ANTECEDENTES
La existencia de estos depósitos en la región central de la
República Argentina se conoce desde el siglo pasado por los
importantes aportes realizados por geólogos pioneros de la
talla de Stelzner (1885), Brackebusch (1891), Bodembender
(1895, 1896, 1911) y el botánico Kurtz (1895, 1921), entre
otros. Los resultados de sus expediciones en el centro y norte
del país constituyeron los lineamientos básicos para la interpretación
de los procesos geológicos, no sólo de los terrenos
permocarboníferos sino de buena parte de la geología regional
de la Argentina.
En sus relevamientos de los estratos neopaleozoicos, los
autores citados reconocieron las características de las secuencias
analizadas y realizaron tan numerosas y ricas colecciones
de fósiles que, por falta de especialistas argentinos, debieron
en su mayoría ser remitidas a Europa para su estudio. Así
surgieron las contribuciones de paleontólogos extranjeros,
como las de Geinitz (1876), Szajnocha (1891), Gothan (1927)
y Du Toit (1927).
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LÍMITES Y DISTRIBUCIÓN DE LOS DEPÓSITOS La cuenca Paganzo (Azcuy y Morelli, 1970b; Salfity y Gorustovich, 1983; Azcuy et al., 1987a), presenta una extensión aproximada de 150.000 km2 y se halla ubicada entre los 27° y 33° de latitud Sur y los 65° y 69° de longitud Oeste. Sus límites no sobrepasan el territorio nacional y ocupa la casi totalidad de las provincias de San Juan y La Rioja, el norte de Mendoza y San Luis, una limitada área occidental de la de Córdoba y la región suroccidental de Catamarca . La cuenca limita al este con el arco Pampeano (Bracaccini,
1960) y al nordeste con el arco de La Puna (Salfity, 1980). El
límite austro-occidental está representado por el arco de Pie
de Palo, y hacia el oeste por la Protoprecordillera, conformada
por los arcos de Tontal, Invernada, Volcán y porción
meridional de La Punilla. El basamento
Pampeano se comportó como un elemento positivo
en el Neopaleozoico ya que sobre él ocurren depósitos
cretácicos y terciarios en la llamada cuenca Saliniana
(Álvarez et al. 1987, 1989). La evaluación de este límite se sustenta principalmente en dos elementos: a) el reciente reconocimiento de capas del Carbonífero inferior en el flanco nororiental de la sierra de La Punilla (Fauqué et al., 1989; Cingolani et al., 1990; Morel et al., 1993; Carrizo y Azcuy, 1997; Carrizo, 1998) y b) el «hundimiento» del sector septentrional de esa sierra durante el Carbonífero, como lo certifica la distribución geográfica de los depósitos de esa edad, dispuestos en sucesión continua. Ambas observaciones, sumadas a la distribución en la región del resto de los depósitos eocarboníferos, sugiere que éstos hallan su mejor ubicación en la subcuenca Río Blanco, sin descartar incluso la existencia de una cuenca separada de las aquí en consideración, para las secuencias de edad carbonífera inferior. En el resto del límite occidental entre las cuencas Paganzo y Uspallata-Iglesia, la Protoprecordillera muestra discontinuidades locales que permiten, hacia el comienzo del Carbonífero tardío, algunas conexiones con los mares del oeste. Así, a ambos lados del límite, las dos cuencas consideradas presentan depósitos marinos y continentales, de edad carbonífera temprana en la cuenca Uspallata-Iglesia (especialmente en la subcuenca Río Blanco), y carbonífera tardía en la cuenca Paganzo. Asimismo, es necesario recalcar que en esta última cuenca los depósitos de origen marino son muy escasos y se hallan restringidos al borde oriental de la Precordillera. En las Figuras se muestra la posición tentativa del límite de acuerdo a lo discutido más arriba. |
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MARCO GEOLÓGICO
Los movimientos chánicos de fines del Devónico y principios del Carbonífero modelaron las depresiones que conforman la cuenca Paganzo (Azcuy et al., 1987a) y dieron origen al piso estructural donde se alojaron los depósitos neopaleozoicos. Por su historia tectónica previa (Ramos, 1988), este sustrato incluye varios terrenos (Chilenia, Precordillera y Pampeanas) con distinta antigüedad y grado de cratonización lo que sumado a la actividad derivada de grandes lineamientos estructurales como el caso de la megafractura de Valle Fértil (Baldis et al., 1982, 1989), ha generado diferentes depocentros (Fernández Seveso et al., 1993).
