tesis-n2126-Sessarego

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Di r ecci ó n:Di r ecci ó n: Biblioteca Central Dr. Luis F. Leloir, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires. 
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Tesis de Posgrado
Estratigrafía de las secuenciasEstratigrafía de las secuencias
epiclásticas devónicas a triásicasepiclásticas devónicas a triásicas
aflorantes al norte del río San Juanaflorantes al norte del río San Juan
y al oeste de las Sierras del Tigre,y al oeste de las Sierras del Tigre,
Provincia de San JuanProvincia de San Juan
Sessarego, Horacio Luis Felix
1988
Tesis presentada para obtener el grado de Doctor en Ciencias
Geológicas de la Universidad de Buenos Aires
Este documento forma parte de la colección de tesis doctorales y de maestría de la Biblioteca
Central Dr. Luis Federico Leloir, disponible en digital.bl.fcen.uba.ar. Su utilización debe ser
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Cita tipo APA:
Sessarego, Horacio Luis Felix. (1988). Estratigrafía de las secuencias epiclásticas devónicas a
triásicas aflorantes al norte del río San Juan y al oeste de las Sierras del Tigre, Provincia de San
Juan. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de Buenos Aires.
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Cita tipo Chicago:
Sessarego, Horacio Luis Felix. "Estratigrafía de las secuencias epiclásticas devónicas a
triásicas aflorantes al norte del río San Juan y al oeste de las Sierras del Tigre, Provincia de San
Juan". Tesis de Doctor. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de Buenos Aires.
1988. http://digital.bl.fcen.uba.ar/Download/Tesis/Tesis_2126_Sessarego.pdf
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mailto:digital@bl.fcen.uba.ar
UNIVERSIDAD DE BUENOS AIRES
FACULTAD DE CIENCIAS EXÚCTAS Y NATURALES
Tema dP Tesis
ESTRATIGRAFIA FH LAS SECUENCIAS EPICLASTICAS DEVONICAS
A TRIASICAS AFLORANTBS AL NORTE DEL RIO SAN JUAN Y AL
OESTE DE LAS SIERRAS DEL TIGRE. PROVINCIA DE SAN JUÁN.
Autor
Horacio Luís F. Snssarogo
Director do Tnsis
Arturo Jorge Amos
Lugar do Trabajo
Facultad de Ciencias Exactas y Naturales
Departamento de Ciencias Geológicas
Tesis presentada para optar al título de Doctor vn Ciencias
Goológicas.
I —Marzo,13’88-
¡7093€ch421W . cr.
INDICE
[{IÏSLP‘IENooooaoooogoo-oo-cocoo-ocacao-nuooncoooo-ooooo 1
I.“ IN’TIQLWIJUCCIONoooo.oo...noooccoo-nooooooq-ooo-nooo 4
II.-UDICACION GEOGRÁFICA Y GEOLOGICA
DELAREADEESTUDIO..............,.,,,,.,,...... b
III.-METnDOLOGIADETRABAJO......................... 8
,IV.- ESTRATIGRAFIA
1.- CuadroEstratigráfico prepuostó........... 13
2.- FORMACIONESpRH-DEVONICAS................. 19
2.1.- Formación Don Polo
2.2.- Formación Alcaparrosa
2.3.- Formación La Tina
3.- DEVONICO
3.1.- Introducción:........................ 27
“3.2.- E1 Devónico del área Calingasta­
Villa Nueva. Esqunuas Estratigráficos
Antoriores........................... 29
3.3;- División Estratigráfica y Homen­
claturapropupsta.................... 32
3.4.- FORMACIONH PLANCHON................ 37
3.5.- FORMACIONCODO....................... 00
4.- CARBONICO
401-- IntrOCIUCCión-ooooocngol0.0Cool...o...
4.2.- DIQUESEOCARBONICOS.................. 70
4.3.- FORMACIONDELRATON.................. 87
4.4.- FORMACIONLACAPILLA.................138
l'3.- PERMICO
5.1.- Intl'OdUCCíón..........o.........-.-.-1°4
FORMACION DEL SALTO
5.2.- PERFIL DE LA QUEBRADADHL SALTO......105
5 . 3 . - PHZCT'J'L NEL Clilïití‘ l-ZI, í'; f:ï’.-'-..'.I'l'(: . . . . . . . . . 1‘) S
6.- PERHO-TRIASICO
6.1.- FORMACIONCHOIYOI................... 225
7.- TRIASICO MEDIO-SUPERIOR
7.1.- Introducción........................ 229
GRUPO USPALLATA
7.2.- PERFIL DE LA QUEBRADADEL TIGRE..... 230
7.3.- PERFIL DELCERROPUNTUDO............ 250
8.- TERCIÍ‘IIIOogo-oo-oc-ooccoo-ouco-o-noo.a...
90" CIIÉXRT'I'iRICooo’oooo-cannot-o'noooocoooo-ooo
10.- CONSIDERACIONES PALEOGEOGRAFICAS DEL DEVO­
' C0 AL TRIASICO DF LA PRÉCORDILLERA SÁKJUA­
NINA: IMPLICANCIAS SOBRE LA EVOLUCION GEO­
TECTOÍJICJKCÓCOC.........i....'.........'..
Vo-ESTRUCTURA..........o............o............
1.- Bloque de las Sierras del Tigre-Tontal
2.- "Ventana Tectónica"
3 - Bloque del Cerro Sinclinnl
4 - Anticlinal d? la Quebrada del Co Pun­
'tudo
5.- BIOQUPde los Cerros Brealito-Puestito
6.- Bloque de la Sierra do Brcalito
VI.’ CONCLIJSIONFS-oonoooa¡UOGOQO-ooco-oo-ooo-ooooo'301
I’\GR!\DI’ICIFIIH\T'POSOOO0.0.-...ooo-oooooonooooooo
LISTA DE TRABAJOSCITADOSEN EL TEXTO............. 308
R '.SUM F)?!
El objetivo de este trabajo dc Tesis es analizar la estrati­
qrafía y estructura del soctor de la Drpcordillora Occidental
Sanjuanina qUe se menciona en el epígrafe, con especial referen­
cia a 1a estratiqrufía de las secuencias epiclásticas Devénicas
a Triásicas. Se pretende también proporcionar información pa­
lnoambinntal y palooqeográfica de nstas últimas. Entre los an­
tecedentes geológicos más recientes so cuenta con los trabajos
de xicoy (1962), Mombrú(1974) y Kerlleñevich (197G y 1981}.
En 108 tres primeros capítulos del trabajo se detallan los
objetivos, la ubicación geográfica y geológica del área releva­
da y la metodología emploada_.
En el capítulo IV se describe 1a estratigrafia. Primeramente.
se presentá el cuadro estratigráfico propuesto. un segundo cua­
dro con la correspondencia existente entre las unidades Paleo­
zoicas reconocidas por otros autores y un tercer cuadro de equi­
valencias de unidades Mesozoicas. Asimismo se enumeran las prin­
cipales modificacionesestratiqráficas introducidas.
La mayor parte de los afloramientos en nl área relevafla son
sedimentnrios paloozoicos y triásicos. Se identificaron también
cuerpos porfíricos Focarbónicos y Terciarios, los primeros da­
tados rodimétricamentn. En base a las características litofacia—
los , estructurales y el contenido fosilíforo, se diferenciaron
las siguientes unidades : Formación Don Polo (Cámbrico u Ordo­
vícico), FormaciónAlcanarrosa (Ordovícico superior). Formación
La Tina (Silúrico). Formación El Planchón (Devónico inferior­
modio), Formación Codo (DovóniCOmodio?- superior), Formación
D01 Ratón (Carbónico inferior), Formación La Capilla (Carbó­
nico meflio), Formación D01 Salto (Pórmico inferior-medio). For­
mación Choiyoi (Permo-Triásico inferior) y al Grupo Uspallata
(Triásico medio-superior). que reune las Formaciones
Río Mondoza, Potrerillos, Cachouta y Río Blanco. Los aflora­
mientos del Terciario son sefiinentarios e igneos de composación
Hacítico-andosïtico.
Rl Cuartario está caracterizado por depósitos de abanicos alu­
viales y aterrazados, así comotambién por sedimentos lino-ar:
nosos lacustres que infrayacen en discordancia a los primera­
mente mencionados.
Para cada unidad se detallan las caracteristicas litológi­
cas, el estilo estructural, su distribución, relaciones es­
tratiqráficas y el contenido fosilífnro. La estratigrafía y
los rasgos estructurales regionales del área se ilustran en
el MapaNo 1, elaborado a escala original 1: 50.000 sobre
la base de 30 aérofotografías. y que constituye un aporte
nuevo en su aspecto topográfico y geológico.
Para las unidades sedimentarias devónicas a triásicas se reg
lizaron-perfiles estratigráficos detallados. Las secuencias fue­
ron subdivididas en facies sedimentarias de acuerdo a los cri­
terios enunciados por Selley (1970), se obtuvieron datos de pa
leocorrientes y para algunas de ellas se efectuaron estudios
petrológicos. De tal manera se pudo determinar que las sedimen­
tintas de la Formaciones El Planchón y Codo fueron acumuladas
como abanicos submarinos. La Formación DelRatón representa la
sedimentación en una cuenca intermontana y comprende facies
de abanicos-aluviales. ríos entrelazados y rios meandrifcrmes
con amplias planicies de inundación. La Formación La Capilla
Comprendedepósitos glacimarinos proximales y depósitos inter­
estadiales de delta-abanicos. Las facies definidas para la
Formación Del Salto son atribuidas a diversos ambientes de se­
dimentación, tal c0moinfralitorales y circalitorales, deltaico,
abanicos aluviales, fluvial de alta y baja sinuosidad. lacus­
tre y eólico. Las sedimentitas del Grupo Uspallata son neta­
mente continentales y comprendenfacies de abanicos aluviales
lacustres y fluvial de alta y baja sinuosidad.
En el apartado final del Capítulo IV. se discuten las impli
cancias que tiene la información presentada en la evolución
paleoqeográfica del Devónicoal Triásico de la Precordillera
Sanjuanina, y en su evolución geotectónica.
En el Capítulo V se describe la estructura regional del
área, aurnoando los elementos estructurales dentro de nníïadns,
quo se diferencian por su magnitud. estilos estructurales pre­
dominantes y por su deformación. Sn destaca que los estilos
estructurales de las unidades formacionales se analizan en
forma separada de este capítulo. en el apartado Estratígrafïa
comose señaló. La mayor parte de las unidades estructurales
identificadas están delimitadas por fracturas regionales con
orientación N-S, algunas de las cuales son continuación de
las reconocidas por otros autores al sur del rio San Juan.
