ARTÍCULOS
Depósitos de Tormenta en la Formación Coquena (Tremadociano superior) de la Quebrada de Chalala, Cordillera Oriental jujeña
María del Huerto Benítez
Instituto Superior de Correlación Geológica-CONICET-Universidad Nacional de Tucumán, San Miguel de Tucumán, Argentina. Email: geohuertos@hotmail.com.
RESUMEN
En la quebrada de Chalala aflora una sucesión heterolítica dominantemente arenosa caracterizada por abundantes niveles bioclásticos, que ha sido asignada a la Formación Coquena (Tremadociano superior). Se reconocieron 5 facies sedimentarias, la mayoría correspondientes a areniscas y escaso material pelítico intercalado. Estas facies representan distintos subambientes de una plataforma afectada por tormentas, desde shoreface medio a offshore superior, en donde el material arenoso fue transportado y retrabajado por numerosos eventos de tormenta. El análisis de estos eventos en la sucesión ha permitido identificar tempestitas proximales amalgamadas, proximales no amalgamadas y distales. Los depósitos de tormenta proximales amalgamados están conformados por potentes bancos arenosos con estratificación entrecruzada hummocky, depósitos bioclásticos basales y topes erosivos, sin mediar entre estos ningún nivel pelítico. Las tempestitas proximales no amalgamadas constituyen espesos bancos arenosos con estratificación entrecruzada hummocky, laminación micro-hummocky, niveles bioclásticos y ondulas en sus techos, con escasos niveles pelíticos intercalados. Las tempestitas distales están caracterizadas por delgados bancos con laminación intercalados en intervalos pelíticos. Las características de estos depósitos y la asociación de facies permiten realizar inferencias sobre la dinámica sedimentaria de la plataforma ordovícica sobre el margen occidental del Gondwana a estas latitudes.
Palabras clave: Tempestitas; Tormentas; Formación Coquena; Ordovícico; Plataforma.
ABSTRACT
Storm deposits of the Coquena Formation (Upper Tremadocian) at the Chalala creek, Cordillera Oriental. The Upper Tremadocian Coquena Formation at the Chalala Creek (Purmamarca, northwestern Argentina) is a heterolithic dominantly sandy sequence that is characterized by having abundant bioclastic horizons. It is represented by five sedimentary facies, which are dominated by sandstones, showing wave-and current- generated structures, and subordinate pelitic levels. These facies reflect different subenvironments of a platform affected by storms, from middle shoreface to upper offshore, where the sandy material was transported and re-worked by numerous episodic events. Proximal amalgamated, proximal nonamalgamated and distal tempestites were recognized in the succession. Proximal amalgamated storm deposits are characterized by their sandy beds with hummocky cross stratification, basal bioclastic horizons and erosional tops, without any intervening pelitic layer. Proximal non-amalgamated storm deposits are represented by thick sandy beds with hummocky cross stratification, bioclastic accumulations and ripples at the top intercalated with thin shaly levels. Distal storm deposits are laminated o silty to sandy beds intercalated in shaly intervals.
Keywords: Tempestites; Storms; Coquena Formation; Ordovician; Shelf.
INTRODUCCIÓN
Desde fines de la década del 70 han surgido
numerosos trabajos que estudian los depósitos
originados por eventos de tormenta, especialmente
en base a su dinámica depositacional
y su utilidad en reconstrucciones paleogeográficas,
análisis de cuencas como así
también para el reconocimiento de eventos
transgresivos-regresivos (Hamblin y Walker
1979, Kreisa 1981, Wright y Walker 1981,
Kreisa y Bambach 1982, Dott y Burgeois
1982, Brenchley et al. 1986, Brenchley
1989). En los últimos años, estos conceptos,
han sido ampliamente aplicados sobre
sedimentos y rocas sedimentarias generadas
por tormentas, ayudando a generar modelos
de depositación y a comprender los
mecanismos de acción de estos eventos en
plataformas de distintas edades, y de naturaleza
siliciclástica o carbonática (Duke et al. 1991, Mónaco 1992, Krassay 1994, Myrow
y Southard 1996, Molina et al. 1987, Bádenas
1998, Bhattacharya y Bhattacharya
2005, Bressan y Palma 2008).
