ARTÍCULOS
Estromatolitos de aguas profundas en la Formación Los Molles (Neuquén, Argentina): ¿chimeneas de metano en el fondo marino jurásico?
Deep water stromatolites from the Los Molles Formation (Neuquén, Argentina): jurassic sea-floor cold seeps?
Irene Gómez-Pérez
CASP, University of Cambridge, Earth Sciences Department, West Building, 181a Huntingdon Road, CB3 ODH, Cambridge, UK.
E-mail: irene.gomez@casp.cam.ac.uk
Recibido: 10 de agosto de 2000.
Aceptado: 15 de agosto de 2001.
Resumen
Se describe una construcción estromatolítica de 15 m de potencia y 60 m de diámetro hallada entre margas y pelitas de la Formación Los Molles, en el suroeste de la Cuenca Neuquina (Argentina). Este biohermo, de edad jurásica temprana, está constituido por estromatolitos individuales de escala métrica con morfologías variadas, a los que se asocian facies de tubos de gusanos calcáreos. Otros restos orgánicos son sumamente raros, e incluyen amonites, ostrácodos, gasterópodos, bioclastos y restos vegetales carbonosos. Facies de micritas peloidales laminadas son menos frecuentes. La laminación estromatolítica está constituida por láminas micríticas y peloidales sobre las que crecieron cementos fibrosos y botroidales tempranos. El biohermo constituye una acumulación carbonática anómala formada en una cuenca silicoclástica, en ambiente marino relativamente profundo y de baja energía. Sobre la base de criterios sedimentológicos y biológicos se ha interpretado el biohermo como formado por debajo del nivel del oleaje de tormenta, en aguas poco oxigenadas, y dentro del límite de la zona fótica. Por sus características, asociación de facies y semejanzas con ejemplos referidos en la literatura, se propone un modelo que relaciona este biohermo con la surgencia submarina de aguas profundas a través de las fallas limitantes de depocentros del sin-rift, someramente enterrados bajo los materiales aquí descriptos. El origen de estos fluidos podría estar relacionado con los fenómenos magmáticos e hidrotermales asociados al relleno sin-rift de la cuenca, que incluye abundantes rocas volcánicas y piroclásticas. Otro posible origen se relacionaría con la potencial presencia de acumulaciones de hidrocarburos en el subsuelo durante el Jurásico, en un modelo similar al de otros ejemplos fósiles y actuales.
Palabras Clave: Biohermo; Estromatolitos; Tubos de gusanos calcáreos; Aguas profundas; Cuenca silicoclástica; Chimeneas de metano; Fallas rift; Jurásico.
Extended abstract
A stromatolitic bioherm embedded in deep-water shales
and marls of the Los Molles Formation was found in the SW
of the Neuquén Basin (Argentina).
The Neuquén Basin is located in west Central Argentina
and eastern Chile, between 36-40º LS. It was formed in the
late Triassic by continental extension and evolved as a backarc
basin from the Middle Jurassic. It was infilled by an
Upper Triassic to Early Tertiary succession of marine and
continental deposits included in different sedimentary cycles,
formed in response to relative sea level variations and tectonic
pulses.
The Los Molles Formation was deposited in response to the
first marine transgression in the Neuquén Basin in the Early
Jurassic. It is made up of dark shales, silts and sandstone
turbidites. It overlies shallow marine clastic and carbonate
deposits of Pliensbachian age (Chachil and Sierra de Chacaico
formations), and it is overlain by tidal clastic deposits of
Bajocian age (Lajas Formation). A series of Late Triassic synrift
depocentres were shallowly buried under these units in
the studied area, which also unconformably overly Paleozoic granitic or metamorphic basement (Fig. 1).
The described stromatolitic bioherm is located to the SW
of the locality of Zapala, in southern Neuquén, in the area of
the Sierra de Chacaico (Fig. 1). It is 15 m thick and 60 m in
diameter, and made up by individual stromatolites averaging
2 meters across and 1.5 m high (Fig. 2). They show variable
geometries, including tabular and columnar shapes in the
lower, micrite-rich, part of the buildup, and domed shapes
in the upper, cement-dominated, part. These individual
stromatolites form a discrete bioherm, wrapped as a whole
by an outer coating of laminations which locally shows very
steep to vertical margins (Fig. 2b). The individual
stromatolites are made up of encased laminated calcitic
layers, locally oversteepened, vertical or even overturned
(Fig. 3a). The microscropic structure shows the bulk of the
lamination consisting of thin micritic laminae or peloids
cemented by early fibrous and botryoidal cements growing
centripetally. Locally associated clusters of tube-like worm
communities are embedded in peloidal micritic sediment.
Other biota includes ammonites and very rare ostracods,
gastropods and bioclasts.
The depositional environment deduced for this build-up is
a low energy marine setting, bellow the storm wave base,
and in the limit or slightly above the photic zone, in poorly
oxygenated waters. This environment is deduced from the
lack of phototrophic organisms, no sedimentary structures
indicating current action, preservation of lamination, lack
of bioturbation, and thriving opportunistic faunas,
characteristic of oxygen-depleted environments in associated
facies. Depositional depths for shaly-silty facies of the Los
Molles Formation in the upper, regressive part of the section,
where these facies interfinger laterally with tidal sandstones
of the Lajas Formation, has been estimated in base to
clinoform reliefs in at least 40 meters. Minimal depositional
depth for the stromatolitic bioherm is estimated to be about
50 m, and it was likely between 50-100 m.
Carbonate deposits analogous to the one described in this work have been found in deep water environments associated
to cold seeps in subduction zones or oceanic ridges. These
structures share many of their characteristics with the
described buildup, as are being an anomalous carbonate
accumulation in a relatively deep siliciclastic basin, the scale,
the low diversity-high abundance faunas, and depositional
facies as tube worms and bacterially induced lamination.
