ARTÍCULOS
Diagénesis y procedencia de la Formación Los Colorados (Noriano), Cuenca de Ischigualasto- Villa Unión, Noroeste de Argentina
Laura Jazmín Schencman1,2, Carina Colombi2,3, Paula Santi Malnis2,3 y Carlos Oscar Limarino1,2
1 Departamento de Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires, Ciudad Autónoma de Buenos Aires.
Instituto de Geociencias Básicas, Aplicadas y Ambientales de Buenos Aires.
2 Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas
3 Instituto y Museo de Ciencias Naturales, Universidad Nacional de San Juan
E-mail: jazminsch@gmail.com
RESUMEN
En este trabajo se discuten la historia diagenética y las áreas de proveniencia de la Formación Los Colorados, unidad de bancos rojos que representa el relleno final de la cuenca triásica de Ischigualasto-Villa Unión. Esta Formación fue muestreada en su área tipo y las investigaciones corresponden al análisis de 45 secciones delgadas, estudios por microscopía electrónica de barrido y ocho análisis químicos de areniscas. Desde el punto de vista diagenético fueron consideradas dos situaciones diferentes, ya que el medio depositacional influyó fuertemente en la ulterior diagénesis: 1. areniscas tempranamente cementadas por yeso, probablemente vinculadas a pequeños cuerpos de agua efímeros y 2. areniscas con mucho más complejos patrones diagenéticos, posiblemente relacionadas a ambientes fluviales no inundados. En este último caso se reconocieron cuatro estados diagenéticos que se desarrollaron entre la eogénesis y la mesogénesis temprana, predominando ampliamente la compactación física sobre la química. Las areniscas muestran valores máximos de porosidad ligeramente superiores al 10 %, corresponden a porosidad secundaria, principalmente intergranular. Teniendo en cuenta la morfología, conectividad, tamaño y tipo de porel se identificaron tres patrones porales dominantes. En lo que respecta a las áreas de proveniencia, las modas detríticas y los análisis químicos de areniscas indican que el aporte fue tanto desde el basamento metamórfico-ígneo de la Sierra de Valle Fértil, como de las rocas graníticas de las Sierras de Sañogasta. Además, se descarta a la Precordillera como área de proveniencia durante la depositación de la Formación Los Colorados en esta área.
Palabras clave: Triásico; Diagénesis; Modas detríticas de areniscas; Cuenca Ischigualasto.
ABSTRACT
Diagenesis and provenance of the Los Colorados Formation (Norian), Ischigualasto-Villa Unión Basin, northwest of Argentina
This paper deals with the diagenetic history, and the source areas of the Los Colorados Formation, a red bed sequence that records the final filling of the Triassic Ischigualasto-Villa Unión Basin. Forty-five unaltered sandstone were selected for thin section analysis, six by scanning electron microscopy investigation and eight for chemical analysis. From the diagenetic point of view, were considered two different situations due to the depositional environment strongly influenced the subsequent diagenetic processes: 1. Early cemented sandstones (for gypsum) probably linked to small ephemeral water bodies, and 2. Sandstones showing much more complex diagenetic patterns, probably related to fluvial environments with water table below the depositional surface. In this last case, four diagenetic stages were recognized, comprised between the eogenesis and the early mesogenesis. The reduction of the intergranular space was widely dominated by physical compaction. The sandstones showed maximum porosity values slightly higher than 10 %, predominating the intergranular secondary porosity. Considering the morphology, conectivity, size and type of porel, three major porous patterns were identified. In relation to the provenance areas, the detrital modes of sandstones as well as chemical analysis indicated that the source areas corresponding both, the metamorphic-igneo basement of the Sierra de Valle Fértil and the granitic rocks of the Sierras de Sañogasta. Moreover, the Precordillera was discarded as source area during the deposition of the Los Colorados Formation in the studied area.
Keywords: Triassic; Diagenesis; Sandstone detrital modes; Ischigualasto Basin.