Un ejemplo es la Falla Tontal y el Corrimionto del Alto de
los Pajaritos, que limitan a la "Ventana Tectónica" definida
por Quartino et al. (1971). y cuyo límite norte se determina
en este trabajo.
Finalmente, en el Capítulo VI se sintetizan las principales
conclusiones arribadas en este estudio.
I. - THTRÜTHÍCCION
Sin lugar a dudas la Precordillera es una de las provincias
geolóqunfi que más interés ha despertado en investigaciones geo­
lógicas desde los trabajos pioneros de nodenbender (1896), Sta­
ppenbeck (1910) y Keidel (1921,l922). A principios de siglo los
estudios tuvieron comoprincipal objetivo la exploración geoló­
gica para detectar depósitos de carbón, y en las últimas déca­
das la bÜSquedade depósitos vetiformes o diseminados metalífe­
ros, reservorios de petróleo o bien razones exclusivamente cien­
tíficas. En este último aspecto, debido a que la Precordillera
es una unidad compleja, tanto en su estratigrafia como en su
estructura, se han efectuado nUmerosostrabajos desde aquel en­
tonces hasta nuestros días tendientes a dilucidar dicha comple­
jidad geológica. I
El autor del presente trabajo‘tuvo la oportunidad de estudiar
la geología de un pequeño Sector de la Precordillera Occidental
Sanjuanina poco conocido, ubicado al norte del río San Juan
y al este de la Sierra del Tigre. El presente trabajo. corresh
pondiente a la Tesis Doctoral. constituye el principal requisi­
to para optar al título de Doctor en Ciencias Geológicas de la
Universidad Nacional de Buenos Aires. El tene principal es la
estratigrafía de las secuencias npiclásticas devónicas a triá­
sicas. Se pretende también aportar información paleoambiental.
paleoclimática y paleogeográfica de esas SUCesiones. aplicando
modernas tecnicas de estudio.
La zona analizada es por demás compleja, por un lado por dis­
poner sólo de mapas geológicos parciales (Xicoy, l962: Mon, 1970
y Momhrú, 1974). En segundo lugar , por la presencia de una
sucesión de terrenos paleozoicos con similitud litológica y es­
casos Fósiles. particularmente correSpondiente al PaleOZOico
inferior. En tercer lugar. las características estructurales
actuales de bloques fallados de la región . provoca una falta
de continuidad entre las distintas unidades formacionales. así
comotambién complejidad en los estilos estructurales.
Gracias a trabajos geológicos de detalle en zonas aledañas,
Se ha Facilitade la tarea de investigación emprendida. Fntre
ellos se quiere destacar la contgibución estratigráfico-estruc­
tural de Quartino et a1.. (1971), a1 sur del Río San Juan , en­
tre 1a Sierra del Tontal y el río Los Patos,hasta el Arroyo Las
Cabeceras. Esta fue 1a base geológica que se utilizó. Proble­
mas estratigráficos, no resueltos en ese entonces. debido al
límite geográfico, son resueltos en esta contribución. Varias
incógnitas u detalladas en el texto. qúedan aún por resolver.
II.- UBICACION CI'ÏOGPAFICA Y GEOLOGTC“. PI-ÏI. ARPA DF. ESTUDIC
[El ároa reIOVada se ubica en el sector precordillerano com­
prendido. de sur a norte, desde unos 7 kilómetros al sur del
Río San Juan hasta unos 2 kilónetros al norte del Cerro Puntu­
do ( a1 NEde Villa Nunva). y de este a oeste nntre el flanco
occidental de las Sierras del Tigre-Toñtal y el rio Los Patos­
Castaño. Es decir se encuentra aproximadamente entre Ics 31o
20' y 30° so' de latitud y 69° 10' a 09° 30' de longitud, a­
barcando unos 1.000 kilómetros cuadrados.
adel‘tlgfe ‘C)IR
70° gg?“­
Fíg. 1 Mapade ubicación del área estudiada
La Prccordillera es una provincia geológica do unos hOUkm
de largo por unos 100 km de ancho. que se extiende dr sur a
notte ocupando las provincias de Mendoza, San Juan y La Rioja.
Por el éste está separada del Sistema de Sierras Pampeauuspor
los Valles del Bermejo y de Tulúm. y por el oeste de la Cordi­
llera Frontal a través de los Valles de Rodeo. Castaño, Los
Patos y U5pallata.
Baldis et al. (1982) distinguió dentro de la Precordillera
Sanjuanina las siguientes subunidados morfoestructurales: La
Precordillera Oriental ( Ortiz y Zambrano, 1981). la Precordi­
llera Central (Baldis, 1970) y la Precordillera Occidental. La
Precordillera Mendocina(Bracaccini. 1946) y Riojana, represen­
tan las culminaciones del sistema. Por lo tanto, el área de es­
tudio se encuentra en plana Precordillera Occidental.
La Precordillera tiene una aparente similitud con los Andes
Orientales. las Sierras Subandinas de Perú, Bolivia y Argenti­
na (Baldis et al.. 1982) y con las Montañas Rocosas de Norte­
américa (Baldis y Chobli. 1969). Se encuentra constituida en
su mayor parte por rocas sedimentarius y carbonáticas Paleozoi
cas, y en mucha menor proporción por rocas sedimentarias e ig­
neas Triásicas y Terciarias.
II I . - FÍFI’I'CH'JÜLKÏJIh DI”. 'I'PAUAJO
El trabajo do campo domandó unos luS días, realizados du­
rante varias campañas quo 59 iniciaron nn julio do 1982 g cul­
minaron on octubre do 198u.
Las tareas do gabinete previas consistioron en la confección
de mapas con diversas oscalas. Blunós laborioso us el quo co­
rtCSpondo a1 mapa No 1 . que constituye un aporte nuevo tanto
en su aspecto topográfico C0mogeológico. y no una mero compi­
lación, excepto la zona al sur dal río San Juan cuya geolo­
gía {Unmodificada parcialmente del trabajo do Quartino et al.
(1971) (Sessarego. ¡983). Para la realización de este mapa fue
necesario una fotointorpretación contando para ello con ¿Grow
fotografías n escala 1:50.000 provistas por la D,G.F.M. (foto­
gramas bOOuA-III-IZ a 27 0905h-III-20u a 21D y 0904-5-112-12 a
2 ). Para la dolimitación de las formaciones aflorantés se con­
tó con un osthdio previo dc fotointerprotación sin control de
campo roalizado.por Mon(1970.inédito). aunqun sólo abarca pag
te do la zona estudiada. Ademásse contó con un trabajo topo­
gráfico geológico inédito realizado por xicoy (1962). En lo quo
respecta a la estructura, la fotointorprotación facilitó la i­
dvntificación de las fallas regionales. Se obtuvo asi una divi­
sión cstrutigráfica a priori en formacioneaque posteriormente
fue optimizada y controlada on las sucesivas campañas. El mapa
final difiere siqnifiCativnmentn de los correspondientes a los
trabajos mencionadosanteriormente.
Durante el estudio , se dolimitaron zonas consideradas crí­
ticas nara dilucidar aspectos ostratigráficos o estructurales.
En estas zonas se realizaron mapas do detallo, utilizando am­
pliacionos parciales de aorofotogtafias a escala l:25.000 o
bion so realizaron lovantamiontos a planchota a oscala erigi­
nal l:5.000, cuyos mapas se ilustran eneste trabajo.
Conjúntnmonte con las tareas de control do campo. se reali­
zaron porfilos nstructurulos y ostralígrófiCOS GPdotdllr (han
co a banco) do las unidades sodimontarias vaónicas a Triási­
cas. toma nrinvipnl dv ost“ investigación. Estas unídados
fueron subdivididas en facies sedimentarias, cuya caracteriza­
ción permitió la interpretación palcoambiental de las distintas
sucesiones. Las facies sedimentarias fueron definidas de acuer­
do a los criterios establecidos por Selley (1970), que se basan
en las características litológicas predominantes,estructuras
sedimentarias. geometria de los estratos y contenido fosilífe­
ro. Para la secuencia Triásica de la Quebrada del Tigre se op­
tó por identificar y describir las distintas facies de acuerdo
al código propuesto por Miall (19777 1982), conservando así la
metodología seguida por el suscrito para este perfil (Sessare­
go. 1986).
Por otra parte, se adelanta que para la mayor parte de las
formaciones se propone una subdivisión en miembros. La misma
se consideró necesaria a los fines de establecer las relaciOnes
estratiqráficas,-describir el ordenamiento.y estructura inter
na de cada unidad. Se desprende de lo señalado que este concep­
to es diferente del de facies sedimentarias, tal comolo deta­
lla más ampliamente Spaletti (1979-1980).
En total se levantaron 9 perfiles, aunque se efectuaron ob­
servaciones complementarias a lo largo de los distintos aflo­
ramientos para registrar las posibles variaciones litológicas
laterales. Los perfiles que se ilustran fueron confeccionados
en forma general y graficados siguiendo las pautas fijadas por
Selley (1970): en la columna de la derecha se señala la litolg
gía de los estratos y los contactos, y a la izquierda las es­
tructuras sedimentarias. Las simbologías utilizadas se ilustran
en la figura Nól y en el mapa N04 se señalan los lugares donde
fueron levantados los distintos perfiles estratigráficos.
Para este trabajo se estudió la mineralogia cualitativa en
unos 45 cortes delgados y, cuantitativa, en aproximadamente
16 cortes.
Los datos de paleocorrientes obtenidos se basaron en la me­
dición de la orientación de clastos imbricados en depósitos
psefïticos, de estratificación entrecruzada y de ondulitas en
psamitas. Para la corrección estructural se usó el método de
proyección estereográfica.
Con respecto al muestreo paleontológico se tomó especial
10,­
. ._._ ...—-.-—_—-..—-__...-......h.¿..—y h -.
..-- ,-.—. —-w--p-­
cuidado de ubicar el nivel estratiqráfico y anotar la facies
o suhfacies en que se efectuaba. Se recolectaron diversas mu­
estras para su análisis palinológico, algunas de las cuales
dieron resultados positivos. Para la extracción fisico-quími­
ca de los palinomorfos se usaron las técnicas convencionales,
que consistiaron en la renoción de carbonatos con HCl diluido
y silicatos con HFconcentrado. Los palinonorfos citados en el
texto se encuentran depositados en la paleopalinoteca de la
Cátedra de Paleontologiandé_la FCENde la Universidad de Bue­
nos Aires. Los mismos fueron determinados por el Lic. P.Gu­
tiérroz y la Dra. S.Césari. La megaflora de la Formación Del
Ratón fue determinada por el que suscribe. mientras que los ig
vertebrados fósiles de la Formación Del Salto y La Capilla fue
ron determinados por el Lic. R. Loch y el Dr. C.R.González.