Los depósitos de tormenta muestran una
organización interna definida por una secuencia
vertical de texturas y de estructuras
sedimentarias que reflejan la historia de un
evento singular de depositación (Dott y Burgeois
1982, Brenchley 1985). La identificación
de estos niveles se basa principalmente
en la presencia de estratificación entrecruzada hummocky (HCS), generada durante el
momento de mayor energía y depositación
del evento de tormenta (Hamblin y Walker
1979, Wright y Walker 1981). Estas estructuras
son características de los depósitos
tempestíticos y son utilizadas para diferenciar
a estos niveles de secuencias turbidíticas
(Kreisa y Bambach 1982).
Los depósitos del Paleozoico inferior de la
Cordillera Oriental (noroeste argentino) han
sido objeto de diversos estudios estratigráficos
y paleoambientales (Moya 1988 1999,
Aceñolaza et al. 1999, Moya 2002, Astini
2003, Mángano y Buatois 2004, Astini
2008, Moya 2008). La presencia de depósitos
de tormenta en las secuencias ordovícicas
del noroeste argentino ha sido mencionada
en reiteradas oportunidades. Así depósitos
de este tipo fueron descriptos para la Formación
Santa Rosita (Cámbrico Tardío-Tremadociano)
en la quebrada de Humahuaca
en donde se define para esta unidad un ambiente
de plataforma dominado por tormentas
(Moya 1988 1999, Buatois y Mángano
2003, Mángano et al. 2005, Buatois et al.
2006). Otra evidencia de este tipo de depósitos
ha sido hallada para secuencias ordovícicas
más jóvenes de la Cordillera Oriental
en la Formación Acoite, del Floiano (Waisfeld
1992, Astini y Waisfeld 1993).
La Formación Coquena (Tremadociano superior)
es otra unidad de la cuenca ordovícica
del noroeste argentino que muestra importantes
depósitos de tormenta en su sucesión.
Estos depósitos están muy bien expuestos en
la quebrada de Chalala. En este trabajo se
describen e interpretan las tempestitas de
la Formación Coquena en la mencionada
quebrada (Cordillera Oriental jujeña) con
el objeto de establecer la dinámica de estos
depósitos en la plataforma siliciclástica del
Tremadociano superior.
UBICACIÓN Y MARCO GEOLÓGICO
La quebrada de Chalala se encuentra ubicada 5 km al oeste de la localidad de Purmamarca en el departamento Tumbaya, provincia de Jujuy (Fig. 1). La misma presenta una orientación NE-SO con una marcada bifurcación en su tramo superior y constituye una de las quebradas tributarias de la quebrada de Purmamarca.
Figura 1: mapa de ubicación de la quebrada de Chalala, mostrando áreas con afloramientos ordovícicos (gris) y
el área de estudio.
Diversos autores han aportado información
de índole geológica, tectónica y paleontológica
de esta zona, entre los que cabe destacar
a Harrington y Leanza (1957), Ramos et al. (1967), Amengual y Zanettini (1974),
Rao et al. (1994), Ottone et al. (1995), Tortello
(1996), Benedetto y Carrasco (2002)
y Zeballo et al. (2008).
Las rocas más antiguas expuestas en la
región de Chalala, pertenecen a la Formación
Puncoviscana (Turner 1960), la
cual aflora en forma de escamas tectónica
en la desembocadura de la quebrada
homónima. Sobre esta unidad y en
contacto tectónico se apoyan los niveles
tremadocianos de la Formación Coquena
(Harrington en Harrington y Leanza
1957 nom. transl. Ramos et al. 1967) que
pasan transicionalmente hacia arriba a
la Formación Cieneguillas, del Floiano
(Harrington en Harrington y Leanza
1957 nom. transl. Ramos et al. 1967).