What makes this example unique is the presence of
stromatolites, which have not been described in other
analogous localities. Differences between this example and
hydrothermal vent deposits are the lack of associated ore
deposits and mineralization, and the absence of
chemosynthetic bivalves, non light-dependant faunas
common in some hydrothermal vents and cold seeps.
These communities form in association to sea-floor vents
or seeps which reach the surface through faults or porous
beds. In a similar context, this buildup is interpreted as
associated to a sea floor vent in the Jurassic sea-floor of the
Neuquén Basin. Given the location of the bioherm over the
margin of one of the shallowly buried syn-rift depocentres,
migration of the fluids could have followed its bounding
faults. This depocentre is infilled by continental, volcanic,
and pyroclastic rocks, and the origin of the fluids could be
related to the magmatic and hydrothermal activity associated
with the emplacement of these deposits during rift stages,
shortly before deposition of the Los Molles Formation.
On the other hand, some examples are known from deepwater
communities formed in relation to cold seeps which
origin is related to subsurface hydrocarbon accumulations
(Gulf of Mexico, Greenland). The importance of hydrocarbon
accumulations in the syn-rift succession of the Neuquén
Basin is being gradually acknowledged, and the deposition
of this bioherm could indicate the presence of subsurface
hydrocarbons during the Jurassic in the Neuquén Basin.
Future isotopic analysis will help to evaluate this model and
decide on the origin of this unique structure.
Key words: Bioherm; Stromatolites; Calcareous tube worms; Deep water; Siliciclastic basin; Cold seeps; Rift faulting; Jurassic.
Introducción
Un biohermo estromatolítico de aguas relativamente
profundas fue hallado englobado en pelitas
y margas de la Formación Los Molles, al suroeste
de la Cuenca Neuquina. Se trata de una acumulación
anómala de carbonatos que se formó orgánicamente en el fondo de una cuenca
silicoclástica. El biohermo, de 15 m de potencia y
unos 60 m de diámetro, está constituido por
estromatolitos individuales de escala métrica, a los
que se asocian facies de gusanos calcáreos tubulares
y micritas peloidales laminadas.
Los estromatolitos y formaciones algales de
aguas profundas son relativamente conocidos, y
existen diversos ejemplos descriptos en la literatura
(Hoffman, 1974; Ellis et al., 1985; Bratchert y
Dullo, 1991; Böhm y Brachert, 1993; Lund y Davies, 1995 y George, 1999, entre otros). Sin embargo, no
se han encontrado ejemplos con las características
del afloramiento aquí presentado, en el que
estromatolitos métricos asociados a facies de gusanos
tubulares componen un biohermo formado aisladamente
en una cuenca silicoclástica.
Si se han descripto, sin embargo, estructuras
que comparten muchas características con este
ejemplo en ambientes marinos ligados a chimeneas
de metano (cold seeps, Campbell y Bottjer, 1993).
Los rasgos comunes incluyen el hecho de ser acumulaciones
anómalas de carbonato en una cuenca
silicoclástica, su escala y algunas de sus facies, incluidas
las facies de gusanos, laminaciones
bacterianas-algales, y los cementos y costras
fibrosos y botroidales, aunque ninguno de los citados
ejemplos incluye estromatolitos.
En este trabajo se describe el biohermo estromatolítico y se discute su posible origen, proponiéndose
un modelo deposicional para explicar
su presencia, única hasta el momento, en el fondo
marino jurásico de la Cuenca Neuquina.
Situación geológica
La Cuenca Neuquina está situada en el centro oeste de Argentina y el centro este de Chile, entre los 34-410 de latitud sur y los 66-710 de latitud oeste (Fig. 1). El área de estudio esta situada en el sur de la cuenca, al suroeste de la localidad de Zapala, en los aledaños de la reserva Mapuche de la Sierra de Chacaico.
Figura 1. Situación geológica de los afloramientos estudiados en la Cuenca Neuquina. El asterisco indica la posición del biohermo
estromatolítico. Obsérvense las fallas en sus aledaños.
Figure 1. Depositional setting of the studied outcrops in the Neuquén Basin. The asterisk indicates the position of the bioherm. Note
the faults in its vicinity.
La Cuenca Neuquina se formó por fenómenos
de extensión continental durante el Triásico superior
y evolucionó como una cuenca de tras-arco,
ligada a un margen convergente, desde el Jurásico
medio (Gulisano y Gutiérrez Pleimling, 1995). Su
relleno incluye depósitos marinos y continentales
agrupados en ciclos que respondieron a cambios relativos del nivel del mar y eventos tectónicos (ej.
Legarreta y Gulisano, 1989; Legarreta y Uliana,
1991, 1996; Vergani et al., 1995). La Formación Los
Molles (Weaver, 1931) es parte del Grupo Cuyo
(Digregorio y Uliana, 1980; Gulisano y Gutiérrez-
Pleimling, 1995) y se depositó en respuesta a la primera
transgresión marina generalizada en la Cuenca
Neuquina en el Jurásico inferior-medio. Durante
este periodo, la cuenca estaba situada en latitudes
bajas, alrededor de los 50o S (Macdonald et al, 1996),
y el clima habría sido húmedo y frío. La Formación
Los Molles se apoya concordantemente en una secuencia
basal de materiales de plataforma marina
somera, incluyendo calizas silicificadas de rampa
carbonatada (Formación Chachil), o turbiditas
areniscosas de frente deltaico (Formación Sierra de
Chacaico). También puede apoyarse discordantemente
sobre el basamento, constituido por
rocas metamórficas e ígneas del Paleozoico superior.
Una serie de depocentros del sin-rift, limitados
por fallas y rellenos por rocas continentales del
Triásico superior y Jurásico basal (Formación Lapa),
se encuentran someramente soterrados bajo la Formación
Los Molles en el área de estudio (Fig. 1). La
Formación Los Molles está asociada lateralmente a
depósitos marginales areniscosos que finalmente
progradaron sobre esta unidad y que constituyen la
Formación Lajas, formada en un ambiente de plataforma
silicoclástica mareal.
