 1954, 1979; Aceñolaza, 1978; Aceñolaza y Buatois, 1991; Zhang et al., 1998). Sin embargo, la presencia de una discordancia dentro de la sucesión de bancos rojos y una datación radiométrica U-Pb en circones de 252,5 ± 0,2 Ma, permitieron a Gulbranson et al. (2015) separar los estratos pertenecientes a las formaciones Patquía (=De La Cuesta) y Talampaya (véase también Fauqué et al., 2020).

En síntesis, se interpreta que la Formación La Veteada no sobreyace a la Formación de La Cuesta (Carbonífero tardío-Pérmico temprano), sino que lo hace sobre la Formación Talampaya de edad pérmica media a tardía.

5.2. Litología, asociaciones de facies y ambiente depositacional

Para el estudio de los paleoambientes sedimentarios de la Formación La Veteada fue levantado un perfil de detalle en la quebrada señalada en la figura 2 (28º39’11’’S-67º45’59’’O, Fig. 6) y varias secciones parciales sobre todo en el flanco oriental de la quebrada de La Yesera. De acuerdo con sus características litológicas tres asociaciones de facies sedimentarias fueron identificadas en la unidad (Fig. 7): 1. Asociación de facies A (fangolitas y areniscas rojas junto a niveles de chert y yeso), 2. Asociación de facies B (calizas, margas y areniscas) y 3. Asociación de facies C (margas gris amarillentas, fangolitas y areniscas). Las asociaciones A y B son recurrentes, lo que le confiere cierto aspecto abigarrado a la formación.

FIG. 6. Perfil estratigráfico esquemático de la Formación La Veteada en el que se representa la curva de desplazamiento del nivel del lago. El significado de los intervalos 1 a 8 es explicado en la sección evolución paleoambiental.

FIG. 7. Síntesis de las características e interpretación de las asociaciones de facies reconocidas en la localidad tipo de la Formación La Veteada.

Asociación de facies A (fangolitas, areniscas rojas junto a niveles de chert y yeso):esta asociación de facies forma la base de la Formación La Veteada a lo largo de toda la quebrada de La Yesera y se dispone en relación concordante sobre la Formación Talampaya. Presenta un espesor total de 60 m y es recurrente (Fig. 6). Está formada en más de un 80% por areniscas finas y fangolitas de color rojo intenso, acompañadas por escasos niveles de chert, delgados bancos de yeso, margas, algunos bancos conglomerádicos y al menos un nivel de toba.

Sin embargo, la composición litológica arriba descrita sufre algunas variaciones laterales, como que hacia el norte de la quebrada donde fue levantado el perfil (Figs. 2 y 6) se incrementa la proporción de yeso y fangolitas.

Las areniscas son divididas en dos tipos. Por un lado, las de tamaño de grano fino y muy fino (más abundantes), las que se presentan en bancos tabulares, de hasta 20 cm de espesor, que exhiben laminación paralela u ondulítica, principalmente de corriente y con menor frecuencia de oleaje. Un segundo grupo corresponde a areniscas de grano mediano y grueso, las que no solo difieren en el tamaño de grano, sino también en la forma de bancos y estructuras sedimentarias. Así predominan los bancos de forma lensoidal, de base plana y techo ligeramente convexo hacia arriba, los que en su interior muestran laminación horizontal o delgados paquetes de estratificación entrecruzada tanto tabular planar como en artesa. Raramente los niveles de areniscas gruesas muestran desperdigados clastos intraformacionales de fangolitas.

Los niveles de chert son un rasgo propio de esta asociación de facies y, de hecho, el más potente fue utilizado por Dávila et al. (2005) como nivel guía para señalar la base de la unidad. Todos se encuentran en la base de la asociación de facies o cercanos a ella, y el de mayor espesor alcanza unos 90 cm de potencia. El chert se presenta en dos variedades principales: masivo (en ocasiones muestra cierto bandeamiento) y brechoso (Fig. 3C y E). Ambos tipos conforman el nivel silíceo tomado como base de la formación (Fig. 6) y están compuestos por sílice microcristalina, que en el microscopio demuestra estar formada mayormente por microcristales de cuarzo con oquedades rellenas de calcedonia y más raramente por cristales mayores de cuarzo.

Delgados niveles semejantes a chert por su dureza y color se encuentran interestratificados con fangolitas. Su observación microscópica demuestra que se trata de areniscas finas fuertemente cementadas por sílice o en otros casos por muy probables niveles de ceniza volcánica silicificada.

El nivel silíceo basal está cubierto en algunos casos por brechas silíceas resultantes de la erosión parcial del banco de chert, o en otros casos, por ortoconglomerados polimícticos finos a medianos, parcialmente silicificados y con estratificación entrecruzada, principalmente tabular planar.