Estas unidades ordovícicas se encuentran
expuestas en ambas márgenes de la
quebrada de Chalala. De manera aislada
afloran los niveles cretácico-terciarios del
Grupo Salta indiferenciado en contacto
tectónico con la Formación Puncoviscana
y depósitos modernos.
La Formación Coquena fue descripta originalmente
por Harrington (en Harrington y
Leanza 1957) en las quebradas de Coquena
y Chalala como una sucesión de areniscas
gris verdosas con intercalaciones de limolitas
fosilíferas. En base a su fauna de trilobites
(Biozona de Notopelthis orthometopa)
esta unidad fue asignada por dicho autor al
Tremadociano tardío.
En el área de estudio, la Formación Coquena
fue previamente estudiada por Ottone et al. (1995) quienes describieron una
asociación fitoplanctónica hallada en la
sección basal del perfil de la quebrada de
Chalala. De acuerdo a dichos autores esta
microflora, escasa y poco variada, podría
ser incluida en la paleoprovincia mediterránea
o perigondwanica que se desarrolló
durante el Ordovícico temprano.
Con posterioridad Benedetto y Carrasco
(2002) llevaron a cabo un estudio estratigráfico
donde identificaron la presencia de
dos miembros para la Formación Coquena
aflorante en la quebrada de Chalala. El
miembro inferior, heterolítico, correspondería
a un ambiente de shoreface inferior,
afectado por tormentas, mientras que, el
superior dominantemente pelítico indicaría
la transición al offshore.
Zeballo et al. (2008) estudiaron la fauna de
graptolitos y conodontes provenientes de los
miembros inferior y superior de esta unidad,
en las quebradas de Chalala y Coquena. Estos autores identificaron una asociación de
especies pertenecientes a la Zona de Cordylodus
angulatus, Paltodus deltifer y Acodus
deltatus-Paroistodus proteus, y a la Zona de Aorograptus victoriae, conjuntamente con
restos de trilobites pertenecientes a la biozona Notopeltis orthometopa permitiendo confirmar
la edad de tremadociana tardía para la
secuencia de la quebrada de Chalala.
La sección relevada en el presente trabajo
aflora en la rama izquierda de la quebrada
de Chalala y representa principalmente el
miembro heterolítico de la Formación Coquena
(Benedetto y Carrasco 2002). Dicho
miembro se caracteriza por la presencia de
abundantes niveles arenosos, portadores de
importantes depósitos bioclásticos conformados
dominantemente por restos de braquiópodos
y trilobites.
FACIES SEDIMENTARIAS
En la sección relevada se han reconocido cinco facies sedimentarias, definidas en base a su litología, contactos, geometría, estructuras sedimentarias y contenido fósil (Cuadro 1 y Fig. 2).
Cuadro 1: Facies sedimentarias, procesos y ambiente de depositación de la Formación Coquena en la quebrada de Chalala.
Figura 2:
perfil sedimentológico
de la Formación Coquena en la
quebrada de Chalala.
Facies A: Pelitas laminadas
Esta facies se compone de pelitas gris verdosas
finamente laminadas, friables. Conforma
paquetes lateralmente continuos de
espesor menor a 1 m y se observan principalmente
en el tramo inferior del perfil,
próximo a su base (Fig. 2). La laminación
está determinada por la alternancia de láminas
(claras y oscuras) plano-paralelas,
menores a 1 mm, muy bien preservadas.
Esta facies es portadora de escasos restos
de trilobites entre los cuales se ha podido
identificar la presencia de algunos cranidios
de Angelina sp. y fragmentos torácicos
y pigidios de trilobites olénidos indeterminados.
Esta facies representaría la sedimentación
en un ambiente de plataforma externa. La
falta de estructuras de oscilación, indica
que la depositación se produjo por debajo
del nivel de olas de tormenta. La presencia
de una fauna de olénidos en esta facies
puede explicarse por la adaptación que sufrían
algunos representantes de esta familia
a estas condiciones ambientales (Esteban
y Tortello 2007). Estaría representando la
sedimentación normal por decantación de
material fino en medios de baja energía en
ausencia de olas y corrientes.