La Formación Los Molles se formó durante la
etapa de post-rift temprano, en el momento en que
la cuenca pasó de una etapa de subsidencia
tectónica, durante el sin-rift, a una etapa de
subsidencia térmica. Está compuesta principalmente
por pelitas y turbiditas silicoclásticas formadas en
un ambiente de cuenca relativamente profunda, con
depositación por debajo del nivel base de oleaje (ej.
Leanza, 1990; Burguess et al., 2000). Su potencia
es variable, y oscila entre 650 m y 1000 m en el
área de estudio, aunque en algunas secciones podría
sumar menos de 300 m. En cuanto a su edad,
ha sido datada en base a amonites como Toarciano-
Bajociano medio (Leanza, 1990). En el área de afloramiento,
la unidad Los Molles se apoya sobre calizas
silicificadas de rampa media de la Formación
Chachil, de edad Pliensbachiano inferior (Leanza,
1990). Muy cerca, lateralmente, se depositaron en
el Pliensbachiano inferior y superior los depósitos
silicoclásticos de la Formación Sierra de Chacaico.
La edad basal de la Formación Los Molles podría
por lo tanto extenderse localmente al Pliensbachiano
superior. El montículo descripto en este
trabajo se encuentra a menos de 100 metros por encima de la base de la Formación Los Molles, que
se apoya sobre la Formación Chachil, siendo su edad
más probable base del Toarciano inferior.
Por debajo de estas unidades en el área de estudio
hay que destacar la presencia de un
depocentro sin-rift (Fig. 1) cuyo relleno está formado
por varios cientos de metros de rocas continentales
que forman parte de la Formación Lapa.
Estas corresponden a depósitos clásticos y
volcaniclásticos de ambientes aluviales, fluviales y
lacustres que reflejan el relleno inicial de la cuenca
e incluyen coladas volcánicas (andesitas, basaltos)
y depósitos de flujos piroclásticos (ignimbritas). El
biohermo carbonático se haya localizado sobre el
margen tectónico (falla normal sinsedimentaria) del
depocentro, que limita con un alto metamórfico,
donde no hubo depósito durante la etapa de sinrift.
Sobre este alto y coincidiendo con la transgresión
marina en el área se depositaron los carbonatos
de la Formación Chachil, mientras que en áreas
adyacentes, suprayacentes al surco del sin-rift, se
acumularon depósitos carbonáticos de ambientes
más profundos, sobre los que inmediatamente
progradaron turbiditas clásticas de la Formación
Sierra de Chacaico, ausente en el paleoalto adyacente (Fig. 1).
Geometrías y facies
Las dimensiones del biohermo estromatolítico descripto son 15 m de potencia y 60 m de diámetro, en sección paralela a la dirección de la estratificación (Fig. 2). En sección perpendicular a la dirección de la estratificación tiene una longitud de unos 40 m, pero la alta inclinación de la parte expuesta del flanco indica que sus dimensiones no serían mucho mayores, con lo que su geometría habría sido dómica, con una sección equidimensional.
Figura 2. a) Vista de campo del biohermo estromatolítico, que destaca entre margas y lutitas de la Formación Los Molles. La valla en primer
término tiene un metro de altura. b) Esquema del biohermo estromatolítico, constitituido por estromatolitos individuales métricos con
morfologías dómicas nodulares (d), tabulares (t) y columnares sencillas (c) (clasificación basada en Preiss, 1976), todos ellos envueltos
por laminaciones externas.
Figure 2. a) Field view of the stromatolitic bioherm, embedded in shales and marls of the Los Molles Formation. The fence in the
foreground is 1 m high. b) Sketch of the bioherm, formed by individual stromatolites with dome (d), tabular (t) and columnar (c) shapes
(classification based in Preiss, 1976), and wrapped by outer laminations.
Internamente está compuesto por estromatolitos individuales con tamaños métricos, de 1- 2 m de alto y 1-5 metros de ancho. Aunque hay formas más pequeñas, estas se hayan normalmente englobadas en las estructuras mayores. Las morfologías de los estromatolitos individuales (siguiendo a Preiss, 1976) incluyen formas tabulares, columnares simples, y subesféricas nodulares (Fig 2b), siendo generalmente equidimensionales en planta. A menudo presentan laminación antigravitacional: sobreinclinada, vertical e invertida (Fig. 3). En la parte inferior del biohermo los estromatolitos tienen morfología tabular y columnar, y aparecen de forma más aislada entre facies micríticas laminadas peloidales (Fig. 4a), mientras que las morfologías subesféricas son más comunes en la parte superior del biohermo.
Figura 3. a) Estromatolito tabular, con flancos verticales a invertidos, y crecimiento principal lateral b) Vista en planta de un
estromatolito dómico equidimensional. c) Vista de afloramiento de facies micríticas con tubos de gusanos calcáreos.
Figure 3. a) Tabular shaped stromatolite with overturned flanks. b) Plane view of equidimensional, domal stromatolite. c) calcareous
tube-like worm cluster, embedded in micritic facies.
Figura 4. Microfacies: a) Micrita peloidal bacteriana mostrando una alternancia de láminas peloidales y de micrita compacta b)
Tubos de gusanos calcáreos, de pared oscura y porosa, cementados por calcita fibrosa-botroidal temprana (b) que crece radialmente. La
porosidad remanente fue rellenada por cemento esparítico (s) en condiciones de enterramiento profundo. c) Laminación estromatolítica
consistente en cementos fibrosos-botroidales (b) creciendo bidireccionalmente sobre finas capas micríticas recristalizadas y peloides. Las
flechas indican la dirección de crecimiento. (b- calcita fibrosa-botroidal, s-calcita esparítica).