INTRODUCCIÓN
La Formación Los Colorados (Triásico tardío, Noriano, Kent et al. 2014) representa una clásica sucesión de bancos rojos continentales, de unos 1000 m de espesor, con la que culmina la sedimentación triásica en la Cuenca Ischigualasto-Villa Unión (Stipanicic y Bonaparte 1979; Fig. 1). Esta cuenca forma parte de otras varias áreas depositacionales sujetas a tectónica extensional, las que cubrieron buena parte del centro-oeste argentino y se relacionan a la apertura del Gondwana durante el Mesozoico (Uliana y Biddle 1988, López Gamundi et al. 1994). Las cuencas triásicas muestran frecuentemente la acumulación de pelitas lacustres con significativos tenores de materia orgánica, las que en algunos casos resultan rocas generadoras de hidrocarburos con importancia económica (ej. cuenca Cuyana). Sobre estos depósitos lacustres se desarrollan potentes facies fluviales y fluviodeltaicas que frecuentemente constituyen rocas reservorios (Boggetti et al. 2002). En el caso de la Cuenca Ischigualasto-Villa Unión las sucesiones lacustres, incluyendo pelitas con importantes tenores de materia orgánica, se encuentran en la base de la espesa columna sedimentaria, correspondiendo a las formaciones Ischichuca y Los Rastros (Milana 1998, Fig. 2). Estas unidades son sucedidas por depósitos fluviales correspondientes a las formaciones Ischigualasto y Los Colorados (Milana y Alcober 1994).
Figura 1: a) Mapa de ubicación y bosquejo geológico de la zona estudiada. La estrella indica la zona donde
fue efectuado el perfil de la figura 3; b) Imagen satelital de la región.
Figura 2: Columna estratigráfica general de la
cuenca triásica Ischigualasto-Villa Unión.
La composición petrográfica, historia diagenética y áreas de proveniencia de la Formación Los Colorados han sido motivo de escasos estudios previos, por lo que es exigua la información referente a sus áreas fuente y a la evolución postdepositacional de la pila sedimentaria (Milana y Alcober 1994, Caselli et al. 2001, Santi Malnis et al. 2014). Este déficit en el conocimiento genera cuatro problemas principales: 1) no es posible establecer al presente, en forma fehaciente, la composición modal y áreas de procedencia de las secuencias de postrift correspondiente a la Formación Los Colorados; 2) esta falta de información no permite elaborar modelos paleogeográficos sobre bases sustentables; 3) la caracterización de probables reservorios ubicados en el tope de la sucesión triásica es sólo hipotética y aspectos tales como el origen y patrones de porosidad son ignorados y 4) poco se sabe acerca del grado diagenético alcanzado por esta sucesión. Se ha procedido al muestreo y estudio microscópico de areniscas de la Formación Los Colorados en su área tipo, ubicada en la Hoyada de Ischigualasto, provincia de San Juan (Fig. 1), con el propósito de contribuir a una mejor comprensión de los aspectos arriba señalados. En todos los casos las litologías muestreadas corresponden a depósitos fluviales cuya ubicación puede consultarse en la figura 3.
Figura 3: Perfil estratigráfico de la Formación Los Colorados en el área de La Esquina (máximo espesor)
mostrando la ubicación relativa de las muestras sobre las que se efectuaron los estudios petrográficos (círculos
blancos) y petrográficos-geoquímicos (círculos negros).
MARCO GEOLÓGICO
La cuenca de Ischigualasto-Villa Unión
(Stipanicic y Bonaparte 1979) se formó
como resultado de la extensión triásica
vinculada a la apertura del Gondwana en
el centro-oeste argentino (Kokogian et al. 1993, 1999; López Gamundi et al. 1994;
Zerfass et al. 2 004). L a e structura d e l a
cuenca de Ischigualasto-Villa Unión es
interpretada como un hemigraben que
surge por el desplazamiento normal de la
falla maestra de Valle Fértil (Milana y Alcober
1994), o bien como un graben generado
entre la falla de Valle Fértil y la falla
de El Alto (Currie y Colombi 2007). La
depositación en esta cuenca comenzó durante
el Triásico Inferior-Pérmico Superior
y se continuó durante todo el Triásico
(Milana y Alcober 1994) alcanzando un
espesor de relleno clástico de aproximadamente
3,5 km (Milana y Alcober 1994,
Alcober 1996). La estratigrafía de la cuenca
está conformada por las Formaciones
Talampaya y Tarjados, del Triásico Inferior,
las Formaciones Chañares, Ischichuca
y Los Rastros del Triásico Medio y las
Formaciones Ischigualasto y Los Colorados
del Triásico Superior (Stipanicic y Bonaparte
1979, Fig. 2).