Facies B: Pelitas laminadas con limolitas
arenosas masivas o laminadas interestratificadas
La Facies B está conformada por pelitas
verdosas finamente laminadas con limolitas
arenosas interestratificadas (Figs. 2, 3a y b).
Constituye paquetes inferiores a los 2 m de
espesor y lateralmente extensos. La laminación
de las pelitas corresponde a una alternancia
de láminas claras y oscuras, inferiores
a 1 mm. Esta laminación en algunos
casos es microscópica, levemente ondulada
y conformada por láminas de arcilla y muscovita,
que intercalan con láminas de cuarzo
y feldespato. Las limolitas arenosas, son
gris clara a verde, delgadamente interestratificadas
y constituyen bancos tabulares de
5 a 20 cm, con contactos netos y planos.
Internamente son masivos o finamente laminados
(Fig. 3 c). Los niveles masivos suelen
presentar bioturbación en sus techos y
se ha logrado identificar escasos representantes
de icnogéneros como Skolithos y Trichophycus indeterminados.
Figura 3: facies sedimentarias correspondientes a la plataforma y offshore (Facies B y C) ; a) vista general de la
Facies B; b) pelitas laminadas y limolitas arenosas de la Facies B; c) limolitas arenosas con laminación paralela
de la Facies B; d) vista general de la Facies C; e) niveles bioclásticos matriz soportante en bancos arenosos, Facies
C.; f ) niveles arenosos con laminación entrecruzada hummocky de la Facies C; g) techos de niveles arenosos con
trenes de ondulas de la Facies C.
La Facies B representa un ambiente de plataforma, de baja energía por debajo del nivel de base de olas de tormenta, que presenta evidencias de escasos eventos de sedimentación episódica. Bajo condiciones normales se produce la decantación de material fino en suspensión, pero esporádicamente es afectado por corrientes de turbidez, que producen el transporte y depositación de los delgados bancos limo-arenosos presentes en esta facies. La génesis de este tipo de depósitos, intercalados en secuencias de aguas profundas, ha sido interpretada por Hambling y Walker (1979) y Brencheley (1985) como turbiditas inducidas por tormentas que transportan volúmenes de arena a la plataforma.
Facies C: Areniscas muy finas a finas con
micro-hummocky y pelitas bioturbadas
interestratificadas
La Facies C consiste en capas de areniscas
muy finas a finas, gris a gris verdosas, con
laminación entrecruzada micro-hummocky y pelitas verdosas, conformando paquetes de
2 a 5 m de potencia en distintos tramos del
perfil (Figs. 2 y 3d). Las capas arenosas están
fina a gruesamente estratificadas (5 a 65 cm
de espesor) y constituyen bancos tabulares
de bases netas, paralelas u onduladas y techos
con ondulitas de oleaje. Internamente
son masivos o pueden presentar una laminación
entrecruzada micro-hummocky (Fig. 3f)
y laminación ondulítica ascendente de oleaje
desfasada. Las ondulitas son quasi simétricas
y los trenes de óndulas muestran una ligera
bifurcación (Fig. 3g). Algunas de estas capas
presentan delgados niveles bioclásticos
en la base, constituidos dominantemente
por braquiópodos desarticulados y con escasa
proporción de fragmentos de trilobites
(Fig. 3e). Estas concentraciones bioclásticas
son matriz-soportadas y presentan mayormente
una disposición caótica de los restos.
Los niveles pelíticos de esta facies presentan
espesores que varían de 3 a 15 cm, se encuentran
mayormente bioturbados aunque
hay escasos sectores con una fina laminación
paralela.