El estilo estructural dominante en la cuenca, especialmente
durante la depositación de las secuencias más jóvenes,
es extensional. La tectónica de bloques ha producido
dorsales principalmente en el sector oriental, y sus efectos,
sumados a la importante masa de hielo (ice caps) presente en
la Protoprecordillera, la cual ha sido formadora de profundos
paleovalles, han originado el fuerte paleorelieve inicial.
De una manera simplificada podemos considerar dentro de
la cuenca Paganzo dos grandes ámbitos, separados por los
arcos de Famatina-Sañogasta y Valle Fértil-De La Huerta.
El oriental, de comportamiento más rígido, se extiende
hacia el este hasta el borde occidental del arco Pampeano y
en él los depósitos neopaleozoicos son menos potentes y se
apoyan sobre un basamento de rocas ígneo-metamórficas.
El occidental, más angosto, limita al oeste con la Protoprecordillera y se desarrolla en áreas de mayor movilidad;
sus depósitos son más espesos y su piso está constituido
por rocas del margen occidental del basamento Pampeano,
Famatina y por estratos del Paleozoico inferior
precordillerano.
ESTRATIGRAFÍA
Los depósitos esencialmente terrígenos que rellenaron la
cuenca Paganzo fueron originalmente separados por
Bodembender (1911) en tres «pisos» atribuidos por el autor al Carbonífero, Pérmico y Triásico respectivamente. Posteriormente,
fueron reunidos por Azcuy y Morelli (1970a) y Azcuy
et al. (1979) en el Grupo Paganzo, en el cual distinguieron una
sección I (inferior) de areniscas y pelitas con niveles de carbón
atribuida al Carbonífero superior, y otra sección II (superior) de
capas rojas esencialmente referida al Pérmico inferior y concordante
con la anterior. El grupo está compuesto por un
elevado número de formaciones, en parte debido a la discontinuidad
de los afloramientos que aparecen en paleovalles glaciales
y en valles intermontanos. Su estratotipo fue propuesto
por Azcuy y Morelli (1970a) en la localidad homónima, donde se interponen en las capas rojas basales, coladas
basálticas las cuales han sido radimétricamente datadas en 292-
295 ± 6 Ma (Thompson y Mitchell, 1972). Siguiendo la escala
de tiempo propuesta por Gradstein y Ogg (1996), que establece
el límite Carbonífero-Pérmico en 290 Ma, las capas rojas
basales mencionadas alcanzarían el más tardío Carbonífero
tardío.
Isopáquico del Grupo Paganzo
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El tratamiento que se dará a los depósitos que componen el Grupo Paganzo no será específico de cada una de sus unidades litoestratigráficas, a diferencia de lo realizado con las formaciones presentes en las otras cuencas que integran este capítulo, sino que éstas serán consideradas formando parte de supersecuencias, las que reúnen a todos los depósitos que conforman el Grupo Paganzo (Azcuy y Morelli, 1970a; Azcuy et al., 1987a). Las Supersecuencias neopaleozoicas |
Supersecuencia Guandacol
La Supersecuencia Guandacol se compone de cuatro secuencias G1, G2, G3 y G4 , con base discordante de tipo A sobre rocas del Paleozoico inferior o granitoides del basamento cristalino. Su comienzo se ubica en el Carbonífero tardío temprano sin considerar los depósitos más antiguos que afloran al poniente de la Protoprecordillera, al norte de Angualasto.