Figure 4. Microfacies: a) Peloidal micritic laminated facies. b) Calcareous tube worms cemented by fibrous-botryoidal cement and porefilling
spar calcite. c) Stromatolitic lamination made up of fibrous-botryoidal cements growing bidirectionally on fine micritic layers and
peloids. Arrows indicate growth directions. (b- fibrous-botryoidal cements, s-spar calcite).
Las facies micríticas y peloidales incluyen a
menudo comunidades de gusanos tubulares
calcáreos (Figs. 3c, 4b). Los tubos de los gusanos
calcáreos alcanzan los 15-20 cm de longitud y 1-2
cm de diámetro, con una pared de 1-2 mm de espesor.
Son formas curvadas y sin ornamentación, con
secciones circulares o elongadas, dispuestas según
direcciones variables, de subparalelas hasta perpendiculares
a la estratificación. En algunos ejemplos
estos tubos calcáreos forman pequeñas comunidades
englobadas por la laminación estromatolítica.
Facies similares de tubos de gusanos calcáreos han
sido descriptas por Von Bitter et al. (1990) y
Campbell y Bottjer (1993). En la parte superior la
micrita y las facies de gusanos son más raras, y los
estromatolitos dómicos se encuentran apilados y
dominados por laminas de cementos calcíticos.
Otros organismos asociados con este biohermo son
escasos, e incluyen amonites, ostrácodos, un gasterópodo, algún resto vegetal carbonoso y
bioclastos muy dispersos.
La estructura interna de los estromatolitos consiste
en finas láminas micríticas y peloidales sobre
los que crecieron centrípetamente cementos de calcita
fibrosa y botroidal en poros de origen primario
y secundario temprano (Fig. 4c). Las láminas
micríticas tienen un grosor de 50-200µ, mientras
que las bandas de cementos fibrosos presentan grosores
más irregulares, de hasta 1-2 mm. La
laminación consiste en una alternancia de láminas
micríticas y cementos, que son continuas en distancias
de centímetros a varios decímetros. La escasa
porosidad remanente tras la cementación temprana
fue rellenada por cementos de calcita espática
ferrosa, de origen tardío, y asociada a fracturación
que posdata la cementación botroidal temprana.
Las facies de la Formación Los Molles lateralmente
asociadas a este biohermo consisten en
pelitas y margas laminadas de color gris claro, sin
bioturbación u otras estructuras sedimentarias, entre
las que se intercalan algunas turbiditas
areniscosas de potencia centimétrica o decimétrica.
Las facies finas son ricas en pequeños bivalvos de
pared delicada identificadas como Bositra sp., del
Jurásico medio (Damborenea, 1987), cuyos restos
se hayan bien preservados, completos y con sus
valvas unidas. También se encuentran amonites en
diferentes estados de preservación, tanto aislados
como concentrados en niveles, escasos ostreidos,
y fragmentos vegetales carbonosos. No se han reconocido
horizontes de condensación o
mineralizaciones, aunque son frecuentes los nódulos
carbonáticos con restos carbonosos en su interior.
Ambiente y procesos sedimentarios
Por las características del biohermo y de las
facies lateralmente asociadas incluidas en la Formación
Los Molles, se interpreta esta estructura
como formada en condiciones de baja energía, por
debajo del nivel base del oleaje de tormentas. Los
argumentos que apoyan esta interpretación son la
ausencia de estructuras sedimentarias, tales como
marcas de corriente, intraclastos, o niveles de
retrabajamiento; la preservación de la laminación original y la ausencia de bioturbación indican por
su parte depositación en ambiente adverso para la
colonización por organismos, relacionado con escasez
de oxígeno. Un ambiente anaeróbico durante
la depositación de la Formación Los Molles ha sido
deducido así mismo en base a trazas fósiles (Poiré y
del Valle, 1992). Por otro lado, la preservación de
abundante materia orgánica carbonosa, fragmentos
leñosos que habrían llegado flotando desde zonas
de costa no lejanas hundiéndose al cargarse en agua,
indica unas condiciones anaeróbicas. La abundancia
de bivalvos del tipo Bositra sp., fauna oportunista
que proliferó en ambientes hemipelágicos
empobrecidos en oxígeno (ej. Duff, 1975; Kauffman,
1978; Etter, 1996) apoya esta interpretación. Los
macroorganismos más frecuentes asociados a este
biohermo son amonites, que normalmente se preservan
en sedimentos profundos de baja energía.
La concentración de éstos en algunos niveles lateralmente
asociados al biohermo estromatolítico indicaría
episodios periódicos de alta mortandad. Todos
estos argumentos sugieren que esta estructura
estromatolítica se formó en aguas relativamente
profundas, de baja energía y muy poco oxigenadas.
La profundidad de depósito se estima en un mínimo
de alrededor de 50 m, bajo el nivel de oleaje de
tormentas. Por otro lado, la geometría deposicional
de clinoformas de areniscas cerca del techo de la
Formación Los Molles, donde esta se interdigita y
es cubierta por la Formación Lajas, de plataforma
somera, indica una profundidad de depósito de al
menos 40 m para las pelitas lateralmente equivalentes
(McIlroy et al., 2002), profundidad que sería
mayor en las áreas más distales de la cuenca que
están representadas en la parte basal transgresiva
de la Formación Los Molles.