Esta facies indica la depositación de sedimentos
en ambientes de mayor energía con
respecto a las Facies A y B. La presencia de
capas arenosas con laminación entrecruzada
micro-hummocky, laminación ondulítica
de oleaje y laminación ondulítica de crestas
simétricas a casi simétricas indica la depositación
por encima del nivel de base de olas de tormenta, por flujos combinados. Esta
facies representa una sedimentación en
un ambiente de offshore superior, donde la
depositación se produce por caída en suspensión
del material fino alternando con
depósitos de génesis por las capas arenosas
de bases erosivas.
Facies D: Areniscas muy finas a finas con
estratificación entrecruzada hummocky y
pelitas interestratificadas
Esta facies se encuentra principalmente
en el tramo medio y superior del perfil y
constituye paquetes de 70 cm a 1.5 m de
espesor (Fig. 2). Consiste en la alternancia
de areniscas finas, gris a gris verdosas, con
estratificación entrecruzada hummocky y
escasas pelitas verdosas laminadas. Los niveles
arenosos forman bancos tabulares y
lenticulares, de 3 a 80 cm de espesor, con
contactos netos, paralelos u ondulados.
Internamente pueden ser masivos o laminados
paralelamente y presentar estratificación
entrecruzada hummocky (Fig. 4a y b).
A veces, los techos de estas capas pueden
contener trenes bien marcados de ondulitas
(Fig. 4c) y cerca de la base, lentes o capas
bioclásticas cuyo tamaño puede variar entre
20 y 60 cm. Al igual que los niveles bioclásticos
hallados en la Facies C son matrizsoportados,
y están compuestos exclusivamente
por restos de braquiópodos desarticulados
y fragmentos de trilobites sin una
orientación preferencial. Las capas pueden
mostrar sus techos bioturbados (Fig. 4c),
en ellos se han podido identificar niveles
con Skolithos y Palaeophycus.
Figura 4: facies sedimentarias de la Formación Coquena correspondientes a la transición al offshore (facies D); a)
bancos arenosos tabulares y lenticulares con escasas intercalaciones peliticas. b) bancos arenosos con laminación
paralela y niveles bioclásticos tabulares en sus bases (NBT). c) techos de bancos arenosos con trenes de ondulas
y bioturbados.
La abundancia de niveles arenosos con estratificación entrecruzada hummocky, algunos próximos al metro de espesor, y la escasez de sedimento pelítico intercalado, así como el incremento de niveles portadores de Skolithos respecto de la Facies B, sugieren un ambiente de menor profundidad y mayor energía (e.g. Buatois y Mángano 2011). Esta facies representa la sedimentación en la transición al offshore, donde la alternancia de niveles arenosos y peliticos es característico (Pemberton et al. 2001). La litología observada y las estructuras sedimentarias evidencian que en este medio los sedimentos se depositaron en aguas tranquilas bajo flujos oscilatorios que con episodios de tormentas.
Facies E: Areniscas finas con estratificación
entrecruzada hummocky amalgamadas
La Facies E está definida por areniscas
finas, gris verdosas, con estratificación
entrecruzada hummocky amalgamada y
puede ser observada en diversos tramos
del perfil, en donde constituye paquetes
de 40 cm hasta 1.5 m. (Figs. 2 y 5a). Esta
facies presenta normalmente una geometría
lenticular, aunque bancos con cierta
continuidad lateral también pueden ser
observados. Los lentes llegan a tener hasta
80 cm en su tramo más ancho y se encuentran
normalmente amalgamados (Fig. 5a).
Internamente muestran una estratificación
entrecruzada hummocky que a veces pasa hacia arriba a un nivel con laminación
paralela. En el caso de los bancos tabulares
solamente se ha observado laminación
paralela a subparalela. Abundantes niveles
bioclásticos conformando lentes o capas
continuas en la base de los niveles arenosos
son característicos de la facies (Fig. 5
c y d). En algunos casos se han llegado a
observar verdaderos pavimentos, debido a
la exposición de los mismos sobre el plano
de estratificación. Si bien la composición
taxonómica de estos niveles es similar a los
observados en las otras facies descriptas,
y corresponde a fragmentos de braquiópodos,
trilobites y posibles secciones de
equinodermos, en la mayoría de los casos
su fábrica es bioclasto-soportada. El techo
de las capas tabulares contiene Skolithos,
ondulas de interferencia e intensa bioturbación.