El yeso se presenta formando desde niveles milimétricos, aunque en ocasiones forma bancos tabulares de algunas decenas de centímetros. Las láminas milimétricas están frecuentemente dentro de intervalos fangolíticos y forman cristales de hábito prismático mezclados con el fango y en ocasiones parcialmente reemplazado por carbonato (Fig. 8A).  En los niveles de mayor potencia, dos tipos de texturas prevalecen: el yeso masivo (más frecuente) y el laminado (Fig. 3G); en este último caso forma láminas con delgadas particiones de fangolitas o gipsilutitas. Es necesario aclarar que no todos los niveles de yeso son primarios, de hecho, el espesor y número de los bancos de yeso secundario aumenta hacia el norte a medida que nos acercamos al cierre de la estructura anticlinal, y es probable que el yeso sea secundario, originado por su migración posdepositacional durante la estructuración del anticlinal.

FIG. 8. A. Interlaminación de calizas micríticas (C) y capas de yeso (Y); nótese que este último aparece en grandes cristales tabulares dentro de una matriz fangosa (F, nicoles paralelos). B. Vista con bajo aumento del nivel de toba datado que muestra  el microcuarzo como producto de la desvitrificación (nicoles cruzados). C. Alternancia rítmica de areniscas muy finas y fangolitas; nótese que el espesor de las láminas es menor a 0,5 mm (nicoles paralelos). D. Ejemplo de las areniscas que forman el techo de los ciclos granocrecientes de la parte superior de la asociación de facies A; nótese su pobre selección y la gradación continua entre clastos y matriz (nicoles paralelos). E. Ejemplo de las interlaminaciones entre areniscas muy finas y margas; nótese la alta proporción de cemento carbonático en la lámina arenosa (nicoles cruzados). F. Microlaminación observada en las capas heterolíticas de la asociación de facies B; obsérvese cómo la laminación ondulítica está cubierta por milimétricas particiones de fango.

Finalmente, un nivel de toba ha sido identificado en  la parte media de la asociación de facies A (52-53 m en Fig. 6); se trata de una toba vitroclástica parcialmente desvitrificada a microcuarzo (Figs. 3F y 8B). 

La asociación de facies descrita sigue un patrón vertical en su mayoría granodecreciente, el que puede ser dividido en cuatro intervalos. El inferior comprende el nivel de chert basal junto con los conglomerados y areniscas gruesas previamente descritas; un segundo intervalo corresponde a areniscas finas intercaladas con pelitas que forman interlaminaciones de espesor en ocasiones milimétrico (Fig. 8C), las que son sucedidas por fangolitas y niveles de yeso, a los que ocasionalmente se asocian delgados niveles de chert (pocos centímetros de espesor) y fangolitas silicificadas (tercer intervalo).

La sección superior (cuarto intervalo) corresponde al apilamiento de al menos tres ciclos granocrecientes de escala métrica (entre 1,5 y 2 m, Fig. 8D), formados por fangolitas en su base (ocasionalmente margas con delgadas intercalaciones de yeso) y areniscas medianas, a veces gruesas en el techo. Las areniscas se encuentran pobremente seleccionadas y en muchos casos exhiben una transición continua entre clastos y matriz (Fig. 3D). El conjunto conforma una secuencia retrogradacional, con incremento en la proporción de fangolitas y margas versus areniscas hacia el tope de la facies.

El incremento en la proporción de margas y fangolitas carbonáticas en la sección superior de la asociación de facies es una característica que se observa en toda el área y se expresa por el desarrollo de un intervalo morado hasta gris amarillento de grano fino que difiere del característico rojo ladrillo del resto de la asociación de facies (Fig. 3F). 

Asociación de facies B (calizas, margas y areniscas):esta asociación de facies es recurrente y muestra un espesor total de 58 m (Fig. 6); sus afloramientos son fácilmente reconocidos aun a larga distancia por su coloración gris verdosa. El contacto con la asociación de facies A se resuelve en forma más o menos neta mediando una superficie que separa fangolitas y areniscas finas moradas (asociación de facies A) de fangolitas y margas gris verdosas (asociación de facies B, Fig. 3H).

Esta asociación comprende margas, fangolitas, areniscas finas y bancos de caliza, en ocasiones estromatolíticas, estratificadas en bancos delgados a medianos fuertemente tabulares de base plana no erosiva. Las fangolitas y margas conforman una sucesión continúa caracterizada por el aumento de fango carbonático; las primeras con frecuencia muestran laminación paralela, mientras que las margas pueden ser masivas o laminadas.