Todos los fósiles mencionadosy ubicados en los distintos pei­
files corresponden a hallazgos efectuados por el autor.
Los estudios geológicos quo se efectuaron para este trabajo
no se limitaron al sector de la Procordillera mencionado, sino
que por el contrario se tuvo oportunidad de visitar otras locg
lidades clásicas del Devónico, Carbónico, Pórmico y Triásico.
Así por ejemplo se efectuaron observaciones en el Carbónico.
Pénnico y Triásico de la Ciénaga del ValleciLo ( E de Jáchal),
en ol Devónico, Carbónico, Pérmico de Loma de los Piojos ( 0
de Jáchhl). en el Devónico y Carbónico de la Quebrada de la
Cortadora (N de Malimán), en el Silúrico-Devónico y Carbónico
de Rinconada ( S de San Juan), Devónico y Carbóníco del curso
medio del Río San Juan, Carbónico de Barreal, etc.. Los resul­
tados de estas observaciones fueron motivo de contribuciones
anteriores ( Limarino et al., 1980: Limarino y Sessarego, 1986:
Limarino et al., l987: Césari et al., 1987: Sessarego y Limari
no, 1987: entre otros). Se tuvo así una visión general de la
geología de la Precordillera.
11.­
SIP-mfllfCL-NS U'ï‘ILTZ/‘zDAS EN ["5 PPRFILFÏS FS’I‘R‘VI’IG¡{/XFIPPS
LITOU‘G TAS
Ortoconqlomorados
Clasto-soportados
Ortoconglomerados
matriz-soportados
¡’n1 Diamictitas gruesas
Brochas matriz-soportadas.
Brechas c1asto—50p0rtadas
Usamitas gruesas
Vsamitas medias
Dsámitas finas
Limolitas
Arcilitas
Calizas
W Piroclastitas
an'r.-\C'rns \
Plano nítido
Plano transicional
Plano con marcas subastrntales
Ondulado
Erosivo
EST RI VC'I‘í Y¡{5a{.3 S ¡",13I H .ÉN'ÍI‘Á R I lx S
Capas macizos
’7“ Laminnríón/Pfitrotíficación plana
(9
V
FOSILES
12.­
Hntrncruzada dv gran oscaln
Entrwcruzada planar
Entrncruzadü planar doformada
Entrecruzada tangoncial Simplo
Artesas
Artnsas doformadas
Trvnes de ondulitas
Laminaciónondulítica
nndulitas en fase (Chevron)
Estrubtura deformacinnal
Ca1Cms de carga
Cadilitos (Dïgpstonos) v
Glastos imbricados
Griotas de desecación
Cnncrecionas
Cono-en-cono
Hojas
Raices
Troncos
FSporas y Polen
Invertebrados marinos
Sncuonciagrano-ostratocrocicnte
Sucunncía grano—nstratodrcrocicnte
13.­
IV. - ESTRATIG RAI-“IA
1.- CuadroEstratiqráfico propuesto
Los estudios llevados-a cabo en ambas márgenes del curso
superior del rio San Juan, y al norte del mismoentre las
Sierras del Tigre y el rio Castaño. permitieron elaborar el
cuadro estratigráfico que se ilustra en la Figura No. 1.1..
En particular. los depósitos neopaleozoicos aflorantes en
la-Qda del Salto (o del Km114) dieron lugar a interpretaciones
considerablemente disímiles. Conel objeto de clarificar las
modificaciones estratigráficas introducidas con respecto a es­
quemas anteriores, se confeccionó la Figura No 1.2.. De igual
manera. la Figura No1.3 muestra las unidades litoestratigrá­
ficas adoptadas para el Triásico expuesto en los Cerros Colo­
rado y Puntudo. y la equivalencia con la de autores anteriores.
Se‘destaca que la mayor parte de las unidades formaczona­
les son aqui redefinidas, por lo cual las siguientes son las
principales modificacionesestratigráficas introducidas:
1) Area de la Quebrada del Salto
o Los terrenos Devónicns incluidos en la Formación El Plan­
chón por Quartino et al. (1971) se los separa en dos unidades
litoestratigráficas. denominadasFormaciónEl Planchón (basal)
y Formación Codo (superior). La primera reune al Miembro del
Conglomerado verde-morado (basal) y al Miembro de Areniscas y
Pelitas grisáceas. La Formación Codose correlaciona con la
Formación Punta Negra. Se establecen con precisión las rela­
ciones estratigráficas entre estas formaciones y con otras
Paleozoicas.
- Se corrobora la edad y correlación establecida por Quar­
tino et al. (1971) y Manceñido (1973) para la Formación Del
Ratón.
- Se seqreqa al "MiembroDiamictitico basal“ establecido
por Quartino et al. (1971) y Manceñido (1973), de la Formación
Del Salto y se lo reubica estratigráficamente en 1a Formación
mcussaccansomoo:
337t10rn.a.
T0LdcIA
FOSILESFALEOA'
I‘lC:ri.04
ooï Ccl C35
C;
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areniscas.P
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AbanicoaluVIal. Fluvialentrelazadoymeandriforme.
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Í‘lïtiCZS.tcoas.areniscasvceli:as.
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..tas.
calizas.
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tobas.v
I(ZC)Marinopoc:profundo(infrali­
total-circalitcral),deltaico.
TyHfluvial.abanicoaluvial;eólico.
Tillitas.
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areniscasfinasy
areniscasquija­
cadilitos.
-7!:meradcs,patitas.
I(2L)GlaCLmarino.delta-abanico
CE­
vlcneraC:s.
¿{critnr255.
areniscas.p
.riolitas.aphnsgmno¿anïas
Abanicoaluvial.
M(,._L)f1uv1a1encrelazadoymeaflárifcrme “““(cuenca¿einundación)
.tracuita513ndcute:
\—H.‘
¡scasyoelitas
PAbanicosubnarinoareniscas
finas.
IAbaniccsubmarino
Deli­
nrunnasafinas.
Abanicosubmarino
n15'usyonlitas.
2:5aïtchúáilladas.
calizas.
are-Llanuraabisal
i.E
nz-nlscaavaelicas
Abanicosubnarino?
FiguraNo1.1;Cuadroestratigráfico propuestoparalasrocasPaleozoicas vMesozoicasexpuestasenelcur50 superiordelrioSanJuan,entrelas SierrasdelTigre-TontalyelríoLos Patos-Castaño.PrecordilleraOccidental Sanjuanina. REFERENCIAS ‘I:
Palinomorfos
ZC:
Cancrinella,_ZL:ZonadeLevioústula.
Vertebrados:P:
I:Invertebrados:Zonade M:Megaflora:ZA-L:ZonaArchaeosigi­ Ilaria-Leoidcdendropsis.TyH:tallos yhojasindeterminables.
.I LLAM‘KL
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1954
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Formaciones delTriásico Continental encarte
quizá
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Formación
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Miembro superior
Miembro
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Formación
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Formación
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Formación
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Formación
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Formación
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Formacxé.
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SeriePorfiri­ tzcaSuoratriéï sica(Choiyc-Í litense)l
"SeriePorfiritica
(Permo-Triásico)
Formación
Chciyoi(Pérmo­ Triásico)
Grupo
Scrocayenae
(Triásico
supericr)
Formación
Choiyoi
(Parma-Triáazco)
Formación Choiyoi
(Pérmo-Trxáatcc)
FíauraNo.1.3:Namenclacuraestrati
yequivalenciasconladeotrosautores.
gráficapropuestaparaelTriásicomedgo-sg
perior(GrupoUspallata)yPorno-Triáaico(FormaciónChoiyol)doto:Carros CcloradoyPuntudo.
17.­
El Planchón. Por lo tanto, la Formación Del Salto queda in­
tegrada por cinco miembros. Se proponen las nuevas relaciones
estratigráficas de esta unidad Pérmica, su edad y correlación.
2) Aroa de la Ouabrada del Tiare
- En el relevamiento. entre otros. de xicoy (1962). Baldis
(1970), Mombrú(1974), Kerlleñevich (1978,1981) y Sellés Mar­
tínez (1984-85): Cambio de nomenclatura y edad de formaciones
Paleozoicas, modificación de contactos geológicos. Se dan a
conocer nuevos afloramientos-Tríásicos(Grupo Uspallata) y
Carbónicos (Formación Del Ratón).
3) Area de Las Juntas de los ríos Castaño y Los Patos
- Se describe una sucesión más completa para la Formación
La Capilla (Carbónico medio) que la establecida por Amoset al.
(1963). Quartino et al. (1971) y'González y Taboada (1987).
La unidad es subdividida en dos miembros. denominados Miembro
de Diamictitas (basal) y Miembrode Areniscas y Pelitas casta­
flo-verdosas (superior). Se precisan las relaciones estratigrá­
ficas de esta unidad formacional y se corrobora la correlación
establecida por Amoset al. (1963).
4) Area del Cerro Brealito
- En los relevamientos de xicoy (1962), Baldis (1970), Mom­
brú (1974). Kerlleñevich (1978,1981) y Strelkov y Alvarez (1984):
Cambio de n0menclatura y edad de Formaciones del Paleozoico
inferior y superior, modificación de contactos geológicos y
nuevos afloramientos Triásicos.
5) Area de los Cerros Colorado y Puntudo
- En los relevamientos de xicoy (1902). Baldis (1970), Mom­
brú (1974), Kerlleñevich (1978.1981) y Strelkov y Alvarez (1984):
Cambiode subdivisión dentro del Triásico medio-superior: cam­
bio de nomenclatura y edad dentro del Devónico.
- Se da a conocer por primera vez un magmatismo Eocarbónico
de tipo hipabisal para el ámbito de Precordillera y Cordillera
Frontal.
18.­
6) Serranias ubicadas a1 sur del Cerro Colorado y a1 este de
1a Quebrada dnl Tiqre.
- En los relevamientos de xicoy (1962). Baldis (1970). Mom­
brú (1974), Kerlleñcvích (1978.1981), Strelkov y Alvarez (1984)
y Selles Martinez (1984-85): Cambio de nomenclatura y edad de
formaciones del Paleozoico inferior. modificación de contactos
geológicos y se dan a conocer diques Eocarbónicos.
Los puntos mencionados anteriormente se analizan en detalle
al considerarcada una de la; unidades litoestratigráficas que
inte gran el cuadro estratigráfico propuesto. Asimismo.se
da una interpretación paleoambiental de las secuencias epiclás­
ticas.
lc).­
2.- FORMIKJIONI‘ÉSPRFÏ-DEVONICAS
El conjunto estratigráfico pre- Devónicoidentificado al
norte del rio San Juan Comprendesedimentitas similares a las
siguientes unidades y que en la zona de Darreal han sido deno­
minadas"Pretillitico" ( zóllner. 1950).