Estructuras de deformación por
carga como son las estructuras almohadilladas
(balls and pillows) se encuentran
asociadas a esta facies (Fig. 5 b).
Figura 5: facies de shoreface (facies E), de la Formación Coquena. a) niveles arenosos amalgamados; b) niveles
arenosos amalgamados y estructuras almohadilladas (ball and pillows); c y d) niveles bioclásticos lenticulares
(NBL) y tabulares (NBT).
La facies E refleja la depositación en zonas del shoreface con gran influencia de eventos de tormentas, como sugieren las capas amalgamadas con estratificación entrecruzada hummocky y la ausencia de niveles pelíticos, que pueden ser interpretados como niveles proximales de eventos episódicos (Brenchley 1985, Brenchley et al. 1986). Durante la acción repetida de eventos de tormenta las olas remueven el material fino y erosionan los depósitos previos, lo que promueve el amalgamamiento de las capas. Las estructuras almohadilladas de esta facies evidencian una elevada tasa de sedimentación probando así la génesis episódica de estos depósitos. Los niveles bioclásticos presentan un alto grado de desarticulación y gran concentración de elementos, distribución dominantemente aleatoria permitiendo inferir que su génesis tuvo lugar en medios de elevada energía.
LAS TEMPESTITAS: SU DISTRIBUCIÓN EN LA PLATA FORMA
Del análisis paleoambiental de la Formación
Coquena en la zona de estudio podemos
concluir que la misma se habría
depositado en un ambiente de shoreface a
plataforma. En la cual la sedimentación siliciclástica
normal era eventualmente afectada
por eventos de tormentas.
Según Dott y Bourgeois (1982) y Walker et
al. (1983), dentro de una capa de tormenta
se puede definir una secuencia de estructuras
primarias (Fig. 6), que varía desde una
laminación paralela de bajo ángulo en la
base (zona P), sucedida por un intervalo
con estratificación entrecruzada hummocky (zona H). En el tope del depósito, raramente
se ha observado un nuevo intervalo con
laminación plana (zona F) y techos con trenes
de ondulitas de olas (zona X), cubierto
por una zona de pelitas bioturbadas. Normalmente
estos depósitos suelen presentar
un intervalo basal gradado y/o masivo con
base erosiva, que en ocasiones poseen concentraciones
bioclásticas.
Figura 6: esquema de secuencia de estructuras primarias dentro de una capa de tormenta tomado de Dott y
Bourgeois (1982) y Walker et al. (1983).
Dentro de este modelo pueden existir muchas
variaciones debido a la ausencia de alguno
de estos intervalos en el depósito o
bien producto de su posición en la plataforma,
dado que los mismos presentan un
espectro de tipos desde el offshore al nearshore (Dott y Bourgeois 1982, Brenchley et
al. 1993).
Teniendo en cuenta el espesor de los bancos
arenosos, las estructuras sedimentarias
presentes, la litología, granulometría y el
ambiente de depositación de la sección estudiada
hemos logrado determinar la presencia
de niveles de génesis episódica que
revelan trenes de proximalidad. Dichos niveles
han sido identificados como tempestitas
distales, proximales no amalgamadas y
proximales amalgamadas (Fig. 7). Este tipo
de interpretación ha sido previamente llevada
a cabo por distintos autores que utilizan
los parámetros mencionados como índices
de proximalidad (Aigner 1980 1982,
Dott y Burgeois 1982, Molina et al. 1987)
En el sector de la plataforma media-externa
predominaba la decantación de material
fino en ausencia de olas y corrientes (Facies
A). En este medio los depósitos de tormenta
se encuentran ausentes y los niveles de
génesis episódica están representados por
bancos con continuidad lateral de 2 a 15
cm de espesor conformados por limonitas
arenosas con laminación paralela o masivas
(Facies B) que corresponderían al intervalo
P de Walker et al. (1983) (Fig. 7). Estos depósitos
son interpretados como turbiditas.