En lo que corresponde a las calizas, existen dos tipos principales: por un lado, las estratificadas en bancos tabulares desde finos a medianos, por lo general masivos que no muestran evidencias de bioconstrucción. Se trata de bancos de calizas que observados al microscopio varían desde calizas micríticas masivas a niveles imperfectamente laminados, en los que alternan niveles micríticos y margosos. Un segundo tipo, por lo general de color amarillento a amarillo verdoso, conforma bancos algo más potentes (hasta 30 cm), en los que se observa laminación irregular, frecuentes estructuras domales y algunas columnares (Fig. 9A, B). Estas calizas son interpretadas como de origen estromatolítico, y cada banco puede presentar extensión lateral de varias decenas de metros interdigitado con margas o las calizas masivas previamente descritas.

FIG. 9. A-B. Aspecto de las calizas estromatolíticas. C. Sucesión de pelitas gris oscuras laminadas asociadas a un banco de marga gris amarillenta que probablemente indica un máximo de inundación en la asociación de facies B. D. Aspecto típico de la segunda ocurrencia de la asociación de facies A que muestra intercalaciones de fangolitas (en parte margosas) que alternan con areniscas finas con alto porcentaje de cemento carbonático. E. Arenisca con laminación entrecruzada que en ocasiones corona ciclos de alta frecuencia en la asociación de facies B. F. Vista del contacto entre las asociaciones de facies B (AFB) y A segunda ocurrencia (AFA). G. Alternancia de areniscas (A) y calizas margosas gris amarillentas (C) en la asociación de facies C. H. Intercalación de banco de yeso en la parte superior de la asociación de facies C.

Hacia la parte media de la asociación de facies se observa un intervalo métrico de pelitas laminadas de color gris oscuro que intercala un banco de caliza gris amarillenta (Fig. 9C). Por último, las areniscas son de grano fino a muy fino, se estratifican en bancos tabulares, internamente masivos o con desarrollo imperfecto de laminación horizontal, y con menor frecuencia exhiben laminación ondulítica de corriente u oleaje bien desarrollada. Son habituales las interlaminaciones a escala milimétrica de areniscas muy finas, en ocasiones carbonáticas con delgados bancos de margas y fangolitas (Fig. 8E).

En algunos casos se observan estructuras heterolíticas, en las que delgadas láminas de arena con laminación ondulítica de corriente son cubiertas por milimétricas particiones de fango (Fig. 8F). Ocasionalmente, aparecen bancos de hasta 30 cm de potencia de areniscas de grano medio, las que en ocasiones forman estratos lensoidales, de base plana y techo convexo hacia arriba, los que en algunos casos muestran laminación entrecruzada (Fig. 9E).

Asociación de facies C (margas gris amarillentas, fangolitas y areniscas): esta asociación de facies está cortada por la falla que la pone en contacto con la Formación Del Crestón o bien por la discordancia que señala la base de esta última, por lo que su espesor es variable: 24 m en el perfil analizado (Fig. 6), aunque puede alcanzar hasta 39 m en otras quebradas.

Presenta características muy similares a la asociación de facies 1, pero difiere en el ordenamiento vertical de la litología y en la coloración gris amarillenta a pardo rojiza del conjunto. La parte basal de esta asociación está compuesta por margas y calizas fangosas gris amarillentas (Fig. 9G) que se interestratifican con fangolitas en ocasiones moradas. Estas últimas muestran en algunos casos grietas de desecación, improntas de gotas de lluvia y pequeños cristales de arena de forma cúbica. En determinados niveles se observan delgadas intercalaciones de yeso dentro de los carbonatos (Fig. 9H).

Hacia arriba hay bancos de areniscas finas, con abundante cemento carbonático, intercaladas con margas y fangolitas. Finalmente, en la parte superior de esta asociación de facies, suprimida en muchas quebradas por la falla que la separa de la Formación Del Crestón, se observan escasos lentes de areniscas medianas de color pardo claro, las que esporádicamente muestran intercalaciones de sabulitas y conglomerados finos estratificados en bancos lenticulares.

5.3. Evolución paleoambiental

La litología, estructuras sedimentarias y los patrones de ordenamiento sugieren que la Formación La Veteada muestra una compleja evolución paleoambiental que comienza con facies fluviales en su base, seguida por sedimentación lacustre efímera, lacustre permanente y finalmente retorno a facies lacustres someras en el techo. En lo que respecta a la asociación de facies A, el nivel basal fuertemente silíceo que marca la base de la formación fue considerado por Dávila et al. (2005) como un silcrete o duricostra silicificada y relacionada con niveles de paleosuelos o con la transformación diagenética de niveles tobáceos. El origen de este nivel de chert es problemático. Por un lado, y teniendo en cuenta el espesor, la estructuración, la persistencia lateral de la capa y la falta de evidencias de paleometeorización en los niveles directamente subyacentes al chert, podría tratarse de un silcrete freático (Summerfield, 1983; Thiry, 1999; Ullyott y Nash, 2016; Peri et al., 2016). Sin embargo, la presencia de clastos de silcrete en los conglomerados suprayacentes sugiere que el nivel de silicificación se encontraba en la base del canal en el momento de la erosión o próximo a ella, por lo que su relación con un silcrete edáfico no debe ser descartada. Cualquiera sea el origen del silcrete, edáfico o freático, su presencia es consistente con un período de baja tasa de sedimentación tal cual fuera sugerido por Dávila et al. (2005). 