Las cuatro secuencias indican procesos genéticos recurrentes y se caracterizan cada una por un ordenamiento interno granodecreciente desde gravas (depósitos de talud y fan deltas) a pelitas. La distribución areal de estas sedimentitas es en cierta medida local y se halla condicionada por márgenes activos, los cuales generan por un lado una elevada tasa de subsidencia y por el otro un abrupto paleorelieve. En las bases de las secuencias son frecuentes los depósitos resultado de flujos gravitacionales mantiformes o de acarreo de detritos por fuertes pendientes, procesos que originan amalgamación de estratos y capas con laminación convoluta. Hacia los topes de las mismas se observan facies pelíticas laminadas originadas en flujos distales. Las evidencias de glaciación en todas las secuencias son múltiples y variadas, se pueden observar desde pavimentos glaciales, diamictitas con clastos estriados y facetados hasta cadilitos de gran tamaño. Un elemento interesante de destacar es el reconocimiento de profundos paleovalles labrados en la devónica Formación Punta Negra, atribuidos a la acción glaciar (Milana y Bercowski, 1990).
La Supersecuencia Guandacol aflora en localidades del ámbito occidental de la cuenca Paganzo como sierra de Maz,
Pasleam-Huaco, río Francia-río Uruguay, Agua de la Peña-
Agua de la Chilca. En varias de ellas como
Huaco, río Francia y río Uruguay, próximas al flanco oriental
de la Protoprecordillera, han sido registrados depósitos marinos
(Bercowski y Milana, 1990; Milana y Bercowski, 1990;
Martínez, 1993). Un límite hacia el este para esta supersecuencia
parece constituirlo el lineamiento de Valle Fértil.
Fernández Seveso et al. (1990, 1993) sugieren la posibilidad de correlacionar, por sus características sedimentarias y niveles glacígenos, el miembro superior de la Formación Cortaderas (perteneciente al Grupo Angualasto) con la Supersecuencia Guandacol, sin descartar la posibilidad que los estratos de la Formación Malimán también puedan ser integrados a dicha supersecuencia, en virtud de la discordancia de tipo B que separa a esta última de la Formación Cortaderas. Es conveniente destacar que el miembro superior de la Formación Cortaderas (miembro de limolitas y ortoconglomerados verdosos sensu Scalabrini Ortiz, 1972a), es portador en sus capas superiores de elementos de la fitozona MBG (Carrizo, 1990) de edad carbonífera tardía, y también contiene diamictitas y depósitos glacimarinos medio-distales (Limarino y Page, 1990; Limarino et al., 1993), los cuales brindaron una asociación de esporas y acritarcas de edad restringida al Carbonífero temprano (Césari y Limarino, 1992). Esto reafirma la relación concordante entre depósitos del Carbonífero inferior y superior. |
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Por otra parte, las correlaciones cronoestratigráficas intercuencas sugeridas por Limarino et al. (1993), utilizando un «horizonte glacial», presentan algunas dificultades debido quizás a que los procesos de englazamiento no fueron tan lineales en el tiempo. En la cuenca Uspallata-Iglesia, este «horizonte glacial» en el miembro superior de la Formación Cortaderas se asigna al más tardío Carbonífero temprano (Césari y Limarino, 1992), en tanto que en los alrededores de Agua de Carlos aparece asociado a la fitozona Archaeosigillaria-Malimanium del más temprano Carbonífero temprano (Carrizo y Azcuy, 1997); en Barreal, en la Formación Hoyada Verde se asocia con la biozona de Levipustula de antigüedad