Este estudio se focaliza en la Formación
Los Colorados la cual, como se mencionó
anteriormente, representa las últimas facies
de relleno de esta cuenca extensional.
Esta unidad ha sido interpretada como
depositada durante la etapa de subsidencia
térmica de la cuenca, previa al cierre de
la misma (Milana y Alcober 1994). La Formación
Los Colorados posee un espesor
variable que oscila entre los 400 metros
en el sur de la cuenca y los 1000 metros
en el área norte. Esta unidad, una clásica
secuencia de bancos rojos (red-beds), está
conformada por una sucesión clástica depositada
en ambiente fluvial. La misma involucra
areniscas gruesas-medianas y, en
menor proporción, conglomerados pertenecientes
a depósitos de canal y facies
de llanura de inundación compuestas por
areniscas finas a muy finas y escasas limolitas.
La edad de la Formación Los Colorados
ha sido considerada noriana en base
a estudios magnetoestratigráficos (Santi
Malnis 2014, Kent et al. 2014), la misma
concuerda con la interpretada por criterios
bioestratigráficos en base a la asociación
de paleovertebrados preservados en
el techo de esta unidad (Bonaparte 1973).
MATERIALES Y MÉTODOS
Se estudiaron 45 secciones delgadas correspondientes
a diferentes intervalos estratigráficos
(Fig. 3) con el fin de analizar
las características diagenéticas y las áreas
de proveniencia de las areniscas de la Formación
Los Colorados. Se relevó un perfil
de detalle (escala 1:10.000) con el propósito
de estudiar el control que ejercieron
los diferentes ambientes depositacionales.
El estudio diagenético se realizó teniendo
en cuenta la fábrica de cada arenisca,
el tipo y estratigrafía de cementos, la porosidad
y los procesos diagenéticos principales.
En el caso de la porosidad, para su
caracterización cuantitativa, las secciones
delgadas fueron impregnadas con resina
epoxy azul de manera de resaltar la presencia
de poros. De forma similar a lo realizado
por Net y Limarino (2006) la porosidad
fue analizada mediante un programa
de análisis de imágenes petrográficas (en
este trabajo JMicroVision v1.2.7®) lo que
permitió una evaluación precisa, no solo del porcentaje de porosidad, sino también
los principales parámetros porales.
En lo que respecta a los estudios de procedencia,
en el muestreo se seleccionaron
areniscas medianas y gruesas, de modo
tal de minimizar el control granulométrico
que ejerce un menor tamaño de grano
sobre las fracciones compuestas de fragmentos
líticos. Se seleccionaron 13 litotipos
que caracterizan adecuadamente las
diferentes áreas de aporte. Dentro de los
fragmentos monominerales se individualizaron
el cuarzo monocristalino, cuarzo
policristalino de grano grueso, cuarzo policristalino
de grano fino, feldespato potásico
ortosa, feldespato potásico microclino,
plagioclasa y micas. Dentro de los
fragmentos líticos se distinguieron las siguientes
clases: líticos volcánicos ácidos,
líticos volcánicos mesosilícicos, líticos
volcánicos básicos, líticos metamórficos,
líticos plutónicos y por último líticos sedimentarios.
Como en el caso de la porosidad, la contribución
relativa de cada uno de los litotipos
se determinó empleando el programa
de análisis de imágenes JMicroVision
v1.2.7®, lo que permitió una medición
precisa de los porcentajes modales, preservando
un registro electrónico de las
mediciones efectuadas.
Los análisis de fábrica, textura y composición
por microscopía electrónica fueron
realizados en el Centro de Microscopía
Avanzada de la Universidad de Buenos
Aires. Para ello se utilizó un Microscopio Field Emission SEM (FESEM, Zeiss-Supra
40) con un detector de EDS (Energ y Dispersing Spectroscopy), marca Oxford Instruments,
modelo Inca X- Sight. La capacidad
de detección de este instrumento es
de concentraciones de 0,1% de cada elemento con volumen de interacción mínimo
de un micrón.