En cuanto a los estromatolitos, sus geometrías
(flancos sobreinclinados e invertidos) y facies
(laminación interna, micritas peloidales) demuestran
su origen orgánico, por lo que se pueden clasificar
como microbialitas laminadas (sensu Burne y
Moore, 1987, and Riding, 1991). Por analogía con
otros ejemplos recientes y fósiles, se asume un origen
relacionado con la actividad de cianobacterias
fotosintéticas, aunque otros organismos como algas
procariotas y bacterias quimiosintéticas también
pueden estar implicadas en la formación de estromatolitos. La dirección de crecimiento, predominantemente
de tendencia vertical, indicarían una
dependencia de la luz solar, que significa crecimiento
dentro de la zona fótica. La mayor concentración
de estromatolitos en la parte superior del
biohermo indicaría unas condiciones más propicias
para su crecimiento, probablemente relacionadas
con su crecimiento en condiciones ligeramente más
someras, dada la creación gradual de un relieve sobre
el fondo marino. Su apilamiento e interferencias
en su crecimiento indican además una competencia
por el espacio. La ausencia de macroorganismos
fotótrofos y faunas características de aguas de plataforma
somera apoyan, por su parte, depositación
en un ambiente en el límite de la zona fótica. Formas
microscópicas de crecimiento dendrítico identificadas
como Frutexites MASLOV (ej. Böhm y
Brachert, 1993) caracterizan ambientes afóticos,
aunque estas podrían haberse formado en pequeñas
cavidades oscuras. Su origen está discutido pero
al parecer es una forma de crecimiento orgánica
independiente de la luz diurna y a menudo relacionada
con estromatolitos de aguas profundas (Böhm
y Brachert, 1993). Las características del afloramiento
parecen por lo tanto favorecer el origen por
cianobacterias fotosintéticas, pudiendo haberse producido
el crecimiento de las comunidades
microbianas cerca del límite de la zona fótica. Teniendo
en cuenta que esta puede alcanzar los 100
m de profundidad, con aguas claras, se limita el
ambiente de depósito a entre 50 y 100 m de profundidad.
Sin embargo, la intervención en la formación
de los estromatolitos de bacterias
quimiosintéticas, a las que se asocia en diversos
ejemplos precipitación de carbonato en aguas profundas
(ej. Sen Gupta, 1996; Kelly et al., 1995), no
puede ser descartada.
El origen de laminación estromatolítica, constituida
por finas láminas micríticas sobre las que
crecen cementos tempranos fibrosos y botroidales (Fig. 4c), estaría relacionado con la nucleación temprana
de carbonato sobre los tapices de
cianobacterias. Este proceso de calcificación alterna con precipitación y entrampamiento de sedimento
para formar estromatolitos. La superposición sedimento
y de tapices bacterianos, que son a continuación
reemplazados por cementos en una
diagenesis temprana bajo la capa bacteriana activa,
daría lugar a la laminación. El proceso continúa con
la precipitación temprana de cementos fibrosos en
poros primarios y secundarios en un ambiente marino.
El resultado es una estructura rígida (framework)
con un relieve sobre el fondo marino. Este proceso
de calcificación asociado a cianobacterias ha sido
documentado por Pentecost y Reading (1986) y
Burne y Moore (1987), y está controlado biológicamente,
aunque la precipitación del carbonato
es inorgánica. Se produce en ambientes saturados
en carbonato, que puede estar presente en el agua
o provenir de fuentes profundas (Burne y Moore,
1987). La actividad fotosintética no es un proceso
importante en la calcificación por cianobacterias, y
Krumbein (1979) sugiere que el proceso puede producirse
también por la acción de quimiobacterias.
El proceso fue común en la formación de
estromatolitos desde el Cámbrico hasta el Cretácico,
aunque actualmente sólo se ha reconocido en ambientes
de agua dulce (ej. Kempe et al., 1991). Estos
últimos autores describen grandes biohermos
formados por cianobacterias calcificantes y relacionados
con la surgencia subacuática de aguas ricas
en carbonato a profundidades de hasta 100 m de
profundidad en un ambiente lacustre actual.
Por su parte, las facies micritas peloidales laminadas
se interpretan, por comparación con facies
análogas (ej. Chafetz, 1986; Brachert y Dullo,
1991), como precipitación micrítica por inducción
bacteriana. Las facies de gusanos calcáreos han sido
citados en numerosos ambientes relacionados con
chimeneas hidrotermales submarinas (ej. Von Bitter et al., 1990; Tunnicliffe, 1992; Campbell y Bottjer,
1993; McArthur y Tunnicliffe, 1998; Little et al.,
1999a y b), aunque las características, tamaño y
asociación de facies de estos gusanos calcáreos difieren.
estromatolítico comenzó con precipitación de cementos
tempranos fibrosos y botroidales en ambiente
marino. Estos cementos, por su textura y
características, habrían estado originalmente formados
por calcita baja en magnesio o aragonito, habiendo
sido posteriormente recristalizados a calcita
baja en magnesio, aunque sin perder su textura
original. Los cementos fibrosos y botroidales han
sido a menudo señalados en asociación con
surgencias subacuáticas hidrotermales y de metano,
y habrían jugado un papel importante en el
mantenimiento de una estructura rígida. Finalmente,
la cementación tardía, que corresponde a la precipitación
de calcita espática ferrosa, rellenó la porosidad
remanente. Esta habría ocurrido en un ambiente
diagenético burial de enterramiento profundo.
No se han reconocido etapas de disolución,
aunque hay si un episodio de fracturación que
predata la diagénesis burial.