carbonífera tardía temprana (González, 1993a); en la cuenca Paganzo, en las localidades de Huaco y Las Gredas se vincula con asociaciones palinológicas (Azcuy y Ottone, 1983; Vázquez Nístico y Césari, 1987; Césari y Vázquez Nístico, 1988; Ottone y Azcuy, 1989) y megafloras (Gutiérrez y Pazos, 1994; Gutiérrez et al., 1995) del Carbonífero tardío temprano. En resumen, se puede asegurar que los depósitos de la Supersecuencia Guandacol (cuenca Paganzo), corresponden al Carbonífero superior bajo, en tanto que los depósitos de la cuenca Uspallata-Iglesia correspondientes al Grupo Angualasto son más antiguos, y sólo podrían ser equivalentes con la Supersecuencia Guandacol los estratos cuspidales del miembro superior de la Formación Cortaderas portadores de la fitozona MBG. |
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Supersecuencia Tupe
La Supersecuencia Tupe se halla integrada por cuatro
secuencias T1, T2, T3 y T4 . Se dispone sobre la
supersecuencia anterior a través de una discontinuidad de tipo
B y sus depósitos traslapan sobre una topografía en la que
todavía se manifiestan dorsales y otros accidentes indicadores
de un paleorelieve significativo especialmente en el sector
occidental de la cuenca. Su distribución areal es más amplia
hacia los sectores norte y oriental donde los depósitos ocupan
nuevas depresiones. La secuencia T1 ocupa los espacios de
mayor subsidencia todavía coincidentes con los de la
Supersecuencia Guandacol y comienza con depósitos de
canal, turbidíticos, de talud y de fan deltas proximales. Las
facies distales corresponden a flujos de fondo desarrollados
en pendientes más suaves que cubren y traslapan a las secuencias
infrayacentes (Fernández Seveso et al., 1990, 1993). T1
se halla bien representada en Pasleam, al norte de Jáchal,
donde han sido descriptos elementos de la fitozona MBG (Carbonífero tardío; García, 1996b), y también en los cerros
Guandacol y Veladero-Bola.
Las secuencias T2, T3 y T4 muestran una fuerte disposición progradacional y representan una mayor variedad de ambientes. En el depocentro occidental de la cuenca, sobre el faldeo oriental precordillerano se reconocen, como consecuencia de las discontinuidades en la Protoprecordillera, ambientes marinos con fuerte dominio fluvial; uno de éstos, el de las inmediaciones del río Uruguay en la Precordillera central, brindó una asociación de braquiópodos del Carbonífero tardío tardío (Lech et al., 1990). La secuencia T2 en el área de Huaco presenta secuencias marinas que transgreden las calizas del sustrato ordovícico, y espesos depósitos pelíticos de prodelta que progradan sobre planicies aluviales costaneras con fangos carbonáticos (Pérez et al., 1993).
Facies aluviales, fluviales entrelazadas y de fan deltas
están bien representadas en las secciones de los cerros
Veladero-Bola, en la sierra de Maz y en Casa Blanca y Las
Gredas sobre el flanco oriental de la sierra de Famatina. Los
depósitos del cerro Bola (Leunda, 1990), de la sierra de Maz
(Césari, 1984, 1986a, 1986c) y de Famatina (Azcuy et al.,
1982; Gutiérrez, 1993, 1995), han brindado importantes
micro y megafloras, las cuales son indicadoras de una edad
carbonífera tardía.
En el ámbito oriental de la cuenca los depósitos son
claramente continentales y están originados en ambientes
lacustres y fluviales. En las comarcas Paganzo-Amaná,
Malanzán-Olta y Mascasín-Chepes, T2 traslapa sobre
granitoides y se compone de facies lacustres con frecuentes
cadilitos y otras evidencias glaciales.