Finalmente, se efectuó el análisis químico
de roca total de ocho muestras de areniscas
por el método Fusión-ICP (metaborato
de litio/tetraborato) en los laboratorios
ACTLABS. De esta forma se obtuvieron
el porcentaje de todos los elementos mayoritarios
y de los siguientes elementos
traza: Ba, Sr, Y, Zr, Sc, Be y V. Los valores
obtenidos fueron volcados en los
diagramas de caracterización geoquímica
de áreas de proveniencia propuestos
por Bhatia (1983), Roser y Korsch (1986),
Maynard et al. (1982).
EVOLUCIÓN PALEOAMBIENTAL DE LA FORMACIÓN LOS COLORADOS
Desde el punto de vista paleoambiental, la
Formación Los Colorados fue depositada
principalmente por sistemas fluviales que
variaron en el tiempo y recurrentemente
desde meandriformes a anastomosados.
Estos sistemas mostraron diferente grado
de complejidad, no sólo en la arquitectura
de sus canales sino también en las planicies
de inundación, condicionado por la
variación del espacio de acomodación sedimentaria
en el tiempo.
A lo largo de la sucesión se han identificado
seis secciones (Fig. 3). La sección 1,
de 95 m de espesor, está compuesta por
bancos tabulares de areniscas, con predominio
de gruesas y muy gruesas, que corresponden
a depósitos de canales monoepisódicos.
Hacia arriba las areniscas
gruesas pasan a areniscas medianas, finas
y pelitas, estas últimas con abundantes
paleosuelos (Protosoles y Vertisoles).
Este conjunto muestra bien desarrolladas
secuencias granodecrecientes y es interpretado
como depositado en sistemas
fluviales meandriformes. La sección 2, de
235 m de espesor (Fig. 3), se diferencia de
la anterior por la naturaleza de sus canales
de arena gruesa a mediana, los que resultan
ahora multiepisódicos, y por el mayor
espesor de los depósitos de areniscas finas
y pelitas depositadas en áreas de planicies
de inundación con desarrollo de Calcisoles.
Además, las sucesiones de planicies
suelen mostrar algunos ciclos granocrecientes
que indicarían la progradación de
lóbulos de desbordamiento (crevasse splay).
Desde el punto de vista genético este intervalo
es interpretado como formado
por cursos fluviales anastomosados. La
sección 3, 110 m de espesor, corresponde
básicamente a una recurrencia de los depósitos
de la sección 1, esto es a secuencias
granodecrecientes de areniscas gruesas
hasta pelitas formadas en ambiente fluvial
meandriforme (Fig. 3).
La sección 4, alcanza 150 m de espesor
(Fig. 3), constituida mayormente por areniscas
gruesas. Algunos niveles pueden
presentar clastos de grava aislados, que
conforman canales multiepisódicos en la
base de la sección, que pasan a monoepisódicos
en el techo. Estos canales se intercalan
entre depósitos de areniscas finas
y pelitas correspondientes a ambientes de
planicies de inundación, los que muestran
arreglos granocrecientes (lóbulos de desbordamiento)
e incluyen paleosuelos correspondientes
a Protosoles y escasos
Calcisoles. La sección 5, de 130 m de potencia
(Fig. 3), se caracteriza por la acumulación
y amalgamación de depósitos de
canal, junto a depósitos finos de planicie
de inundación de escaso espesor y escasa
presencia de lóbulos de desbordamiento.
Las secciones 4 y 5 están genéticamente
relacionadas y habrían sido formadas en
sistemas fluviales multicanalizados que
fueron perdiendo espacio de acomodación
sedimentaria desde la sección 4 a la 5.
Finalmente, los últimos 80 m de la unidad
(sección 6, Fig. 3) comprenden ciclos
granodecrecientes, que van desde areniscas
gruesas de canal hasta areniscas finas y
pelitas de planicies de inundación con desarrollo
de Calcisoles. En forma similar a
las secciones 1 y 3 se interpreta que este
intervalo fue depositado por sistemas fluviales
unicanalizados de alta sinuosidad.