Los conglomerados y areniscas gruesas super-puestos al silcrete basal, indican inequívocamente un breve episodio inicial de sedimentación fluvial representado por canales de moderada energía que pasan lateralmente a planicies de inundación fangosas. A partir del segundo intervalo de la asociación de facies A, se inicia el sistema lacustre que forma la casi totalidad de la Formación La Veteada. Se trata de un lago efímero dominado por sedimentación clástica, al comienzo arenosa, correspondiente al cinturón arenoso externo (outer sand flat), o bien a la zona costera de los lagos de bolsón (inner sand flat, Handford, 1982; Zhang et al., 1998; Marenssi et al., 2020).

Las areniscas que constituyen el intervalo 2 de la asociación de facies A son sucedidas por fangolitas con escasas intercalaciones de yeso y carbonatos correspondientes a planicies fango-evaporíticas. Los escasos y delgados niveles de chert, junto con las fangolitas silicificadas que ocasionalmente se observan en algunas quebradas, es muy probable que correspondan a niveles de piroclastitas o de fangolitas tobáceas, en los que se ha producido removilización de la sílice durante la diagénesis (Limarino y Caselli, 1995). Tanto el tramo arenoso como el fangoso representan facies de barreal con frecuente exposición subaérea (intervalo 1 en Fig. 6).

El tope de la asociación de facies A incluye sucesiones granocrecientes con arreglo retrogradacional que indicarían una progresiva profundización del cuerpo de agua, lo que favoreció la preservación del nivel de toba datado para el presente trabajo. Este intervalo presenta un color rojizo más claro y en algunos casos gris amarillento (intervalo 2 en Fig. 6).

La asociación de facies B señala una expansión significativa del cuerpo lacustre y un incremento en la sedimentación carbonática respecto a la clástica. En esta facies es donde la actividad biológica se incrementa significativamente, como lo indica la presencia de estromatolitos y abundantes registros de algas en las asociaciones palinológicas. Gran parte del fango y la arena muy fina parece haber sido introducido a los lagos por corrientes de fondo tipo underflows como lo indican las interlaminaciones de arena y fango, junto con la presencia de algunos niveles de areniscas que muestran estructuras heterolíticas. En estos casos la laminación surge del apilamiento de corrientes tipo underflows (término arenoso) y overflows (término fangoso o margoso).  

En la asociación de facies C se incrementa el aporte clástico, los estromatolitos desaparecen y las margas se transforman en el principal componente, elementos que sugieren una progresiva somerización del cuerpo lacustre, como lo indica la aparición de grietas de desecación, improntas de gotas de lluvia y cristales de arena. La presencia de niveles de margas y algunas calizas que contienen láminas irregulares de yeso recuerda los depósitos descritos por Alonso-Zarza et al. (2006) en ambientes palustres actuales interpretados como formados en zonas de cambio en la salinidad del agua de dulce a salobre y eventualmente salina. La existencia de niveles arenosos hacia el tope de la unidad podría sugerir el pasaje a facies marginales de planicie arenosa interna.

Como puede observarse en la figura 6 la evolución de la cuenca lacustre mostró oscilaciones tanto de alta como de baja frecuencia. Las primeras forman ciclos de espesor por lo general menor a 1 m y corresponden, en el caso de la asociación de facies A, a los ciclos progradacionales, con arreglo retrogradacional, que indican el comienzo del incremento del nivel lacustre (intervalo 2 en Fig. 6). De igual forma, los delgados ciclos arena/marga observados en la asociación de facies B señalan breves períodos de profundización o somerización según se incremente la marga o la arena respectivamente.

En lo que concierne a los ciclos que describen la evolución de tiempo prolongado del sistema lacustre, la recurrencia de facies y el ordenamiento interno de cada una de ellas permite esbozar el modelo de variación del nivel del lago mostrado en la figura 6. En él un barreal inicialmente efímero (intervalo 1 en Fig. 6) pasa a un primer ciclo de expansión en el que el sistema de barreal incrementa progresivamente la proporción de fangolitas y margas (intervalo 2 en Fig. 6). Al llegar a la asociación de facies B se produce un cambio en la sedimentación, pues predomina la sedimentación carbonática sobre la clástica, aumenta la productividad del lago y desaparecen las evidencias de exposición subaérea. En este intervalo los niveles de estromatolitos parecen haberse desarrollado con preferencia durante la fase transgresiva (nivel 3 en Fig. 6). La máxima expansión de la cuenca lacustre parece corresponder a un intervalo métrico de fangolitas y margas interlaminadas, a las que sigue un ligero incremento en la proporción de arena, lo que señala una tendencia regresiva (intervalo 4 en Fig. 6, Fig. 9C).