Esta secuencia es equivalente a los tramos basales de las
Formaciones Lagares y Malanzán, en cuyos depósitos han
sido descriptas ricas asociaciones palinológicas del
Carbonífero tardío (Menéndez y Azcuy, 1969, 1971, 1972,
1973). Otras facies de T2 (aluviales, deltaicas y fluviales
anastomosadas hasta conglomerádicas), correspondientes al
tramo medio de la Formación Lagares y a la base de la
Formación Loma Larga, son portadoras de delgados niveles
de carbón o lutitas carbonosas formados en pantanos o meandros
abandonados, en los cuales han sido también reconocidas
importantes microfloras y megafloras del Carbonífero
tardío (Azcuy, 1975a y b; Archangelsky et al., 1981; Andreis
et al., 1986).
Las secuencias T3 y T4 representan el máximo traslape de la supersecuencia y constituyen una transgresión caracterizada por planicies terrígeno-carbonáticas (especialmente T3 y en el ámbito occidental de la cuenca) donde es frecuente la presencia de depósitos correspondientes a facies de fangolitas calcáreas, mudstones y estromatolitos. Estos estratos son portadores de invertebrados marinos correspondientes a la zona Tivertonia jachalensis-Streptorhynchus inaequiornatus Sabattini et al. (1991) de edad carbonífera tardía tardía, y se hallan bien representados en Volcán, Trapiche-Pasleam, quebrada de la Herradura y quebrada La Delfina en la cuesta de Huaco (Ottone y Azcuy, 1986). En el ámbito oriental, la secuencia T3 se compone de ciclos granodecrecientes correspondientes a facies de sistemas fluviales entrelazados proximales y traslapa sobre remanentes las áreas de depositación. Esta secuencia corresponde en parte a la Formación Solca donde fue recuperada una megaflora de edad carbonífera tardía tardía (Andreis et al., 1986; Luna et al., 1990). T4 se compone de facies aluviales y lacustres con varvitas y cadilitos y alcanza una gran expansión traslapando sobre el basamento cristalino. Presenta evidencias periglaciares en las Formaciones Bajo de Véliz y Tasa Cuna, y facies fluvio lacustres en la Formación Arroyo Totoral, en la localidad homónima y en el cerro Horcobola (Álvarez et al., 1987; Fernández Seveso et al., 1988). Las asociaciones palinológicas y paleobotánicas (Menéndez, 1971; Leguizamón, 1972; Archangelsky y Arrondo, 1973; Hünicken et al., 1981), contenidas en T4, permiten asignarle una edad pérmica temprana. Asimismo, esas megafloras dan sustento en la cuenca a la fitozona Gangamopteris Archangelsky y Azcuy (1985). |
Supersecuencia Patquía - De La Cuesta
La Supersecuencia Patquía-De La Cuesta ha sido subdividida
en dos secuencias, una inferior con tres cortejos
sedimentarios PD-I1, PD-I2 y PD-I3, y otra superior con
cuatro cortejos sedimentarios PD-S1, PD-S2, PD-S3 y PD-S4. La supersecuencia PD-I se apoya sobre la anterior
a través de una discontinuidad de tipo B. Evoluciona
ocupando una cuenca prácticamente sin dorsales a través de
sistemas aluviales y fluviales y salvo el registro de un efímero
episodio marino marginal (cerros Veladero-Bola) representa
una continentalización generalizada de toda la cuenca para
culminar en un extenso campo eólico (Fernández Seveso et
al., 1990, 1993).
La secuencia PD-I1 presenta facies aluviales arenosas con
matriz tobácea e intercalaciones de tobas en toda la cuenca. Se
caracteriza por la presencia de facies aluviales y fluviales
entrelazadas y sinuosas cuyos depósitos a veces traslapan sobre
las secuencias cuspidales de la Supersecuencia Tupe. En capas
rojas de PD-I1 también se observan coladas basálticas locales
de poco espesor como en la comarca Paganzo-Amaná y en la
sierra de Maz (Figuras 7 y 8). De las primeras se han obtenido
edades isotópicas de 292-295 ± 6 Ma (Thompson y Mitchell,
1972). En los alrededores de la localidad de Miranda, en la
cuesta homónima, han sido hallados en estas secuencias restos
de Euryphyllum whittianun (Azcuy y Ozayán, 1987),
indicadores de Pérmico temprano. En el sector septentrional de
la cuenca (Puerta de Las Angosturas), planicies fluviales
efímeras y barreales se hallan sobrepuestos por facies eólicas.