De acuerdo a lo expuesto, la Formación
Los Colorados en la sección estudiada
corresponde básicamente a la depositación
en dos tipos principales de sistemas
fluviales. Por un lado, aquellos unicanalizados
de alta sinuosidad, con depósitos
de canales monoepisódicos, arreglos granodecrecientes
y planicies de inundación
dominadas por acreción vertical (secciones
1, 3, 5 y 6). Por el otro, sistemas multicanalizados,
con facies de canales multiepisódicos,
extensas planicies y buen
desarrollo de lóbulos de desbordamiento
(secciones 2 y 4). Estos sistemas fluviales
se han reemplazado recurrentemente a lo
largo del tiempo.
ANÁLISIS COMPOSICIONAL DIAGENÉTICO DE ARENISCAS DE LA FORMACIÓN LOS COLORADOS
Composición de las areniscas
Las areniscas analizadas de la Formación
Los Colorados corresponden a diferentes
niveles estratigráficos de la unidad, que
incluyen muestras de las seis secciones
previamente definidas (Fig. 3).
Estas psamitas son en su mayor parte de
tamaño de grano mediano a grueso (media
entre 250 y 1000 μm), muestran moderada
a muy buena selección y muy bajos
porcentajes de matriz (menor a 5 %),
por lo que todas las muestras corresponden
a arenitas en el sentido de Dott (1964)
y Pettijhon et al. (1987). Los principales tipos
de clastos (litotipos) y la composición
modal de las areniscas se muestran en las
cuadros 1 y 2 respectivamente, su ubicación
en el diagrama de clasificación propuesto
por Folk et al. (1970) en la figura 4.
La mayoría de las muestras analizadas corresponden
a feldarenitas líticas (43,18 %)
y litoarenitas feldespáticas (36,36%), contando
con escasas muestras que corresponden
a feldarenitas y subfeldarenitas.
El principal componente es el cuarzo,
que se presenta en proporciones que varían
entre un máximo de 78,5 % y un mínimo
de 37 % (Cuadro 2). El litotipo de
cuarzo dominante es policristalino de
grano grueso (Qpg en Fig. 5a, c y e) y le
sigue en orden de abundancia el cuarzo
monocristalino (Qm en Fig. 5c). La presencia
de cuarzo policristalino de grano
fino (chert) es excepcional, constituyendo
la mayoría de las veces cantidades accesorias
(Cuadro 2).
Los feldespatos se presentan en porcentajes
que varían entre 40 % y 7 %, dominando
la ortosa, seguida por plagioclasa
y en menor medida microclino (Cuadro
2). Es frecuente que la ortosa (Fko en
Fig. 5a) y el microclino resulten pertíticos
(Fkp en Fig. 5e) y exhiban moderada alteración
arcillosa y ferruginosa. En lo que
respecta a la plagioclasa (Fpg en Fig. 5d)
se muestra invariablemente maclada y de
composición oligoclasa-andesina.
Los fragmentos líticos varían entre el 31
% y el 1 % (Cuadro 2), siendo dominantes
los líticos metamórficos de mediano
y alto grado y en mucha menor proporción
líticos volcánicos ácidos, mesosilícicos,
fragmentos plutónicos (aplitas) y
muy excepcionalmente líticos volcánicos
básicos. Cabe destacar la escasa presencia
de intraclastos pelíticos y de yeso en algunas
muestras.
Figura 4: Clasificación petrográfica de las areniscas
estudiadas en el esquema de Folk et al. (1970). El
área indica el polígono de confianza.
Figura 5: Microfotografías de las areniscas de la Formación Los Colorados. a) Cemento carbonático poikilítico
(A); b) Cementos de cobertura de clastos ferruginoso, que en ocasiones se corta en el contacto de dos
clastos (A) y cemento carbonático poikilítico (B); c) Cemento carbonático fibroso teñido por acción de los
óxidos de hierro; d) Yeso fibroso; e) Yeso poikilítico; f) Crecimiento secundario de cuarzo (A), migración
de óxidos a partir de la alteración de las micas (B). Referencias para la fracción clástica, Qm=cuarzo monocristalino,
Qpg=cuarzo policristalino de grano grueso, Fko=feldespato potásico ortosa, Fpg=feldespato
plagioclasa y Fkp=feldespato potásico pertítico.