La segunda ocurrencia de la asociación de facies A representa un incremento en la sedimentación clástica con respecto a B, la que es interpretada como una somerización lacustre (intervalo 5 en Fig. 6, Fig. 9D). Una posibilidad alternativa es simplemente un aumento en el aporte clástico debido a un aumento en las precipitaciones, sin embargo, la presencia de algunos niveles con grietas de desecación sugiere la primera de las interpretaciones como la más probable.

Una nueva expansión del cuerpo de agua es marcada por la segunda ocurrencia de la asociación de facies B, aunque en este caso la cantidad de niveles estromatolíticos es menor y se supone que también lo fue la productividad del cuerpo de agua (intervalo 6 en Fig. 6). Una progresiva somerización se manifiesta en el término superior de la facies B (intervalo 7 en Fig. 6), la que se acentuó en la asociación de facies C, indicando la definitiva somerización del cuerpo de agua y el probable pasaje a facies palustres en las que se intercalan fangolitas y margas (intervalo 8 en Fig. 6).

6. Edad de la Formación La Veteada

La presencia de taxones triásicos en las asociaciones palinológicas coincide con el nuevo dato obtenido mediante una datación U-Pb CA-TIMS sobre circones de una toba ubicada a poco más de 50 m de la base de la unidad y en estrecha asociación con las palinofloras (de ubicación estratigráfica aproximadamente equivalente a las muestras MPLP 8248 a 8250 de Gutiérrez et al., 2014). La edad obtenida de 249,66±0,11 Ma indica, sin dudas, una edad olenekiana (Triásico Inferior, Fig. 10) para la formación y sus palinofloras. Asimismo, permite descartar su atribución al Pérmico, como también lo demuestra su relación estratigráfica con la Formación Talampaya.

FIG. 10. Diagrama concordia para los zircones del nivel de toba (LV-1) contenidos en la asociación de facies A (para ubicación en el perfil véase la Fig. 6). Cada zircón está representado por sus elipses de error.

Por lo tanto, la edad imprecisa atribuida por Dávila et al. (2005) al definir la Formación La Veteada, y la posterior asignación de sus palinofloras a la biozona Guttulapollenites hannonicus-Cladaitina veteadensis de edad lopingiana por Gutiérrez et al. (2018), es restringida aquí al Triásico más temprano. Es necesario señalar que en sus contribuciones sobre la palinología de la Formación La Veteada en el área de La Yesera, esos autores refieren que las muestras palinológicas proceden de la parte superior de la unidad, pues en su interpretación, su miembro inferior estaría representado en la sierra de Narváez. Por el contrario, de acuerdo con la revisión aquí presentada, la sucesión aflorante en la sierra de Famatina no ha sido hasta el momento reconocida en el ámbito de la sierra de Narváez y, por lo tanto, las palinofloras procedentes del área de La Yesera se registran desde la base de la unidad.

Tres nuevas muestras palinológicas fueron obtenidas para el presente trabajo: dos en la primera ocurrencia de la asociación de facies B y la restante en la segunda ocurrencia (Fig. 6). Todas poseen composición similar a la descrita por Gutiérrez et al. (2018), con la identificación de los granos de polen Cladaitina veteadensis Zavattieri & Gutiérrez (Fig. 11F), Guttulapollenites hannonicus Goubin (Fig. 11G), Lueckisporites spp. (Fig. 11L), Minutosaccus sp. (Fig. 11H), Protohaploxypinus spp., junto con esporas como Densoisporites complicatus Dettmann (Fig. 11B), Densoisporites playfordii (Balme) Playford, Lundbladispora brevicula Balme (Fig. 11C), Lundbladispora verrucosa Gutiérrez, Zavattieri & Ezpeleta (Fig. 11A), Lundbladispora wilmotti Balme (fig. 11D), Secarisporites triangularis Gutiérrez, Zavattieri & Ezpeleta (Fig. 11E), y fitoplancton representado por Maculatasporites gondwanensis Tiwari, Reduviasporonites chalastus (Foster) Elsik (Fig. 11J) y Syndesmorion stellatum (Fijałkowska) Foster &Afonin (Figs. 11J, K) entre otras numerosas especies.