Modelo depositacional
Por lo que se refiere al origen de este anómalo crecimiento estromatolítico, y teniendo en cuenta su origen orgánico, se excluye su formación en un ambiente marino normal, debido a la excesiva profundidad y las adversas condiciones ambientales que se han deducido. El modelo que se propone en este trabajo se basa en las similitudes de este biohermo con otras estructuras semejantes (Campbell, 1992; Campbell y Bottjer, 1993; Kelly et al., 1995), en las que la precipitación de carbonato se produce en relación con la surgencia submarina de aguas ricas en metano en el fondo marino, y a cualquier profundidad. Estos ejemplos tienen en común la presencia de crecimientos carbonáticos anómalos con valores isotópicos carbono muy negativos (d13C por debajo de –30 por mil PDB) en una cuenca silicoclástica, en climas fríos o de altas latitudes, una asociación faunística de baja diversidad y alta abundancia, la presencia de cementos carbonáticos laminados fibrosos y botroidales, y la existencia cercana de elementos y conductos estructurales como fracturas, diaclasas, o diapiros. En el modelo propuesto (Fig. 5), análogo al propuesto por Kelly et al. (2000) para carbonatos asociados a aguas termales en Groenlandia, los fluidos profundos habrían circulado a través de fallas limitantes de depocentros del sin-rift, someramente enterrados bajo la estructura referida. Cuando estos fluidos alcanzan la superficie del sedimento, la oxidación al contacto con el agua marina resulta en precipitación de carbonato. La precipitación de carbonato puede ser además inducida y ayudada por la presencia de bacterias (Böhm y Brachert, 1993; McArthur y Tunnicliffe, 1998). El consumo del oxígeno presente en el agua mediante este proceso geoquímico habría intensificado las condiciones anaeróbicas deducidas por criterios sedimentológicos en el entorno del biohermo, así como por criterios paleontológicos para la Formación Los Molles (Poiré y del Valle, 1992). El flujo de estos fluidos puede ser difuso a través de conductos y poros en el sedimento, produciendo una surgencia localizada de extensión limitada (Campbell, 1992). Las similitudes del ejemplo aquí presentado con biohermos carbonáticos de aguas profundas asociados a surgencias de metano (coldseeps) incluyen su escala, el hecho de ser una estructura carbonatada aislada que creció en una cuenca silicoclástica en condiciones relativamente profundas y adversas, y sus facies asociadas. Estas últimas incluyen las facies de tubos de gusanos calcáreos (ej. Von Bitter et al., 1990; Campbell y Bottjer, 1993), la laminación bacteriana, y los cementos carbonáticos laminados fibrosos y botroidales. Sin embargo, no se conocen en otros ejemplos crecimientos estromatolíticos como los aquí señalados, lo que hace este ejemplo único. Otras diferencias con este ejemplo son la presencia de organismos quimiosintéticos que no dependen de la luz diurna (ej. ciertos bivalvos), y son comunes en muchos ejemplos de comunidades de aguas profundas. Estas estructuras carbonáticas se forman o formaron comúnmente en relación con chimeneas frías de metano (cold seeps) en ambientes tectónicamente activos, con numerosos ejemplos referidos en zonas de subducción (Kulm y Suess, 1990; Campbell 1992; Campbell y Bottjer1993; Kelly et al., 1995), aunque se conocen también ejemplos en zonas de tectónica distensiva (Gaillard et al., 1985; Beauchamp et al., 1989; Kelly et al., 2000). La ausencia de mineralización y acumulaciones de sulfatos asociados diferencia a las chimeneas de metano (cold seeps) de chimeneas hidrotermales.
Figura 5. Modelo depositacional, basado en trabajo de campo: ambiente sedimentario de plataforma distal profundo, en la zona fótica y
bajo en nivel base del oleaje de tormenta, y migración de fluidos desde zonas profundas a través de las fallas limitantes de los depocentros
del sin-rift.
Figure 5. Depositional model: distal platform deep-water environment with fluid migration through syn-rift depocentre-bounding
faults.
En lo que se refiere al origen de estos fluidos
profundos, podrían estar relacionados con procesos
magmáticos en el subsuelo, posiblemente los
mismos que resultaron en la actividad volcánica
extrusiva e intrusiva que se refleja en el relleno de
los infrayacentes depocentros del sin-rift. El
gradiente térmico en esta etapa temprana de postrift
sería aún alto, y el enterramiento de los materiales
volcánicos infrayacentes es todavía somero.
Otro posible origen de los fluidos estaría en
relación con la potencial presencia de acumulaciones
de hidrocarburos en los depocentros del sinrift.
Fluidos reductores (cold seeps) derivados de
formaciones petrolíferas ascienden a la superficie
sedimentaria a lo largo de fallas o de capas porosas.
Algunos ejemplos de acumulaciones similares han
sido citados en el Golfo de México (Roberts y
Aharon, 1994) y Groenlandia (Kelly et al., 2000).
La presencia de acumulaciones de hidrocarburos en el relleno profundo de la Cuenca Neuquina esta
siendo puesta de manifiesto por la exploración petrolera.
Debe considerarse pues la posibilidad de que
este montículo, u otros similares, sea un indicador
de la presencia de hidrocarburos en el subsuelo en
el área durante el Jurásico. Por otro lado, al contrario
que otros crecimientos carbonáticos de aguas
profundas (ej. Walsurtian mounds), y a pesar de estar
hospedada en rocas madre de hidrocarburos, este
tipo de estructuras no serían de interés como roca almacén, dada su baja porosidad (importante
cementación temprana) y su escasa importancia
volumétrica.
Finalmente, y aunque muchas de las características
de esta bioconstrucción hacen sospechar de
un origen relacionado con chimeneas submarinas,
los criterios de campo no son definitivos, y los datos
no serán concluyentes hasta incorporar próximos
análisis geoquímicos de isótopos estables. Este
tipo de depósitos carbonáticos presentan comúnmente
un registro de isótopos de carbono y oxígeno
extremamente bajo (Campbell y Bottjer, 1993;
Beauchamp et al., 1989; Kelly et al, 1995), por lo
que los análisis isotópicos ayudaran en su interpretación
y en la evaluación del modelo sedimentario
propuesto.
Conclusiones
Un biohermo estromatolítico de 15 m de potencia
y 60 m de diámetro hospedado en lutitas y
margas de la Formación Los Molles, al suroeste de
la Cuenca Neuquina, es interpretado en base a la
geometría, litologías y asociaciones fosilíferas y de
facies como formado en aguas relativamente profundas,
bajo el nivel base de oleaje en tormentas y
cerca del límite de la zona fótica, en aguas empobrecidas
en oxígeno. Esta es la primera descripción
de una estructura tal en la Cuenca Neuquina.
Se trata un crecimiento carbonatado anómalo
formado en el fondo de una cuenca silicoclástica
en un clima frío y a altas latitudes. Por comparación
con estructuras análogas descriptas en la literatura
se propone un modelo en el que se relaciona
esta bioconstrucción con la efusión submarina de
chimeneas de metano (cold seeps), que habrían favorecido
la actividad bacteriana y la precipitación
de carbonato en ambientes relativamente profundos
de una cuenca silicoclástica.