Figura 7: perfil esquemático de la plataforma mostrando ubicación de tempestitas y facies (Tomado de Buatois y Mángano 2011).
En la zona del offshore la sedimentación tuvo lugar por decantación de material en
suspensión durante periodos de buen tiempo
lo cual era interrumpido por la acción
de eventos de tormenta que transportaban
material arenoso generando niveles interpretados
como tempestitas distales (Fig.
7). Capas con características similares a las
aquí descriptas han sido interpretadas por
Brenchley (1985) y Brenchley et al. (1986)
como tempestitas distales. Dichos niveles se
encuentran separados unos de otros por potentes
paquetes peliticos y están conformados
por bancos arenosos con espesores de
3 a 60 cm, en forma de bancos continuos
lateralmente o lentiformes, que presentan
laminación entrecruzada micro-hummocky, laminación entrecruzada de ripples y delgados
niveles bioclásticos (Facies C). Las
capas con laminación micro-hummocky y ripples pueden interpretarse como las zonas
H y X de Dott y Burgeois (1982).
El sector de transición al offshore está
caracterizado por un sustrato de material
fino producto de la decantación durante
el buen tiempo, mientras que durante las
tormentas se depositaban material arenoso
y bioclástico removilizado del shoreface (Aigner y Reineck 1982, Dott y Bourgeois
1982).
El mayor número y espesor de niveles
arenosos, con un mejor desarrollo de
estratificación entrecruzada hummocky, y la
escasez de sedimento pelítico intercalado,
indican una mayor proximidad a la costa,
han permitido caracterizar a estos niveles
como tempestitas proximales no amalgamadas
(Brenchley 1985, Brenchley et al.
1986), representadas en la Facies D (Fig.
7). Las mismas están conformadas por niveles
arenosos en forma de bancos o lentes
con estratificación entrecruzada hummocky o laminación paralela. Sus techos suelen
contener trenes de ondulitas y sus bases
niveles bioclásticos bien desarrollados. Las
zonas con laminación paralela, estratificación
entrecruzada hummocky y trenes de
ondulas podrían corresponder a los intervalos
P de Walker et al. (1983) y zonas H y
X de Dott y Burgeois (1982).
El shoreface, ambiente más cercano a la
costa identificado, estuvo afectado por olas
de buen tiempo y periódicamente por olas
de tormentas, donde se depositaron sucesivos bancos arenosos sin mediar entre ellos
ningún nivel pelítico, Facies E (Fig. 7). Sus
características permiten interpretar a estos
depósitos como las capas más proximales
de un evento de tormenta, tempestitas
proximales amalgamadas (Brenchley 1985,
Brenchley et al. 1986), conformadas por
bancos tabulares o niveles lentiformes de
arena, que exhiben estratificación entrecruzada hummocky, y laminación paralela, con
abundantes niveles bioclásticos. Los niveles
con estratificación entrecruzada hummocky que en algunas oportunidades pasa a una
laminación paralela poco desarrollada pueden
corresponderse con las Zonas H y F
respectivamente de Dott y Burgeois (1982).
El análisis e interpretación de estos niveles
no solo permiten identificar trenes de
proximalidad, también nos brinda información
sobre la dinámica sedimentaria e
intensidad de estos eventos, donde la acción
de las tormentas y corrientes generadas
por ellas erosionan, transportan y depositan
sedimentos. En las plataformas dominadas
por olas y tormentas, el material
fino se acumula en zonas profundas por
debajo del nivel de olas de tormenta y solo
durante los eventos episódicos se depositan
niveles arenosos en la plataforma. La
abundancia de los niveles de tempestitas a
través de todo el perfil, demuestra que la
sedimentación tuvo lugar mayormente por
encima del nivel de base de olas de tormenta,
a excepción de los niveles limoarenoso
observados en la facies B. En este caso el
mecanismo de transporte de arena a esta
zona de la plataforma habrían sido corrientes
de turbidez generadas por la acción de
tormentas en el shoreface (Hambling y
Walker 1979, Mónaco 1992).