FIG. 11. A. Lundbladispora verrucosa Gutiérrez, Zavattieri & Ezpeleta, BA Pal 6592(1) B28/2. B. Densoisporites complicatus Balme, BA Pal 6592(1) Y56(2). C. Lundbladispora wilmotti Balme, tetrad, BA Pal 6591(4) S55/4. D. Lundbladispora brevicula (Balme) Playford, BA Pal 6592(2) O36/2. E. Secarisporites triangularis Gutiérrez, Zavattieri & Ezpeleta, BA Pal 6592(1) O27/2. F. Cladaitina veteadensis Zavattieri & Gutiérrez, BA Pal. G. Guttulapollenites hannonicus Goubin, BA Pal 6592(2) S27/2. H. Minutosaccus sp., BA Pal 6592(2) V37/3. I. Másula de granos de polen bisacados, algunos teniados, BA Pal 6590(1) N46/0. J. De izquierda a derecha: Syndesmorion stellatum (Fijałkowska) Foster & Afonin, Reduviasporonites chalastus (Foster) Elsik, grupo de células algales incertae sedis, BA Pal 6592(1) Z49/0. K. Syndesmorion stellatum (Fijałkowska) Foster & Afonin, BA Pal 6592(1) U42/4. L. Lueckisporites sp., BA Pal 6592(1) Y54/4. Escala A-H, J-L=10 µm, I=20 µm.

7. Correlación estratigráfica

Un aspecto crítico en el análisis del significado estratigráfico de la Formación La Veteada es su correlación con unidades vecinas. Dávila et al. (2005) correlacionaron los afloramientos de la localidad tipo con exposiciones de similar composición litológica aflorantes en Valle Hermoso, sobre la vertiente occidental de la sierra de Famatina. En esta región , reducidas exposiciones abigarradas de fangolitas, calizas y areniscas están expuestas inmediatamente al sur de las cabeceras de río Valle Hermoso (Limarino et al., 2021a).

Aunque estas rocas, asignadas a la Formación De La Cuesta (Limarino et al., 2021a), muestran en principio similitud litológica con las expuestas en el área de la quebrada de La Yesera, existen algunas diferencias que deben ser consideradas. En Valle Hermoso faltan los niveles gruesos de chert de la base de la Formación La Veteada, mientras que las  tobas, muchas de ellas silicificadas, son numerosas y los bancos de yeso son escasos y delgados. Pero probablemente la mayor objeción a la correlación planteada surge de la edad de la secuencia y de sus relaciones estratigráficas. Con respecto al primer punto, mientras que la base de la Formación La Veteada es triásica inferior, las exposiciones de Valle Hermoso corresponden al Pérmico temprano (Cisuraliano tardío ). Una edad U-Pb CA-TIMS en zircones de un nivel de toba vítrea, de 278,84±0,22 Ma (Limarino et al., 2021a) asegura su asignación a la parte superior de la Formación De La Cuesta. En particular, Limarino et al. (2021a) consideraron los recurrentes niveles de tobas de Valle Hermoso como el inicio del magmatismo Choiyoi en la vecina cordillera de los Andes.

Un segundo punto corresponde a las diferentes relaciones estratigráficas que guardan en la región las exposiciones de La Yesera y las de Valle Hermoso. En el primer caso, como ha sido discutido, la Formación La Veteada se apoya sobre los estratos rojos de la Formación Talampaya de edad pérmica media a tardía. Por el contrario, las exposiciones de Valle Hermoso subyacen a la discordancia regional de bajo ángulo que marca la base de la Formación Talampaya.

Una segunda correlación ha sido propuesta entre los afloramientos de la localidad tipo de la Formación La Veteada y la secuencia pelítica-arenosa de la sierra de Narváez (Catamarca), incluida originalmente en el tope de la Formación De La Cuesta (Turner, 1967; Aceñolaza y Vergel, 1987). Gutiérrez et al. (2011) propusieron utilizar el nombre de Formación La Veteada para estas rocas, a las que asignaron una edad pérmica media (Guadalupiano). Sin embargo, los mencionados autores notaron una diferencia de edad significativa entre el estratotipo y la sierra de Narváez, por lo que propusieron referir la sucesión de Narváez como un “miembro inferior” y los afloramientos de la sierra de Famatina como un “miembro superior”. Nuevamente las evidencias estratigráficas regionales no aconsejan incluir en una misma unidad rocas del Pérmico medio y el Triásico Inferior, toda vez que existe una discordancia regional de edad posguadalupiana que separa necesariamente ambos conjuntos estratigráficos.

Finalmente, Dávila et al. (2005) señalaron que la Formación La Veteada podría correlacionarse con el conjunto estratigráfico descrito por Sosic (1972) bajo la denominación de Formación Río Colorado en la vertiente oriental de la sierra de Famatina (provincia de Catamarca). Esta última unidad muestra una composición litológica compleja integrada por conglomerados, areniscas, fangolitas y tobas asignadas al Terciario Inferior-Mioceno con reservas por Sosic (1972). Fauqué y Caminos (2006) incluyeron la Formación Río Colorado (en el sentido de Sosic, 1972) dentro de la Formación Del Crestón.