La secuencia PD-I2 incluye en el flanco oriental de la Precordillera (cerros Veladero-Bola), depósitos marinos marginales conteniendo tasmanáceas y escasos acritarcas (Leunda, 1991). En el ámbito oriental de la cuenca, esta secuencia presenta varios ciclos correspondientes a llanuras de inundación en los que disminuye el porte de las canalizaciones como respuesta eustática a modificaciones en el nivel de base continental (Fernández Seveso et al., 1993). Poco al nordeste de Amaná, en depósitos del Mogote de La Desabrida que conforman la parte superior del miembro inferior de la Formación La Colina, fueron hallados restos de glossopterídeas atribuidas por Limarino y Césari (1983) al Pérmico temprano. La secuencia PD-I3 representa el mayor desarrollo de las facies eólicas, las que están acompañadas por un máximo en el proceso de aridización. Limarino et al. (1993) señalan una fase árida en el centro oeste de la cuenca Paganzo durante el Pérmico medio y tardío. La secuencia PD-S se compone de ciclos transgresivos regresivos y tiene su mejor representación en la parte norte de la cuenca en la provincia de Catamarca (sierras de Narváez y Anchoca). PD-S1 corresponde a facies lacustres someras sobreimpuestas por otras fluviales. En los alrededores del río Chaschuil, en capas atribuidas a la Formación de la Cuesta se halló una rica microflora del Pérmico tardío temprano (Aceñolaza y Vergel, 1987). PD-S2 comienza con depósitos canalizados circunscriptos, sobrepuestos por facies arenosas de origen fluvial con baja energía que culminan en facies palustres. Secuencias equivalentes a PD-S1 y 2 se reconocen en el cerro Guandacol entre los depósitos eólicos y la base de las coladas basálticas triásicas (Figura 8). La secuencia PD-S3 comienza con facies iniciales eólicas que indican una vuelta a condiciones de aridez marcada, a las que siguen facies arenosas, lacustres y de barreal. En esta secuencia no han sido hallados fósiles diagnósticos sino sólamente pelitas con superficies bioturbadas. PD-S4 se reconoce en el norte de la cuenca y se caracteriza por facies correspondientes a sistemas fluviales entrelazados efímeros, donde son comunes intraclastos y grietas de desecación. |
DISCUSIÓN
La información expuesta, relacionada con la cuenca
Paganzo, discurre esencialmente entre las características
sedimentológicas de su relleno y los hallazgos
paleontológicos realizados en sus depósitos. Sólo entre las
secuencias T4 y PD-I1 parece surgir una aparente incongruencia
entre el muy valioso análisis secuencial realizado
por Fernández Seveso et al. (1993) y los datos paleontológicos
y las edades isotópicas obtenidas en las coladas basálticas de
la base de la Formación La Colina.
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Unidades
Gondwánicas de la Sierra de los Llanos (La Rioja)
Paleovalles Gondwánicos en la Cuenca del Paganzo
Diseño de la Cuenca del Paganzo
Sector noroccidental de la Cuenca del Paganzo
BIBLIOGRAFIA
Carlos L. Azcuy, Hugo A. Carrizo y Roberto Caminos, 1999. CARBONÍFERO Y PÉRMICO DE LAS SIERRAS PAMPEANAS, FAMATINA, PRECORDILLERA, CORDILLERA FRONTAL Y BLOQUE DE SAN RAFAEL. GEOLOGÍA ARGENTINA. ANALES 29 (12): 261 - 318, INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES. BUENOS AIRES