2.1.- Formación Don Polo ( Quartino et al., 1971)
2.2.- Formación Alcaparrosa ( Harrington y Leanza. 1957)
2.3.- Formación La Tina ( Quartino et al.. 1971)
Los afloramientos tipicos de estas unidades aparecen al sur
del río mencionado, entre las sierras del Tontal y el rio de
Los Patos. caracterizados y diferenciados por Quartino et al.
(1971). Comoen esta zona, al norte del rio San Juan las dis­
tintas unidades pre-Devónicas e inclusive Devónicas presentan
características litológicas similares. aparecen fuertemente de­
formadas y de muydificil interpretación en cuanto a la natura­
leza de los contactos. Debido a ello y a la escasez de fósiles
identificar y segregar las diferentes unidades en ocasiones “
resulta sumamentedificil.
Seguidamente se da a conocer la distribución de las forma­
ciones arriba mencionadas, se trata sintéticamente sus rasgos
litológicos principales y relaciones con otras unidades. Su a­
nálisis detallado cae fuera de los limites propuestos en este
trabajo.
2.1.- FORMACIONDONPOLO ( Quartino et al.. 1971)
Distribución
Los afloramientos de esta unidad cubren una gran extensión
del área relevada. Aparecen en la Sierra del Brealito y al sur
del cerro Colorado, en las serranias que marginan por el oeste
la quebrada del Tigre o del Río Seco ( Mapa N01). Al sur del
río San Juan aflora entre los kilómetros 125-119 del camino
San Juan-Calingasta.
20.­
Litoloafa
Se recenocen dos Litofncies principales: esquistos lustro­
sos de tonalidades verdosas y turbiditas de qrauvaca gris ver­
doso oscuro que alternan con pelitns de igual coloración. Es­
ta es la litología que donina en la mayor parte de los aflora­
mientos. En el cerro Sinclinal las grauvacas y pelitas tienen
tonalidades castaño-verdosas.
Las areniscas y pelitas aparecen esrratificadas en bancos
tabulares de 20 a 70 cn de espesor. La relación arena/pelita
es igual o menor a l. Los paleocanales psefiticos son raros
y cuando aparecen tienen dimensiones reducidas no superiores
a los 50 on de espesor por 200 on de ancho. Comolo señalara
Quartinb et al. (1971) una característica distintiva de estas
rocas es el fuerte clivaje oblicuo en las pelitas y el micro­
diaclasamiento en las areniscas.
Relaciones Estratigráficas
La relación de base de esta unidad no fue observada y tam­
poco se conoce su techo, ya que el contacto con la unidad que
le siQUe estratigráficamente (FormaciónAlcaparrosa) es por
falla. Por otra parte, las Formaciones La Tina y Codo Í Devó­
nica) aparecen sobreyaciendo a la Formación Donpo1o en 135 Sie­
rra del Brealito y al este del río Seco respectivamente. El
contacto señalado en el MapaNo l entre estas unidades es de
muydifícil interpretación y se lo. considera dudoso.
Fósiles, Edad y Correlación
Nose hallaron fósiles que atestigüen la edad de esta for­
mación. Quartino et al. (1971) la ubican estratigráficamonte
por debajo de la FormaciónAlcaparrosa en base a criterios li­
tolóqicos. y le asignan una edad Preordovícico o bien a un Or­
dovícico indiferenciado. Turco Greco y Zardini (l984) mencionan
el hallazgo de un equinodermo fósil on los ascvos de la quo­
brada de Carrizalito (SB de la localidad de Scrocayense) y so­
bre esta base descartan una edad Precñmbrica rara la Formación
Don Polo.
21.­
2.2.- FORMACIONALCAPARRCHA(Harrington y Laahzn, 1057)
Distribución
Esta unidad aflora principalmnntn en el faldeo occidental
de la Sierra del Tigre, constituyendo su prolongación al norte
del río San Juan de los afloramientos sulfatiferos con típico
aspecto bandoado de 1a Sierra del Tontal. Otrcs ¿Somos se en­
cuentran inmediatamente al sudeste del cerro Colorado. En el
MapaN01 también so incluyon los afloramientos do la Sierra
Alcanarrosa y Las Juntos caracterizados por Quartino et al.
(1971).
Litoloqín
Se encuentra caracterizada por turbiditas de grauvaca gris
verdoso oscuro a negras estratificadas en bancos tabularos en­
tre 5 y 50 cm de espesor que altérnan con patitas de igual co—
lor en estratos de 5 a 20 cm. En el faldeo occidental de la
Sierra del Tigre y sobre 1a margen oeste de 1a quebrada homó­
nima intorcalan además rocas básicas concordanLes ( basaltos,
dolorítas y doleritas gabroides dc Quartino et al..1971). En
las nacientes de 1a Quebrada de Torres aparecen mantos volcá­
nicos enteramente almohadillados (pillow lavas) .Las interca­
laciones de sabulitas. psofitas. calizas o niveles de chert
mencionados por los autores citados para esta unidad, no fue­
ron observados en nuestros afloramiontos.
Las sodimentitas anteriormente descriptas han sido inter­
pretadas por varios autores cono acumuladas en un talud conti­
nental y en 1a llanura ahisal ( véase Quartino et al.. 1971:
González Bonorino, 1975: Ramoset a1.,19847 Cingolani et 31,,1987).
Las rocas básicas representarían un magmatismode cuenca ocn­
ánica localizado corcanamente a1 margen continental (Ramoset
a1.. 1984). Análisis quimicos publicados por Key et a1.(1984)
y “aller y Ramos (1984) de muestras de Eillow lavas proceden­
tos de CalingastaY Sierra del Tigre indican afinidad con Los
basalLos de dorsalos oceánicas transicionales (¿amoset 01.,
1986).
22.­
Relaciones Estratigráficas
Se desconoce las relaciones de base de esta unidad. mien­
tras que su techo corresponde a la Formación Codo (Devónico).
aunquela naturaleza del contacto es dificil de determinar.
Tampocose conocen las relaciones con la unidad que le sigue
estratigráficamente (FormaciónLa Tina). dado que los afloramien­
tos de ambas unidades aparecen desconectados entre si. Según
Quartino et al. (1971) la base de la Formación Alcaparrosa tam­
poco aflora al sur del río San Juan y su límite superior está
dado por la aparición de las lutitas verdes y moradas de la
Formación Calingasta (Grupo Ciénaga del Medio). de edad Silú­
rica según estos autores.
Fósiles, Edadx Correlación
Durante la realización de este trabajo no fueron hallados
fósiles que permitan determinar la edad de cstos afloramientos.
En otras localidades se encontraron graptolites Caradocianos
(Turner, 1960), tal comolos citados por Angeleli y Trelles
(1938) y Stipanicic (1947). Quartino et al. (1971) también
mencionan el hallazgo de braquiópodos en los afloramientos
del faldeo del Puesto Policial (Km130 de la RNNo 20).
.2.3.- FORMACIONLA TINA (Quartino. Zardini y Amos. 1971)
La Formación La Tina es la unidad superior del Grupo Ciéna­
ga del Medio. el cual incluye además a las Formaciones Calin­
gasta (Harrington y Leanza. 1957) e Hilario (Mésigos. 1953),
en orden estratigráfico decreciente. El grupo fue definido
originalmente por Baldis (1963) y Amosy Rolleri (1965), para
un conjunto de rocas que afloran típicamente en la Ciénaga del
Medio (Leoncito) y que corresponde a los niveles superiores
del "Pretillitico" de Zólner (1950). Cuandoel grupo fue defi­
nido las tres formaciones mencionadas eran consideradas miem­
bros. y no fueron nominados. Padula et al. (1967) propusieron
las siguientes denominaciones (véase también Baldis, 1970):
FormaCiónHilario (basal). Lomitas Negras y rental (superior).
sinónimo de las primeramente mencionadas a propuesta de Quartino
ct al (19713­
23.­
En este trabajo se sigue la nomenclatura propuesta por
Quartino et al. (1971), pues el Concepto de Padula et al. (1967)
es muyamplio v bajo el mismose incluyó rocas pertenecientes
a otras unidades litoestratigráfícas. Así. por ejemplo. Padula
et al. (1967) mapean como Grupo Ciénaga del Medio los aflo­
ramientos de las Sierras del Tigre y Tontal, que presentan
caracteristicas litológicas diferentes y pertenecen a la For­
mación Alcaparrosa (véase también Quartino et al..1971).
DistribuciónUn conjunto sedimentario de gran espesor y con caracterís­
ticas similares a "Grauvacas La Tina“ (Quartino et al..1971)
se encuentra expuesto sobre la margen izquierda del río Casto­
ño. en la falda oeste de las Sierras del Brealito (MapaNo 1).
Litoloqía
Comprendetres litofacies principales: areniscas medianas
a gruesas grauváquicas de tonalidades verdosas. areniscas me­
dianas a finas alternantes Conpelitas de igual coloración (Fo­
tografía No2.3.1) y pelitas verde-moradas. Los tipo litoló­
gicos descriptos definen megasecuencias granodecrecientes de
unos 500 m de espesor y que se repiten enla vertical varias
veces.
Las areniscas medianas a gruesas se presentan en estratos
amalgamadosy con acuñamientos (Fotografia No 2.3.2): su
espesor es de hasta 2m. Los bancos en la base presentan abun­
dantes turboglifos. calcos de carga y marcas de punzamiento.
que indican flujo hacia el ONOy NNO.Internamente. las arenis­
cas muestran artesas de pequeña escala, estructuras en plato.
estratificación plana y pliegues recumbentessinsedimentarios.
Esta litofacies, queconstituye hasta el 20%de las megasecuen­
cias mencionadas. se interpreta comooriginada por flujos
gravitatorios encauzadosde alta densidad o corrientes de tur­
bidez arenosas de alta densidad (Lowe. 1982).
y
uf.) H i
‘ l! t' '
J .
‘ ¿,4o.
Fotografia N02.3.1.: ASpectogeneral de las litofacies de
areniscas medianas a gruesas y de areniscas y pelitas altor-,
nantes dc la Formación La Tina. Afloramientos de la "Quebrada
del Tigre" ubicada a 1a latitud de 1a localidad de Puchuzún.