El origen de estos fluidos podría estar relacionado
con la actividad magmática que resulto en
depósitos volcánicos en estructuras sin-rift, o con
acumulaciones de hidrocarburos en los mismos
depocentros, que se hayan someramente enterrados
bajo los materiales estudiados. Las fallas
sinsedimentarias limitantes de los depocentros, sobre
una de las cuales se encuentra el biohermo, habrían
actuado como conductos para la migración
de los fluidos. Otro posible origen para estos fluidos
estaría en relación con la presencia de hidrocarburos
en el subsuelo jurásico de la Cuenca
Neuquina. A pesar de estar hospedada en una roca madre, este tipo de estructura carecería de interés
para la exploración, debido a su reducido volumen
y porosidad.
Agradecimientos
Mi agradecimiento a la Royal Society of London, que financió una estancia en el Centro de Investigaciones Geológicas-Universidad de La Plata, durante la cual se desarrolló el presente trabajo. Los estudios de campo, centrados en la sucesión sin-rift en la Cuenca de Neuquén, se realizaron en 1999 como parte del South Atlantic Project de CASP, financiado dicho año por Exxon, Texaco y Anadarko. Agradezco especialmente a mis compañeros en el Centro de Investigaciones Geológicas, en especial a los Drs. Luis Spalletti y Juan Franzese, por recibirme en La Plata y por el apoyo prestado para la realización de este trabajo. También agradezco a la Dr. Claudia Armella, al Dr. Ricardo Palma y al Dr. Daniel Poiré por su exhaustiva revisión, correcciones y útiles sugerencias que me ayudaron a mejorar el manuscrito original. Finalmente mis agradecimientos al Dr. Simon Kelly, Dr. Toni Dickson, y a mis compañeros en CASP y en el Departamento de Ciencias Naturales de la Universidad de Cambridge, por sus sugerencias, ideas e interesantes discusiones.
Referencias bibliográficas
1. Beauchamp, B., H. R. Crouse, J. C. Harrison, W. W. Nassichuk y L. S. Eliuk, 1989. Cretaceous cold-seep communities and methane derived carbonates in the Canadian Arctic. Science 244: 53-56.
2. Böhm, F. y T. C. Brachert, 1993. Deep water stromatolites and Frutexites MASLOV from the Early and Middle Jurassic of S-Germany and Austria. Facies 28: 145-168.
3. Brachert, T.C. y W. C. Dullo, 1991. Laminar micrite crusts and associated foreslope processes, Red Sea. Journal of Sedimentary Petrology 61(3): 354-363.
4. Burgess, P.M., S. Flint y S. Johnson, 2000. Sequence stratigraphic interpretation of turbiditic strata: An example from Jurassic strata of the Neuquén Basin, Argentina.
5. Bulletin of the Geological Society of America 112(11): 1650-1666.
6. Burne, R.V. y L. S. Moore, 1987. Microbialites: organosedimentary deposits of benthic microbial communities. Palaios 2: 241-254.
7. Campbell, K.A. 1992. Recognition of a Mio-Pliocene cold seep setting from the Northeast Pacific convergent margin, Washington, USA. Palaios 7: p. 422-433.
8. Campbell, K.A. y D. Bottjer, 1993. Fossil cold seeps. National Geographic Research & Exploration 9(3): 326-343.
9. Chafetz, H.S., 1986. Marine peloids, product of bacterially induced precipitation of calcite. Journal of Sedimentary Petrology 56: 812-817.
10. Damborenea, S.E., 1987. Early Jurassic Bivalvia of Argentina. Part II: Superfamilies Pteriacea, Buchiacea, and part of Pectinacea. Palaeontolgraphica Abt. A 199(4-6): 113-216.
11. Digregorio, J.H. y M. A .Uliana, 1980. Cuenca Neuquina. En: J.C. Turner (Ed.) Geología Regional Argentina 2. Academia Nacional de Ciencias, Córdoba: 985-1032.
12. Duff, K.L., 1975. Palaeoecology of a bituminous shale-the Lower Oxford Clay of central England. Palaeontology 18(3): 443-482.
13. Ellis, P.M., P. D. Crevello y L. S. Eliuk, 1985. Upper Jurassic and Lower Cretaceous deep-water buidups, Abenaki Formation, Nova Scotia Shelf. En: P.D. Crevello y P.M. Harris (Eds.), Deep water carbonates. SEPM Coreworkshop 6: 212-248.
14. Etter, W., 1996. Pseudoplanktonic and benthic invertebrates in the Middle Jurassic Opalinum Clay, northern Switzerland. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 126(3-4): 325-341.
15. Gaillard, C., J. P. Bourseau, M. Boudeulle, P. Pailleret, M. Rio y M. Roux, 1985. Les pseudo-bioherms de Beauvoisin (Drome): un site hudrotherml sur la mege tethysienne a l'Oxfordien? Bulletin de la Societe Geologique de France, 8(1): 69-78.
16. George, A.D., 1999. Deep-water stromatolites, Canning Basin, Northwestern Australia. Palaios 14: 493-505.
17. Gulisano, C.A. y A. R. Gutierrez Pleimling, 1995. The Jurassic of the Neuquén Basin, a) Neuquén Province. 4th International Congress on Jurassic Stratigraphy and Geology, Field guide, Serie E, 2: 111 pp.
18. Hoffman, P., 1974. Shallow and deepwater stromatolites in Lower Proterozoic platform-to-basin facies change, Great Slave Lake, Canada. American Association PetroleumGeologists Bulletin 58(5): 856-867.
19. Kauffman, E.G., 1978. Benthic environments and paleoecology of the Posidonienschiefer (Toarcian). NeuesJahrb. Geol. Palaontol. Abh. 157: 18-36.