En opinión de los autores de este trabajo es probable que la Formación Río Colorado reúna más de un conjunto estratigráfico y pueda incluir a la Formación La Veteada en sus términos basales . Sin embargo, mayores estudios son necesarios para aclarar este punto.

8. Discusión

La importancia de la Formación La Veteada radica en dos aspectos principales: 1. Registra un momento clave en la evolución geológica del permotriásico del Gondwana occidental y 2. Su edad triásica inferior (Olenekiana) está escasamente representada no solo en las cuencas argentinas, sino también en América del Sur.

Con respecto al primer punto los estratos de la Formación La Veteada muy probablemente marquen la transición de condiciones posorogénicas que desarrollaron extensas cuencas de antepaís en el margen occidental del Gondwana (e.g., Paganzo y San Rafael) a embrionarias cuencas extensionales formadas hacia fines del Pérmico e inicios del Triásico. Estos depocentros, muy poco caracterizados hasta el presente, posiblemente representaron las etapas iniciales que concluyeron con la formación de extensos rifts de backarc desarrollados durante el Triásico medio y superior en el oeste argentino, como los de Ischigualasto-Villa Unión y Cacheuta (Bossi, 1971; Milana y Alcober, 1995; Veevers et al., 1994, Rossello et al., 2005). En este contexto, el registro sedimentario de la Formación La Veteada se vuelve uno de los pocos testimonios conocidos hasta el presente de la transición del Pérmico superior (Formación Talampaya) al Triásico Inferior.

Por otro lado, la Formación La Veteada posdata al evento de extinción masiva a escala global ocurrido hacia fines del Pérmico (greenhouse extremo, Limarino et al., 2014). Por lo tanto, la información paleoclimática aportada por La Veteada corresponde al mejoramiento climático global y a una nueva expansión de la vida. En este sentido, la parte inferior y media de la asociación de facies A, que incluye, además del nivel de chert, un intervalo de bancos rojos depositado en ambiente de barreal con niveles de evaporitas, indica la persistencia de condiciones áridas, o al menos semiáridas, en esta parte del Gondwana. Al ascender en la columna, el intervalo superior de la asociación de facies A indica un aumento en volumen del cuerpo lacustre y la desaparición de facies evaporíticas, lo que probablemente señala la transición hacia un mejoramiento climático.

La asociación de facies B, en la que aparecen estromatolitos, numerosos niveles de caliza y evidencias de alta productividad lacustre, revela un claro mejoramiento climático cuando se la compara con la asociación de playa lake de la facies A. Lo dicho es avalado por la presencia de estromatolitos, una abundante asociación palinológica que incluye algas de agua dulce y la falta de niveles de yeso. Sin embargo, Zavattieri et al. (2017) relacionan las asociaciones palinológicas en su conjunto a climas áridos y semiáridos, incluyendo taxones de diferentes requerimientos paleoecológicos, tales como algas relacionadas con condiciones hipersalinas, de agua dulce a salobre y algunas tolerantes a un cierto grado de salinidad.

En cuanto a la presencia del Triásico Inferior en Argentina, los registros son muy escasos. Originalmente la parte inferior del Grupo Puesto Viejo (Formación Quebrada de Los Fósiles (Stipanicic et al., 2007) y las formaciones Talampaya y Tarjados (Romer y Jensen, 1966) eran consideradas de esta edad. Sin embargo, edades radiométricas de 235,9±2 Ma y 243,9±2 Ma (Ottone et al., 2014; Monti et al., 2018; Monti y Franzese, 2019) sugieren una antigüedad máxima triásica media a superior para la Formación Quebrada de Los Fósiles. Por otro lado, la Formación Talampaya fue datada en 252,5±0,2 Ma (Pérmico Superior) por Gulbranson et al. (2015) y por lo tanto es más antigua que la Formación La Veteada. Recientemente, en el norte de la Patagonia, Luppo et al. (2018) dataron la secuencia volcanoclástica incluida en la Formación Vera (parte superior del Grupo Los Menucos; Labudía y Bjerg, 2001) en 248,3±1,4 Ma (Triásico Inferior).

En la parte norte de la cuenca Cuyana, ubicada aproximadamente 450 km al sur del área de estudio, Ávila et al. (2006), Mancuso et al. (2010) y Texeira et al. (2018) aportaron nuevos datos acerca de sucesiones del Triásico Inferior o Medio temprano. Los primeros trabajos reportan edades radiométricas del Triásico Medio de 243±5 Ma para la Formación Cerro Las Cabras (Ávila et al., 2006) y 243,8±1,9 Ma para la parte alta de la Formación Cerro Puntudo (Mancuso et al., 2010). Una nueva edad de 249,8 ± 2,5 Ma obtenida en la parte media de la Formación Cerro Puntudo por Texeira et al. (2018), es similar a la aquí reportada para la Formación La Veteada, e indica que la sedimentación de cerro Puntudo habría comenzado durante el Triásico Inferior.