“y” 1.. - . V' 61",}: ‘Fw ‘
nl Av x‘V ._vv u. "WN. VQ‘ÏV‘ y, v_:‘.\
'k¿ l ‘ y L _L¿(V—-f<. . ‘x r 1 l
amalgamados acuñaóos de 1av
litofacies de areniscas media­
nas a qIUnsas do 1a Fonnacíón
La Tina.
25.­
Ld litoracips de areniscas medianas a finas y pelitas al­
Lrinanlos constituyen no más del BOT de la menasecuencia. se
registran todas las variaciones en la relación arenalpelita,:
desde mayor a menor a l. Los bancos muestran gran continuidad
lateral a nivel de afloramiento y sus eSpesores oscilan entre
0,5 y 80 Cm.Las areniscas muestran estratificacxon plana. gra­
dada y ondulitus linguoides: los calcos de carga y turbcglufos
son raros en los mismos '. Las pelitas inLQLCaludassuelen
ser laminadas o bien macizos. Las rocas de esta litofacies pue­
de ser doscripta e interpretada de acuerdo al ciclo de Bouma
([902) y corresponden a turbiditas Con términos Tb-e. Se in­
terpreta n estos depósitos comooriginados por corrientes de
turbidez de baja densidad (Lowe. [982) formados por mecanismos
de tracción-decantación.
La tercera de las liLofacies mencionadas representando has­
ta un 30%, Son limolitas y arcilitas laminadas con ocasionales
intercalaciones de areniscas muy finas laminadas o más comun­
mente. con estratificación ondulítica. Se Considero que repre­
sentan condiciones de sedimentación hemipelágica por decanta­
eión ocasionalmente interrumpida por la entrada de corrientes
dv turbidez diluidas que originaron los términos arenosos.
Por la asociación de facies se interpreta que la Formación
La Tina representa eventos agradacionales con desarrollo de a­
banicos submarinos.
Pelnviones Estratiqráficas
En la Sierra del Drealito esta Formación se asienta sobre
la Formación Den Polo. La naturaleza del contacte es dudosa.
nero es probable que corresoonda a una discordancia. La For­
mación La Tina es cubierta en discordancia angular por rocas
volcánicas de la Formación Choiyoi.
Eósiles. Edad y Correlación
En la zona estudiada no se encontraron fósiles que permitan
corroborar la edad Silúrica sugerida por Quartino et al. (1971)
para esta unidad.
--.I.«.-- I
26.­
xicoy (1962), en base a criterios litológicos, refiere los
afloramientos analizados al Ordovicico. Sin embargo. la ausen­
cia de intercalaciones basálticas. frecuentes en las unidades
de esa edad expuestas en esta parte de la Precordillera (For­
macionesAlcaparrosa. Cabeceras y equivalentes), los diferen­
cia claramente.
Padula et al. (1967). Baldis ( 1964.1970) y Baldia et al.
(1982) consideran al Grupo Ciénaga del Medio como Devónico. y
lo correlacionan litológicamente con las FormacionesTalacas­
to y Punta Negra del ámbito de la Precordillera Central. Sin
embargo la Formación Calingasta ha proporcionado fósiles de
edad Silúrica según Xicoy (1962: Clarkeia antisiensis y Tro­
pidolsptus fasciferl. aunqueno en su localidad tipo (área
de Calingasta). Por otra parte. Quartino et al. (1971) equi­
para litológicamente la Formación Calingasta con la Formación
Tambolar. que infrayace en paraconformidad_a la Formación Ta­
lacaato de edad Devónica inferior comprobadapor fósiles.
27.­
3. - DEVONICO
3.1.- Introducción: Sintesis sobre el Devónicoen la Prec0rdillera
El Devónico en 1a Precordillera Sanjuanina tiene amplia dis­
tribución y se encuentra parcialmente representado por sedimen­
tos marinos depositados como abanicos submarinos. La Cuenca De­
vónica Cuyanaestuvo dividida en tres partes por dos altos es­
tructurales. que fueron los Elementospaleogeográficos princi­
pales que controlaron la sedimentación y distribución. Unosde
estos se desarrolló en coincidencia con las actuales Sierras de
villicúm-Zonda. Su presencia fue insinuada por Amos (1954). y
Padula et al. (1967) lo denominaron Arco de Zonda. La otra dor­
sal submarina se situaba al oeste de la anterior. en coinciden­
cia con las actuales Sierras del Tigre-Tontal. Este arco fue
precursor de una cadena montañosa sunaérea que controló la se­
dimentación Carbónica y a 1a cual Amosy Rolleri (1965) denomi­
naron Protoprecordillera. Su presencia durante el Devónico fue
postulada por Gonzalez Bonorino (1975a-b) y la denominó Arco
de Tontal.
Dentro de este Contexto paleogeográfica las sedimentitas De­
vónicas muestrancaracteristicas litológicas diferentes. y dis­
tintas relaciones estratigráficas con las unidadesSilúricas
y Carbónicas infra y suprayacentes. respectivamente.
Al este de las Sierras de Villicúm-Zonda fueron acumulados
depósitop turbidíticos. paleocanales arenosos y psefiticos. y
grandes bloques de calizas (olistolitos). Los mismosfueron
agrupados por Amos (1954) en la Formación Rinconada. y la sedi­
mentación tuvo lugar en una cuenca elongada en dirección N-S.
En su localidad tipo la Formación Rinconada tiene una edad
Silúrica (Cuerda. 1981) a Devónica inferior (Amosy Boucot.
1963), y sus tramos superiores podrían alcanzar el Devónico
medio (González Bonorino. 1975). Otros afloramientos de esta
unidad fueron dados a conocer recientemente por Peralta y
Medina (1985) en el Cerro Pedernal. En esta zona. el “Miembro
Lutítico Inferior" de estos autores tiene fósiles Caradocianos.
Los olistolitos mencionados fueron interpretados por Amos(1954)
comodeslizamientos submarinos. mientras que interpretaciones
de orígen tecnónico fueron dados por Dracaccin; (1946) ï Heim
(1948). Ambashipótesis fueron unificada: por González Bonori­
n 0
28.­
Entre las Sierras de Villicúm-Zonda y del Tigre-Tontal. en
el ámbito de la Precordillera Central. se reconocen dos etapas
en el relleno sedimentario de la Cuenca Devónica (Baldis. 1970.
1975). La etapa basal se encuentra caracterizada principalmente
por areniscas y pelitas fosiliferas del Devónicoinferior reu­
nidas en la Formación Talacasto (Padula et al.. 1967). La For­
mación Punta Negra (Bracaccini. 1949: Baldis. 1970) caracteriza
la etapa final del relleno sedimentario de la cuenca. Esta uni­
dad se caracteriza por escasos conglomerados, interpretados
comodepósitos de un talud continental. y en su mayor parte
por turbiditas arenosas atrinuidas a un abanico submarino (Gon­
zález Donorino, 1975). Según este autor, dicho abanico submari­
no se interdigita hacia el norte y sur con las equivalentes
FormacionesCerro Lajote y Villavicencio, respectivamente. El
Arco de Tontal habría Controlado el avance del abanico hacia
el oeste de las Sierras del Tigre-Tontal.
La Formación Talacasto soureyace en concordancia al Silúrico
(Formación Tambolar o Los Espejos, según el lugar) e infrayace
en transición a laFormación Punta Negra (Baldis. 1970). Esta
última unidad a su vez subyace en concordancia al Caroónico me­
dio continental (GrupoPaganzo).
Al oeste de las Sierras del Tigre-Tontal. en la Precordillera
Occidental, Baldis (1970) y Baldis et al. (1982) reconocieron
dos áreas de sedimentación Devónica. Una de ellas se ubica al
norte. en la Sierra de Punilla y Valle del Rio Blanco. y la
otra al sur en la región de Yalguaráz-Villa Nueva.
En la primera de las zonas mencionadas se encuentra bien
representado el Devónico medio-superior. y comprendevarias
unidades litoestratigráficas (FormaciónPunilla. GrupoChingui­
llos, entre otras) detalladamente estudiadas por Furque (1963),
Furqúe y Baldis (1973) y Baldis y Sarudiansky (1975).
Respecto de los terrenos devónicos de la Región Yalguaráz­
Villa Nueva, a diferencia de lo aCGntecido con los otros de
la Precordillera, fueron muypoco estudiados y poco es lo que
se conoce de su estratigrafia, paleontologia y ambientes de
depositación. En esta región se citan terrenos devónicos en
la región Barreal-Leoncito (Grupo Ciénaga del.Medio: Padula
ot 91 1967: ralaie (1064.1970), moro su nflafl no fue Compro­
bada por fósiles, según lo detallan estos autores.
Los otros asomos Dcvónicos conocidos son los de Calingasta­
Villa Xuvva,cuyos ¿Spectos estratigráficcs y paleoambientales
se analizan en detalle en este capítulo.
El Devónico del área Calinqasta-Villa Nueva
3.2.- Esquemasestratiqráficos anteriores. La posición estrati­
gráfica y edad del conqlomerado atribuido a ln Formación Del
Salto.
Sin lugar a dudas, un lugar clave para dilucidar la estrati­
grafía del Paleozoico del área Calingasta-Villa Nueva. es en
el curso superior del río San Juan entre las quebradas de los
kilómetros 110-119. Es el único lugar donde se presenta una
sucesión completa. y es por ello que en la mayor parte de los
trabajos geológicos los diferentes investigadores se refieren
casi exclusivamente a esta zona. sin embargo, la naturaleza
del contacto entre unidades es de dificil interpretación y
los fósiles son escasos. Debido a ellos los distintos esquemas
estratigrñficos propuestos son considerablemente disímiles
(véase Fig.N°1.2), - especialmente del Devónico- .
En 1971. Quartino et al. propusieron un cuadro estratiqrá­
fíco para el Daleozoico del área al sur del río San Juan entre
la Sierra del Tontal y el rio Los Patos, que con escasas modi­
ficaciones se siguió durante años. Dentro de este esquema, la
FormaciónEl Planchón, por ellos definida, constituía la úni­
ca unidad Devónica de esa región y descartaban otras atribui­
das a ese periodo (Grupo Ciéanga del Medio). Asimismo. por
primera vez se segregaron y caracterizaron lcs afloramientos
Preordovícicos, Ordovícicos y Silúricos.
La distribución señalada por Quartino et a1.(l971) para
la Fonnación El Planchón incluye los depósitcs de la Quebrada
del Salto o del km 114 ( localidad tipo según estos autores)
y los de las quebradas de los kms 117-119 del camino San Juan­
Calingasla (Mapa N01). A1 sur de 0316 ZOHusimulan otros asomos
en el Cerro Hornito y en la Sierra de Cepeda. En su definición
orininal la unidad fue caracterizada litoldqicamonte comoun
30.­
conjunto homogéneode ritmitas grises, compuestas por arenis­
cas y pelitas alternantes ( perfil QuebradaDel Salto). Los
terrenos Devónicos de las quebradas de los kms ll7-l19 están
caracterizados por una alternancia rítmica de areniscas y pe­
litas - pero de tonalidades verdosas -.