Otro rasgo a destacar es la presencia de numerosas
capas arenosas amalgamadas y con
estratificación entrecruzada hummocky (facies
E) las cuales reflejan la acción de sucesivos
eventos de tormentas de elevada energía,
donde la acción erosiva de las olas removió
parte o la totalidad del material fino (Dott
y Burgeois 1982, Brenchley et al. 1993).
Siguiendo el esquema de Mac Eachern y
Pemberton (1992), en base a la frecuencia
e intensidad de las tormentas, este tipo de
capas y la presencia de abundantes estructuras
de oleaje reflejan un ambiente marino
fuertemente afectado por tormentas. La presencia
de numerosos niveles bioclásticos de
bases erosivas (Facies D y E) también brinda
importante información sobre la acción de
estos eventos episódicos. Sus características
como grado de desarticulación, la concentración
de elementos distribuidos aleatoriamente
y su grado de fragmentación confirman
su formación por flujos turbulentos posiblemente
durante el pico de estos eventos
(Kreisa y Bambach 1982).
Como fue mencionado anteriormente este
tipo de depósito de evento ha sido registrado
en secuencias ordovícicas en la Quebrada
de Humahuaca. La presencia de estos
niveles en la sección en la quebrada de
Chalala y su información sedimentológica
son otra evidencia de su depositación en
una plataforma marina siliciclástica dominada
por tormentas. Esto sumado a la existencia
de información biestratigráfica relevante
en función del hallazgo de acritarcos,
braquiópodos, conodontes (Ottone et al.
1995, Benedetto y Carrasco 2002, Zeballo et al. 2008) han permitido correlacionar la
secuencia , al menos en forma parcial con
el miembro Humacha, correspondiente a la
"Arenisca 3" de Moya (1988).
CONCLUSIONES
Durante el Tremadociano Superior se desarrolló
en la zona de estudio una plataforma
somera con sedimentación siliciclástica influenciada
por la acción de las tormentas.
El análisis facial y sedimentológico de estos
eventos episódicos ha permitido identificar
proximales amalgamadas, en facies de shoreface (Facies E), tempestitas proximales en
facies de la transición al offshore (Facies D)
y tempestitas dístales del offshore superior
(Facies C).
Las características de estos niveles y su distribución
en la sección reflejan que la mayor
parte de la sedimentación estuvo ligada
a estos eventos episódicos por encima del
nivel de base de olas de tormenta (Facies C,
D y E), mientras que debajo de dicho nivel
fueron las corrientes de turbidez el mecanismo
de transporte de los niveles limoarenoso
(Facies B).
En base al esquema de Mac Eachern y
Pemberton (1992), que tiene en cuenta la
frecuencia e intensidad de las tormentas,
las numerosas capas arenosas amalgamadas
con estratificación entrecruzada hummocky
y la presencia de abundantes estructuras
de oleaje reflejan un ambiente marino fuertemente
afectado por tormentas.
La presencia de numerosos niveles bioclásticos
de bases erosivas (Facies D y E) cuyas
características como grado de desarticulación,
la concentración de elementos distribuidos
aleatoriamente y su grado de fragmentación
confirman su formación bajo la
acción de flujos turbulentos posiblemente
durante el pico de estos eventos (Kreisa y
Bambach 1982).
Las características sedimentológicas y la
información bioestratigráfica disponible
de la zona, han permitido correlacionar la
secuencia, al menos en forma parcial con
el miembro Humacha, correspondiente a la
"Arenisca 3" de Moya (1988).
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Recibido: 3 de marzo, 2012
Aceptado: 20 de octubre, 2012