20. Kelly, S., P. W. Ditchfield, P. A. Doubleday y J. D. Marshall, 1995. An Upper Jurassic methane-seep limestone from the Fossil Bluff Group forearc basin of Alexander Island, Antarctica. Journal of Sedimentary Research A65(2): 274- 282.
21. Kelly, S., E. Blanc, S. P. Price y A. G. Whitham, 2000. Early Cretaceous giant bivalves from seep-related limestone mounds, Wollaston Forland, Northeast Greenland. En: E.M. Harper, J.D. Taylor y J.A. Crame (Eds.), The evolutionary biology of the Bivalvia. Geological Society of London Special Publication 177: 227-246.
22. Kempe, S., J. Kazmierczak, G. Landmann, T. Konuk, A. Reimer y A. Lipp, 1991. Largest known microbialites discovered in Lake Van, Turkey. Nature 349: 605-608.
23. Krumbein, W.E., 1979. Photolithotropic and chemoorganotrophic activity of bacteria and algae as related to beachrock formation and degradation, (Gulf of Aqaba, Sinai). Geomicrobiology Journal 1: 139-203.
24. Kulm, L.D. y E. Suess, 1990. Relationship between carbonate deposits and fluid venting: Oregon accretionary prism. Journal of Geophysical Research B6: 8899-8915.
25. Leanza, H. 1990. Estratigrafía del Paleozoico y Mesozoico anterior a los movimientos intermálmicos en la comarca del Cerro Chachil, Provincia del Neuquén. Revista de laAsociación Geológica Argentina 45(3-4): 272-299.
26. Legarreta, L. y C. A. Gulisano, 1989. Análisis estratigráfico secuencial de la Cuenca Neuquina (Triásico Superior- Terciario inferior). En: G. Chebli y L. Spalletti (Eds.), Cuencas sedimentarias argentinas. Universidad Nacional de Tucumán. Serie correlación geológica 6: 221-243.
27. Legarreta, L.A. y M. A. Uliana, 1991. Jurassic-Cretaceous marine oscillations and geometry of a back-arc basin fill, central Argentine Andes. International Association of Sedimentologist Special Publication 12: 429-450.
28. Legarreta, L.A. y M. A. Uliana, 1996. The Jurassic succession in west-central Argentina: stratal patterns, sequences and paleogeographic evolution. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 120: 303-330.
29. Little, C.T.S., J. R. Cann, R. J. Herrington y M. Morisseau, 1999a. Late Cretaceous hydrothermal vent communities from the Troodos opliolite, Cyprus. Geology 27(11): 1027- 1030.
30. Little, C.T.S., R. J. Herrington, R. M. Haymon y T. Danelian, 1999b. Early Jurassic hydrothermal vent community from the Franciscan Complex, San Rafael Mountains, California. Geology 27(2): 167-170.
31. Lund, M.J. y P. J. Davies, 1995. Deep-water calcareous algal buildups, eastern Australia. Geological Society of America Annual Meeting, Abstracts with Programs: 429.
32. M. Gahagan y I. Dalziel, 1996. Mesozoic Evolution of SW Gondwana: Implications for the Hydrocarbon Potential of the Falkland/Malvinas Plateau area. CASP South Atlantic Project Report 3: 13 enclosures, 128 pp. Inédito.
33. Mcarthur, A.G. y V. Tunnicliffe, 1998. Relics and antiquity revisited in the modern vent fauna. En: Little, C.T.S., R.J. Herrington, V.V. Maslennikov y V.V. Zaykov (Eds.), Modern ocean floor processes and the geological record. Geological Society of London Special Publication 148: 271-291.
34. McIlroy, D., S. S. Flint, J. A. Howell y N. E. Timms, 2002. Sedimentology an sequence stratigraphy of aggradational meso/macrotidal systems: an example from the Middle Jurassic Lajas Formation, Neuquén Basin, Argentina. Sedimentology. En prensa.
35. Pentecost, A. y R. Riding, 1986. Calcification in cyanobacteria. En: R. Riding and B.S.C. Leadbeater (Eds.) Biomineralisation in lower plants and animals. Special Volume Sistematic Association 30: p. 73-90.
36. Preiss, W.V., 1976. Basic field and laboratory methods for the study of stromatilites. En: M.R. Walter (Ed.) Stromatolites, Developments in Sedimentology 20: p. 5- 13.
37. Riding, R. 1991. Classification of microbial carbonates. En: R. Riding (Ed.) Calcareous algae and stromatolites, Springer Verlag, Berlin: p. 21-51.
38. Roberts, H.H. y P. Aharon, 1994. Hydrocarbon-derived carbonate buildups of the northern Gulf of Mexico continental slope; a review of submersible investigations. En: P. Aharon (Ed.), Hydrocarbon seeps and vents, Geomarine Letters 14, 135-148.
39. Sen Gupta, B.K., 1996. Survival of Foraminifera in dysoxic and anoxic environments of bacterial mats, Gulf o Mexico hydrocarbon seeps. Geological Society of AmericaAnnual Meeting, Abstracts with Programs 28(7): 39.
40. Tunnicliffe, V., 1992. The nature and origin of the modern hydrothermal vent fauna. Palaios 7: 338-350.
41. Vergani, G.D., A. J. Tankard, H. J. Belotti y H. J. Welsink, 1995. Tectonic evolution and paleogeography of the Neuquén Basin, Argentina. En: A.J. Tankard, R. Suarez Soruco y H.J. Welsink (Eds.), Petroleum basins of SouthAmerica. American Association of Petroleum GeologistsMemoir 62: 383-402.
42. Von Bitter, P.H., S. D. Scott y P. E. Schenk, 1990. Early Carboniferous low temperature hydrothermal vent communities from Newfoundland. Nature 344: 145-148.
43. Weaver, C.E., 1931. Paleontology of the Jurassic and Cretaceous of West-Central Argentina. Mem. University of Washington 1 (Chart 1).