Autores anteriores (Stappenbeck, 1910: Heim, 1952: Xicoy,
1962: Padula et al.. 1907 y Kerlleñevich, 1907.1909) también
atribuyen al Devónico ambos afloramientos. La edad Devónica
de las ritmitas grises de la Quebradadel Salto, fue corrobo­
rada por los invertebrados fósiles marinos citados por Ker­
llcñevich(19o7)
Por otra parte. al sur del río San Juan entre las quebradas
de los kms lll-114 aflora una potente secuencia psefítica de
tonalidades verdosas y moradas con abundantes clastos de rocas
basálticas. y cuya posición estratigráfica y edad no era bien
conocida. En esta parte del rio, los conglomerados verde-mo­
rados se apoyan en discordancia sobre el Ordovícico (Formación
Alcaparrosa) y su techo se desconoce (Quartino et al.. 1971).
La mayor parte de los investigadores incluyen estas psefitas
con aquellas de la Formación Del Ratón o que se diferencia por
contener litoclastos de granitos y riolitas- y las ubican tan­
to en el Carbónico como en el Pérmico (Fíg.N0 1.2). Así por
ejempld. es muy probable que los conglomerados verde-morados
fueran mapeados como “Estratos de Paqanzo" por Stappenbeck
(1910). como "morenas pérmicas? por Tapiay Rigal (1933) o in­
cluidas en la "Formación conglomerádico-arencsa" de Heim (1952),
a 1a que considera Permo-carbónica o Pérmica. Rolleri y Baldis
(1909) incluyen los conglomerados dentro de los "Depósitos
de Plataforma del Carbónico superior (Grupo Pituil)".
En 1909, Kerlleñevich presentó un plano al sur del rio
San Juan donde los conglomerados considerados figuran bajo la
traza de "Devónico en general“ , el cual no describe. En el
mismo trabajo también define la Formación Chrrupoti, a la que
asigna el"Devónico medio-inferior". Posterinzmenle. esta auto­
ra (l978 y 1981) dio a conocer dos mapas de la misma zona don­
de los ConmlnmerndosVerde-moradas fiquran "rio Formación
31.­
Churupati. refiriéndola a1 "meso-ncodevónico" en el último de
estos. Enninguno de estos trabajos los depósitos psefïticos
son mencionados taxativamente y. en base a sus planos. es in­
dudable que los considera junto con la "Formación Churupatti".
Con respecto a esta denOminación. Quartino et a1 (1971) y Nan­
ceñido (1973) ya han señalado que es un sinónimo inválido de
la Formación Del Ratón (Guerstein et al.. 1905). la cual tiene
una edad Carbónico inferior por su flora.
En el esquemaestratigráfico de Ouartino et a1.(1971), los
depósitos psefiticos de las quebradas de los kms 111-114 son
considerados c0mo"Mianbro diamictítico basal' de la Formación
Del Salto. Se destaca que la ubicación estratigráfica dada por
estos autores para los conglomerados, difiere de 1a de autores
anteriores que los incluían en la Formación Del Ratón (Tapia
y Rigal, 1933: Heim, 19527 xicoy) 1902: Kerlleñevich, 1909,
1978, 1981). E1 criterio utilizado por Quartino ct al.(1971)
para dicha reubicación , es que los depósitos psefíticos desa­
parecen por acuñamiento hacia el SE y hacia el NOse acuña 1a
secuencia de 1a Formación Del Salto. Asimismo, pues sus carac­
terísticas Iitológicas generales se correspondencon .las
de otras secuencias del Carbónico medio del Valle Calingasta­
Uspallata.
Los trabajos de campoiniciados para esta tesis al norte
del río San Juan, más precisamente en la Quebrada del Tigre,
permitieron comprobar que los conglomerados verde-moradcs
aparecen infrayaciendo en contacto plano neto a las ritmitas
grises fosílíferas de la Quebrada Del Salto ( Fotografía N03.1)
o se interdigítan lateralmente con ellas ( Sessarogo. 1983).
La presencia de estos conglanerados en esa parte del rio,ya
había sido mencionada'por Nalagrino(1981). En base a esta in­
formación se puede establecer que los Conglcmerados verde-mo­
rados pertenecen en realidad a los tramos inferiores de la For­
mación El Planchón, y que su edad Devónica está avalada por in­
fravncne a las sedimentitns portadoras de le f=unn marina ciia­
da por Kerlleñevich (19u7). Se recuerda que la base de 1a For­
mación E1 Planchón se desconocía al sur del río San Juan, dado
que las ritmiLds grises están suprimidas por ÏJÏLUS qur la po­
32.­
nen en contacto anounal con la Formación Don Polo y Del Ratón
(Quartino et al.,197l y Venturini.l930) ( véase Figura No 3.1).
Finalmente, en su estudio ostratigráfico sobre el Paleozoi­
co inferior de la Quebrada del Tigre, Sellos Martinez (1984)
comunicó la continuidad al norte del río San Juan de aquellas
rilmitas verdes expuestas entre las quebradas de los kms ll7­
119, y detalló aspectos estructurales de la secuencia. Siguien­
do a Quartino et al.(l97l) estos asomosson referidos a la For­
mación El Planchón.En 1985, Sellos Martínez presentó un orde­
namiento estratigráfico interno de la Formación El Planchón ,
basado en esquanas previos ( Quartino et al., 1971 y Sessaregc,
1983). En este ordenamiento informal se incluye "tres tipos de
asociaciones litológicas principales: el denominadoPlanchón
verde, El Planchón gris y los conglomerados verde-morados" en
orden estratigráfico decreciente, Según lo señala en su mapa
adjunto: la primera de las unidades corresponde a los aflora­
mientos de las Quebradas de los kms ll7-ll9. mientras que las
dos inferiores a las exposiciones de las quebradas Del Salto
y Del Tigre.
3.3.- División estratiqráfica y nomenclaturapropuesta
Se desprende de lo señalado anteriormente que dos tipos de
secuencias Devónicas desvinculadas geogmficomaMz entre si
pueden reconocerse en el curso superior del río San Juan: por
un lado las ritmitas verdes de la Quebrada del km 117 y por el
otro las ritmitas grises más los conglomerados verde-morados
de las Quebradas del Salto y del Tigre ( Fiq.3.l.)
Las relaciones estratiqráficas entre ambosafloramientos se
desconocen ( Sessarego,1986) , dado que la base de la primera
de las secuencias no aflora y el techo de la segunda está su­
primido por fallas. Es importante remarcar esto, pues tanto
Quartino et al.(197l) comoSellés Martinez (1984-1985) no pre­
cisan cuales son las relaciones estratigráficas entre ambosa­
floramientos.
Las diferencias litofaciales, cromáticas en la asociación
de estratos que caracteriza a ambosafloramientos, se utiliza
han? Comocriferio para senarnrlns en dos un‘flades formaciona­
33.­
Ies. Lo señalado se fundamenta adnnás en el mejor conocimiento
alcanzado sobre las relaciones estratigráficas de estas dos
secuencias epiclósticas, así comotambién de su estructura in­
terna, distribución y contenido fesilífero. Asimismo. y como
se detalla en el apartado correspondiente, nn existe "mezcla"
litológica entre ambassecuencias lq mineralogia de las psa­
mitos corresponden a dos asociaciones petroqráficas marcadamen­
te diferentes. Todoesto sugiere ¿priori que ambas secuencias
tienen edades diferentes y pertenecen a distintos ciclos depo­
sicionales.
Se propone conservar el nombre de Formación El Planchón pa­
ra las ritmitas grises y los conglomerados verde-morados de
las Quqbradas del Salto y Del Tigre. Se recomiendo esta denomi­
nación dado que fue propuesta por Quartino et al.(1971) para
referirse a parte del conjunto aquí considerado ( ¿sanos del
"Planchón" de la Quebrada del Salto). Sin embargo, la unidad
es redefinida y subdividida en dos miembros formales, corres­
pondientes a los anpleados por Sessareqo (1983). Estos SOn:
Miembrodel Connlomerado verde-morado(basal), cuyo espesor es
de 170msegún Quartino et al.(197l). y Mienbro de Areniscas y
Pelitasggrísóceas (superior), de 900 m de potencia según Ventu­
rini (1980). Esta subdivisión se considera necesaria a los fi­
nes de establecer las relaciones estratigrúficas de esta uni­
dad con otras Paleozoicas y para describir su ordenamiento y
estructura interna.
Para las areniscas y pelitas alternantes de tonalidades ver­
dosas expuestas al sur y norte del rio San Juan entre los kms
ll7-ll9 Se suqiere el uso de Formación Code. Ssta denominación
fue propuesta por Guerstein et al.(l905) para referirse exclu­
sivamente a la secuencia analizada, según se dOSprende del ma­
pa y de la descripción litológica dada por estos autores. Hs
probable que estos depósitos hayan sido también nominados
como “Formación de Grauvacas" por Heim (1952). Sin embargo,
la denominación de Guerstein et nL.(l&uS) es Preferible pues
se ajusta a las pautas fijados en el CódigoBeratigráfico vi­
dente, v nn imnlicn unn determinnJJ lítoïonïn. Por etrc lado,
es importante menciOnar que Paduln et nl.(l;n') y Bald151197u)
mapenron comoGrupo Cíónnqn del Medio a parte de las sodimenti­
34,­
EAlcaparrosa
\A> “1.; ¡--".‘_‘7""_ ¡71‘ 4",
- 'Ï'e v} . ‘ - " ‘
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Nuiy .«¿ÏÜ‘e“ bj ‘.4...1Mi“). ‘39,.- A“‘‘kk‘ ' l" "j"'
Fotografia No 3.1.- Aspecto general y contacto entre el Miembro
de Conélomerados verde-moradas y el Miembrode Areniscas y Peli­
tas grisáceas de la Formación El Planchón. Nótese las lentes
psefíticas intercaladas entre las ritmitas grises.
Margennorte del río San Juan y al este de la Quebrada del Tigre:
mirando al norte. En circulo figura una persona que puede esarse
Comoescala.
tas estudiadas. Los afloramientos tipicos de esta unidad se
encuentran, comose mencionara oportunamente, en Barreal-Lencito
y presentan rasgos litológicos diferentes a los aquí tratados.
especialmente con la Formación El Planchón. En consecuencia,
se cree conveniente seguir una nomenclatura diferente de aquella.