Por lo expuesto, solo tres unidades cuentan con dataciones radiométricas que evidencian una edad triásica inferior: las formaciones Vera, Cerro Puntudo (parte inferior) y la aquí estudiada Formación La Veteada. A diferencia de la Formación Vera, La Veteada cuenta con un registro palinológico de alta resolución bioestratigráfica. 

Finalmente, un aspecto debatible es el rango estratigráfico asignado a La Veteada: en su definición Dávila et al. (2005) la consideraron una formación y, como se ha dicho, la correlacionaron con sucesiones aflorantes en la sierra de Narváez y en Valle Hermoso, lo que le daba mayor extensión regional. Sin embargo, el hecho de que tanto las rocas aflorantes en la sierra de Narváez como las de Valle Hermoso sean más antiguas y no deban ser incluidas en la Formación La Veteada restringe fuertemente su desarrollo regional. Una propuesta alternativa es que esta formación corresponda a un miembro superior dentro de la Formación Talampaya, cuyo nivel de toba datado es solo 2,8 millones de años más antiguo que el de la Formación La Veteada. Además, el contacto concordante de la Formación La Veteada con Talampaya podría apoyar esta última posibilidad. No obstante, los autores del presente trabajo prefieren conservar el rango estratigráfico asignado originalmente por Dávila et al. (2005) a la espera de que futuros estudios aclaren la extensión regional de la unidad.

9. Conclusiones

La información presentada en este trabajo permite arribar a las siguientes conclusiones:

1. La Formación La Veteada en su estratotipo descansa en concordancia sobre estratos rojos de la Formación Talampaya, la que a su vez cubre en discordancia de bajo ángulo a la sucesión pérmica de la Formación De La Cuesta.
2. La unidad es dividida en tres asociaciones de facies sedimentarias. La asociación de facies A (parte inferior de la unidad) es recurrente y corresponde a una secuencia de bancos rojos integrada por un nivel basal de chert seguido por areniscas finas y fangolitas, acompañadas por delgados bancos de yeso, margas, conglomerados y al menos un nivel de toba. La asociación de facies B está compuesta por calizas, margas y algunos niveles de areniscas finas. Finalmente, la asociación de facies C corresponde a margas gris amarillentas, fangolitas y areniscas.
3. El encadenamiento vertical de facies describe la evolución desde sistemas fluviales de baja energía (base de la unidad), seguidos por sedimentación lacustre efímera, lacustre permanente y finalmente el retorno a facies de barreal en el techo de la formación.
4. Dentro del esquema señalado la asociación de facies A es dividida genéticamente en tres tramos: a) sedimentación fluvial (base de la asociación), b) sistema lacustre efímero y c) sistema lacustre en expansión. La asociación de facies B corresponde a una marcada expansión del cuerpo lacustre, asociada a un incremento en la sedimentación carbonática respecto a la clástica, y a un aumento en la actividad biológica que probablemente indica un mejoramiento climático. Finalmente, la asociación de facies C evidencia una progresiva desecación del cuerpo lacustre y el pasaje a facies de planicie arenosa de lago efímero.
5. Una datación isotópica U-Pb CA-TIMS sobre circones de 249,66 ± 0,11 Ma permite referir la Formación La Veteada al Triásico Temprano, Olenekiano, en concordancia con la presencia de algunos taxones diagnósticos de esa edad en las palinofloras.
6. La nueva información presentada en este trabajo revela que las correlaciones planteadas entre la Formación La Veteada y las sucesiones aflorantes en la sierra de Narváez y en Valle Hermoso deben ser revisadas. Lo dicho se basa tanto en las diferencias en edad como en sus relaciones estratigráficas.
7. La Formación La Veteada es una importante pieza para la reconstrucción de la evolución permo-triásica en el oeste del Gondwana. La unidad registra el relleno inicial de las embrionarias cuencas extensionales formadas a comienzos del Triásico. Por otro lado, esta formación muestra la evolución de los ambientes depositacionales con posterioridad al evento de extinción masiva ocurrido a fines del Pérmico.

Agradecimientos
Los autores agradecen las revisiones de G. Correa y P. Gutiérrez. Las sugerencias del editor W. Vivallo han permitido mejorar la versión final del trabajo. Este estudio fue subsidiado por la Agencia Nacional de Promoción Científica y Tecnológica (ANPCyT-Argentina, PICT 2020-1294).

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