Fiqura N93.1.: MapaGeológico del Devónico aflorantc a1 pie
Occidcntul dc las Sinrras del Tígrc-Tontal, entre los kms
113-120 del camino San Juan-Calingusta.
REFERENCIAS
9.- Cuartario
8.- "Intrusivos subvolcánicos"(Terciario)
7.- Grupo USpallatd (Triásico medio-superior)
0.- FormaciónDel Salto (Carbónico superior?-Pérmico inferior
medio)
5.- Formación Del Ratón ( Carbónico inferior)
- Formación Codo (Dcvónico medio?—superior)
3.- Formación E1 Planchón (Devónico inferior-medio)
b) MiembroAreniscas y Pelitas grisáceas
a) Mienbro Conglomerados verde-mcrados
2.- FormaciónAlcaparrosa (Ordovícico superior)
1.- Formación Don P010 ( Ordovícico?— Cámbrico?)
t Localidad fosilífera
Eje anticlinaI buzant97¿
Eje sinclinal buzantez}f
Eje anticlinal volcado KK .
Rumboe inclinación do ostratoé volcados;(
Falla observada. a) inclinación plano de fal1a. b) Labio bajoífib
Falla inferida l//'
- Zona al sur del rio San Juan modificada de Cuartino et a1.
(1971), Vanurini (1980) y Cvlaya (1991). Rc1*vamicnto al
norto 601 rio San Juan ofoctuado por Sossarcqc (1987)
30.­
37.­
3.4.- FORMACION BL pLANCHON
3.4.1.- Distribución
Según fuera adelantado la Formación El Planchón aflora
hasta ahora al oeste de las Sierras del Tigre-Tontal. en el
curso superior del rio San Juan. a lo largo de las Quebradas
del Salto y del Tigre (Sessarego. 1983: Fig.3.1). Es posible
que los aaomos citados por Quartino et al. (1971) en el Ce­
rro Hornito y en la Sierra de Cepeda también pertenezcan
a esta unidad.
3.4.2.- RelacionesEstratigráficas
La base de la Formación El Planchón aflora únicamente al
sur del Río San Juan. al este de la Quebrada del Alumbre.
En esta zona el Miembro del Conglomerado verde-morado so­
breyace en clara discardancia angular a las doleritas y ba­
saltos de la FormaciónAlcaparrosa (Fig.3.1.). El techo de
1a Formacion El Planchón se observa en la confluencia de
las Quebradas del Salto y del Alumbre. En efecto. en esta
parte del rio San Juan el Miembrode Areniscas y Pelitas
grisáceas infrayace en marcada discordancia angular a
areniscas y pelitas fosiliferas pertenecientes a la Forma­
ción Del Salto (Pérmico). Esta relación discordante ya
fue mencionada con anterioridad por Tapia y Rigal (1933).
Quartino et al. (1971) y Venturini (1980). entre otros.
3.4.3.- Estructura
Estructuralmente. al norte del río San Juan. los aflora­
mientos de la Formación El Planchón conforman un anticlinal
asimétrica volcado. cuyo plano axial posee dirección aproxi­
madamenteNo-SE. e inclina al 0 (Sessarego. 1935: Sellés
Martinez,1985). El núcleo del pliegue está representado por el
Miembrodel Conglomerado verde-morado, y su pase no aflora en esta
38.­
parte del rio.
Al sur del rio San Juan y al oeste de la Quebrada del Salto.
el Miembrode Areniscas y Pelitas grisáceas conforma un bra­
quianticlinal de base no expuesta y con rumbo general N-S
(Venturini. 1980). Según dicha autora. al este la quebrada
del Salto las areniscas y pelitas de este miaubro definen un
homoclinal de rumboNos e inclinación variable entre50 y 800 E.
que corresponde al ala oriental del braquianticlinal menciona­
do. sin embargo. se pudo comprobar en un pequeño afloramiento
ubicado al este de la Quebrada del Alumbre y próximo al cami­
no San Juan-Calingasta (Fig.3.1. y 3.2). que el Miembrode
-Areniscas y Pelitas grisáceas aparece con igual rumbopero
inclinando hacia el 0. Debidoa ello. se interpreta que al
sur del rio San Juan y al este de 1a Quebrada del Salto.
la estructura del miembroconsiderado corresponde a un sin­
clinal cuyo eje posee una orientación general NO-SE.
3.4.4.- Fósiles. Edady Correlación
Las relaciones estratigráficas indican que 1a Formación
El Planchón es posterior a1 Ordovicico superior y anterior
al Pérmico inferior. dado que sobreyace e infrayace en dis­
cordancia angular a las Formaciones Alcaparrosa y Del Salto
respectivamente.
En la zona del Cerro Hornito. Quartino et al. (1971) men­
ciona que la Formación El Planchón descansa en disc0rdancia
sobre la Formación Hilario (base del Grupo Ciénaga del Medio).
Se recuerda que estos autores atribuyen una edad Silórica
para el grupo . _
La Formación El Planchón podría ser referida al Carbónico
en base a los datos hasta aqui proporcionados. Los depósitos
del Carbónico medio tienen en la Precordillera.y especialmente
en la Occidental, claras evidencias glacigénicas.
quebrada del Salto y del Tigre.
1 Planchón con las diferentes unidades Paloozoicas en laI.
Fiq.
v
1
3.2. I:.‘ hn)qunma do relación (‘S tructural do 1:1 Forma
' OC1071
m F.Codo(C)
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.LI,
MalinPolo(DP)
- 4(on)”-' ¡-EDeIRan‘n
AJ
NORTERIOSANJUAN SURRIOSANJUAN
39.­
4o.­
A los Conglomerados baeales de la Formación El Planchón se les
atribuyó un posible origen glacigénico (Tapia y Rigal. 1933:
Bracaccini, 1950y Quartino et al.. 1971). Los aspectos lito­
faciales y paleoambientales de estos conglonerados se deta­
llan en el apartado 3.4.4..Sin embargo. se adelanta lo si­
guiente: li El origen glacigénico de los Conglomeradosse
descarta pues. en coincidencia con las observaciones de Heim
(1952). no se observan clastos estriados ni facetados. Asimis­
mopues tampoco se presentan paleocanales arenosos que puedan
representar eskers o bien pavimentos estriados. 2) En las
areniscas y pelitas asociadas (miembrosuperior) con las psefi­
tas. no se presentan cadilitos (dropstone) comoevidencia de
procesos de balsaje glacial. capas replegadas. etc. 3) La
composición mineralógica y los rasgos texturales de las psa­
mitas,evidencian escaso retrabajamiento mecánicoy escasa
distancia de transporte.
El listado precedente permite con cierta seguridad des­
cartar un orígen glacial para los depósitos de la Formación
El Planchón. Esas evidencias constituyen los principales
criterios para el reconocimiento de depósitos glacígenos.
tal como lo detallan.entre otros, Amosy López Gamundi (1980).
Hambreyy Harland (1981). Spalletti (1980), Dreimanis y Schlühter
(1986).
Kerlleñevich (1567) menciona el hallazgo de braquiópodos
en la ' confluencia de la Quebrada del Salto con la del Alumbre".
que permitiría determinar una edad Devónico inferior a medio
para la Formación El Planchón (véase también Quartino et al.,
1971). Algunos de los fósiles mencionados por dicha autora son:
Australosoirifer antarcticus (M. et Sharp)
Australospirifer kayserianus (Claske)
Protolcptostrophia concinna Caster
Chonetes falklandicus Fisher de Waldheim
Australocoelia tourteloti Boucoty Gill
Schellwicnella inca Thomas
410­
El autor de este trabajo no-9udo hallar esos fósiles pese
a la intensa búsqueda efectuada en la zona citada por Kerlle­
ñevich. Asimismo, las numerosas muestras procesadas para
detectar microfóailes dieron resultados negativos.
El listado de fósiles precedentes permitiría equiparar
la Formación El Planchón Con la Formación Talacasto. del ámbito
de la Precordillera Central.
3.4. 4, - Estudio Pa Inonmbí t‘nt ¡aL
Dt':3r_7:'ip(.'1r'mr- ¡:¡|c'»r;)!'ntcnt'E-’-¡1de Int-.2facies svdrnmwarxas
(‘uütr'rz‘facies z-zorii'nmnnrias o liu'facu‘s son definidas p-au­
ra la l-‘nrvnacñc'mEl Plumfhón. Las "Iislïms fue-ron difornnciadas
nn función dn su litoloqía, "S'lUCtUraS sedimentmrias ¡ qoo­
Mauri“ ¡'10 1.2.5 cum-pos, C‘u'.:¡!'.':; .¡ las pautas fijadas po: Í}F.‘1Ï,í"'¡’
(1970). Las fac'rs dor‘Hlde son:
- Facios A: Facies ón arnniscas y bolitas alternantos
- Fatima E3: Farias do 41 (aniscmz 11."..1dianasy conqhz>vnerádi<r.,.s
¡“afin-1 ('¡r- 1.7.rm]<:.nvno1'¿9d«:'-Ssorganizados- I-‘uC' 1 ns
- |—"nc'ivsI): Pacios (lo (formlocura-¿“los dnsorg._mizados
Las características Hp¡«s-tascuatro facies y su distribución
x'nrtir-nl L'nfr‘ral sv data! lcm vn 15- l-‘¡qura N4" 1.3 y 3.4). Hs
¡.nnnrtuntn (Im-«rara:- (¡un ¡ms 1.z'ubn ¡13:4nin (rampa. ¡Ímrun desarro­
Llndos esporsinlsnvnrr- al. n.;r'-r> sir-1.ric- San Juan al este dr la
('_'n.1.:el‘-rnriadoL 'Z'iqrv, gruas nn r-z‘std zona :sr? ohsorvn» Claramonto
las rolnrimms \:¡n'íac1-')m-3-=1¿1t(T!‘d1.(‘:-‘xy verticales entro las;
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l-‘ar'lrls -'-: l-‘¡H‘lms (lo “ron | 5-3-45 rw] ¡2.151 ¿a1.Lorna-¡tos
hasn‘t i pcic’m
qua" <,-(-v-.p.-;m--r.-:-:-:t.. fur-im: carac‘u-z ¡sun al le'--l‘tf'­
(¡P Arm: 5.:; 9M itas ur 1: .'.«-(-'-.+.-=.(Iv --J='-IUllr.1(i115: 1 ¡t‘uCLÓn nn In
Figura No 3. 3 .
42.­
ÍPERFIL ESQUEMATICO F. EL PLANCHON
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MIEMBRO DE:
AFENISCAS y
PELITAS
GRISACEAS l
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CON :mMr‘RADO
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CARACTERISTICAS GENFRALFJS DF. LAS FACIFS
SEDIMENTARÏAS DE LA FORMACION EL PLANCHON
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FACIES SEDIMFNTARIAS( FS)
Com; 1mmm adost-fl '
Areniscas
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/\ (mdul i Las
¿Estrat . entrecruz.
tw imk‘r ¿Cari "n
gradación
A normal
V invorsa
Relacionos litofaciales observadas al N doï
O
Ps D
ESCALA
río San Juan
FF n
o 5° Metros 30°
ESCALA
CONTACTOS
ne to _
transicional F; a
R\O SAN . JUAN
Curvas de ¡1
Forma
43.­
Fig.3¿4. Asociaciones
de facies observadas on
la F. El Planchón al N
del río San Juan y alB
.de 1a Qda. del Tigre o
del rio Seco. Relovañi—
onto topográfico-geoló­
gico realizado por So­
ssaregc)con 1a colaboración
de J.A1beiro (U.N.S.J.)
original 1:5.000.F.D:
Facips de conglomerados
desorganizados.FB+C:
Facies de areniscas mo­
dianas y C0nglomerádi­
cas y facies de conglo­
merados organizados.
FA+C:Facies de aronis—
cas y pelitas alternan­
tcs más facies de con­
glomerados organizados.
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144.­
zona de estudio (Fíg.3.1.)y cuyo espesor máximose encuentra
al sur del río San Juan (901m) . La facies se caracteriza por
areniscas medianas a finas y pelitas alternantes, en forma
rítmica. de color gris oscuro o pardo grisáceas. Ambostipos
litológicos aparecen en bancos tabulares con espesores varia­
bles entre 5 y 40 Cm.
Se reconocieron dos subfacies en función de la relación
arenisca-pelita (A/P). La subfacies Al comprendesecuencias
grano-estratocrecientes con relación A/P igual o mayor a 1.
que suelen culminar con paleocanales psefiticos o psamiticos
(Fotografia No 3.2.). El par se encuentra formado por un tór­
mino basal de arenisca mediana maciza, ocasionalmente con cal­
cos de carga en la base de los bancos. Siguen areniscas finas
con ondulitas asimétricas ( a veces de tipo linguoide) en el
techo de los estratos. El termino superior está constituido
por pelitas laminadas o macizas.
la subfacies A2 comprendesecuencias bitemáticas pelitico­
arenosas con relación variable entre 2 y 5. En estos casos
las areniscas son finas y muy finas macizos, con laminación
ondulitica o con ondulitas asimétricas en el techo de los es­
tratos. Estas areniscas gradan verticalmente a limolitas y
arcilitas, macizas o raramente laminadas. En este tipo de se­
cuencias es destacable la escasez de lineaciones subestrata­
les o calcos de carga en los bancos arenosos, tan comunes en
la litofacies anterior. Asimismo,el espesor de los bancos
de areniscas es sumamentereducido. ya que raramente supera
los 7 cm. En ocasiones estos depósitos suelenpasar en transi­
ción a secuencias exclusivamente politicas con espesores que
no superan el metro.
Los braquiópodos citados por Kerlleñevich (1907) en la con­
fluencia de las quebradas del Salto y del Alumbre, pertenecen
a esta facies.
Intergretacióm
r
y pelitas de esta facies puedenser descriptas e interpretadas
como secuencias Bouma(1962) incompletas, por falta de los
intervalos basales. Se trataría entonces de secuencias Bouma
del tipo Tb-e y Tc-e. Fundamentalmente por la granulometría
fina de las areniscas y la presencia de estructuras sedimen­
tarias originadas por mecanismosde tracción-decantación, se
considera a estos depósitos comoformados por corrientes de
turbidez de baja densidad. que originaron turbiditas con tór­
minos Tt-e de Lowe (1982). La Facies A es comparable en ter­
minos gencrales con la facies D de Mutti y Ricci Luchi (1975)
y Mutti (1979).
Las secuencias asociadas formadas exclusivamente por peli­
tas, representan sedimentación hemipelágica a partir de sus­
pensión.
Facies B: Facies de areniscas medianas y conqlomerádicas
Descr: ción
Las‘rocas de esta facies están escasamente representadas en
relación a las otras facies definidas y se las encuentra en
ambosmiembros. Las mejores exposiciones aparecen al este de
la quebrada del Tigre o del rio Seco (Fig.3‘4.).
Está compuesta por areniscas medianas y areniscas conglo­
merádicas de tonalidades griSÓCeas o gris azulada.
Las areniscas medianas por lo general son macizas, con gra­
dación normal y a veces con ondulitas asimétricas en el techo
de algunos bancos. Se presentan en estratos amalgamadoscon
espesores reducidos ( S a 15 ou) y son tabulares o lenticula­
res. Estas rocas se encuentran al este de la quebrada del Tigre
intercaladas por la litofacies de conglomeradosorganizados
(Facies C: Fotografía No 3.4.) y ambos tipos de rocas gradan
lateralmente tanto a los conglomeradosdesorganizados (facies
D) cono a la facies de areniscas y pelitas alternantes (facies
A: véase Fig.3.4).
Las areniscas conqlomerádicas son macizas o más frecuente­
mente con estratificación plana y/o entrecruzada (Fotografía
No 3.3 ). Aparecen en bancos con geometría lenticular de lo
l
medianas anteriormente descriptas. Asimismoesta litofacies
41).­
tambión aparocn formando paloocanalos plano«CUHVPxoso bicen­
Voxos Jn hasta 70 cm do esposa): por ¿HZ-Li(i'mdu .mcho (Fotogra­
fíd 9,,F. -.). asociada con areniscas y palitos dv la facios A.._».
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47.­
asociadas con bancos lenticulares de areniscas conglomerádicas
Nótese la estratificación entrecrUZaday el carácter crisivo
de la base de los bancos. Estas sedimentitas aparecen al este
de la quebrada del Tigre asociada con la facies de conglomera
dos organizados (Fotografía No 3.4.).
Intergretación
Las características de las areniscas medianas.que incluyen
estratos amalgamados, una sección basal con gradación normal
y una sección superior con ondulitas en el techo de algunos
bancos son tinicas de depósitos originados por corrientes de
turbidez arenosas transicionales entre alta y baja densidad
(Lowe. 1982). Las areniscas con gradación normal se correspon­
den con las divisiones S3 de Lowe (1982). representando en ­
clnsivamente material sedimentado de carga en suspensión. Con
la depositación de la fracción arenosa "gruesa" mencionada
se origina una corriente con mecanismostractivos, (términos
Tt de Lowe, 1982). como lo evidencia las ocasionales ondulitas
presentes en el techo de algunos bancos.Por otro lado, las
areniscas conglomorádicasrepresentarian material originado por
corrientes de turbidez encauzadas de alta densidad por meca­
nismos tractivos, con regímenes de flujo variables entre altos
y bajos, evidenciado por la estratificación plana y entrecru­
zada. Estos depósitos son muysimilares a las sucesiones tur­
biditicas del tipo Sl del citado autor.
En general podemoshomologar la litofacies tratada con la
facies B de Mutti y Ricci Luchi (1975) o Mutti(l979) o con
las massive sandstones y pebhly sandstones de Walker (1978)
Facies C: Facies de conqlomerados orqanizados
Descripción
La facies aparece en ambos miembros y se encuentra escasa­
mente representada en relación a las facies A yD.
Está caracterizada por conglomerados clasto-sostón con
"matriz tamaño arena fina a muy fina( ortoconqlomerados). que
nrnrnn+nn fnnnïidndPs moradas o Castaño-moradas. Internamente
Son macizos o presentan nstrac¿¡¡cn01on ,¡u normar,
la imbricación de clnstos suele estar bien desarrollada, con
48.­
eje A buzante y B transversal (Fotografia No 3.4.). La fracci­
ón psefitica constituya el 90%del total de la roca y Se en­
cuentra constituida por los mismos componentes de la facies D:
son subredondeados a rndondpados con tamaño maximo de hasta
20 o“ y media en S on.
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Fotografia No.3.4. Conglomerados de la facies C asociados con
areniscas medianas con gradación normal y ondulitas de la facies
B. Nótese la imbricación bien desarrollada on los conglomerados
Fotografia tomada al norte del río San Juan y al este de la
quebrada del Tigre.
Los conglomerados de esta Facies se encuentran bien expues­
tos al este do la quebrada del Tigre, donde aparecen asociados
con las aroníscas Ho la facies B. En esta zona los bancos tie­
nen entre 0,15 y 2 m de potencia, y se extienden lateralmente
hafltn 700m: la base aparnco orosionando a dichas areniscas.
,.,;.4,
49__
Sin enbargo, más frecuentenente estos conglonerados aparecen
en cuerpos lenticulares plano-conúexos o biconvexos de hasta
19 m aa ancho por 4 m de espesor. intercalados en las arenis­
cas y pelitas de la facies A.
Internretación
Los conglomerados descriptos se asocian al igual que los de
la facies Dcon turbiditas clásicas, constituyendo el criterio
principal que permite descartar un origen fluvial de los mis­
mos y referirlos a un abanico submarino (Walker,l978).
Estos conglomeradosse caracterizan por ser clasto-sostén
la matriz es arcnosa y presentan gradación e imbricación, todo
lo cual permite describirlos en términos de las divisiones
Rz-R3
depositadas por enfriamiento friccional de una carpeta de trac­
de Lowe(1982). Se interpreta que esta psefitas fueron
ción basal, seguido por sedimentación de suspensión de una co­
rriente de turbidez gruvosa de alta densidad. La presencia de
clastos imbricados en algunos bancos podria sugerir transición
a flujos granulares modificados por la densidad ( Surlyk.l984).
Los conglomerados de esta litofacies son homologables a la
facies Al de Mutti y Ricci Luchi (1975) y Mutti (1979), y a
las variedades de conglomerados inversa a normalmente grada­
das de Walker (1975:1977).
Facies D: Facies de conglomerados desorganizados
Descrínción
Los depósitos de esta facies caracterizan al Miembrode Con­
glomerados verde-morados, el cual presenta una amplia distri­
bución en la zona (Fig. 3.1.). Se trata de una potente secuen­
cia (l7ün de espesor) de estratos amalgamados de hasta 2 m de
potencia, caracterizada por conglomeradosmorados o gris verdo­
sos. Los conglmnerados son escencialmente matriz-sostén con
matriz arenosa, aunque en partes so observan "nidos" de conglo­
merados clnsto-sostñn (criocenglomerados). Escencialmente, ca­
recen de estratificación, no se identifica gradación y el eje
mavor de los clastos se disnone en forma azarnzn. (Fotoqrafía
No J.‘.).)' en algunos