Cuadro 1: Litotipos modales reconocidos
en las areniscas de la Formación
Los Colorados.
Cuadro 2: Recuentos modales en las areniscas de la Formación Los Colorados.
Recuento modal empleando los litotipos señalados en la cuadro 1. Para consultar la ubicación de las muestras
véase figura 3.
Diagénesis física: compactación
De acuerdo al tamaño de grano y selección
de las areniscas aquí analizadas, estas
rocas presentan una porosidad depositacional
relativamente alta, con valores
comprendidos entre el 40 % y 35 % calculados
por el método de Beard y Weyl
(1973). La posterior pérdida de porosidad
durante el sepultamiento fue enteramente
física en la mayoría de las muestras, sin
evidencias de compactación química. El
tipo de contacto que predomina entre los
clastos de las areniscas es recto, siguiéndole
en orden de importancia los contactos
tangenciales y en menor medida los
cóncavo-convexos (Taylor 1950). Excepcionalmente
algunas areniscas exhiben
fábrica flotante, ello ocurre cuando se ha
producido una muy temprana cementación
que inhibe la posterior compactación. El índice de empaquetamiento cerrado
(TPI index, Wilson y McBride 1988)
varía entre un valor máximo de 67 % y
un valor mínimo de 20 %, lo que indica
una moderada a moderadamente baja
compactación. Lo dicho es también sugerido
por el limitado flexuramiento de minerales
micáceos.
De acuerdo a lo expuesto la reducción
de la porosidad depositacional ha sido
en mayor medida el resultado de pérdida
por cementación (cementational porosity
loss, Houseknecht 1987, Ehrenberg 1995)
y en menor grado compactación mecánica
(compactional porosity loss, Houseknecht
1987, Ehrenberg 1995), aún teniendo en
cuenta la reducción en volumen de clastos
dúctiles (Wang et al. 2012).
Diagénesis química: minerales diagenéticos
Carbonato: El carbonato de calcio, dominado
por calcita y en menor proporción
dolomita en cristales romboidales, se presenta
como cemento y en algunos casos
como reemplazo de clastos. En el caso de
los cementos, existen tres fábricas principales:
poikilítico, microgranular ecuante
y tipo rim. El cemento poikilítico es excluyente
en algunas muestras, conforma cristales de varios milímetros de diámetro
compuestos por calcita frecuentemente
maclada (A en Fig. 5a). La calcita
microgranular está presente en casi todas
las muestras analizadas, en algunas
de ellas es dominante, mientras que en
otras se presenta subordinada. Se desarrolla
como un cemento de oclusión, formando
cristales aproximadamente equidimensionales
de hasta 150 micrones de
diámetro. Ocasionalmente el cemento
carbonático se asocia estrechamente a cemento
ferruginoso de hematita, en estos
casos, entre los cristales de carbonato se
distribuyen patinas de hematita de aspecto
filiforme, formando en conjunto un
cemento de oclusión (A en Fig. 5c). Es excepcional
la presencia de cemento microgranular
espáritico de unos 300 micrones
de diámetro. El cemento tipo rim es muy
escaso y se desarrolla como cobertura de
pocos micrones de espesor sobre los clastos.
En algunas ocasiones, la calcita aparece
como mineral de reemplazo, ya sea
como sustituciones parciales en feldespatos
o fragmentos líticos, o bien como un
reemplazo total de clastos.
Yeso: El yeso se presenta como principal
especie cementante en algunas areniscas,
aunque más frecuentemente está asociado
a cemento de carbonato y sílice. Se identifican
tres variedades principales: fibroso,
microgranular y poikilítico (A en Fig. 5d
y e, y A en Fig. 6a). El yeso fibroso es más
frecuente y corresponde a cristales aciculares,
de hasta 50 micrones de largo, que se
apoyan sobre el contorno de clastos conformando
un cemento tipo rim (A en Fig.
7a y b). En otros casos, el cemento fibroso
pasa sin solución de continuidad a cemento
de yeso microgranular que ocluye
el espacio poral. Finalmente, el cemento
de yeso poikilítico sólo ha sido observado
en algunas muestras, pero cuando está
presente resulta excluyente (A en Fig. 5e).
Figura 6: Imágenes por microscopía electrónica de barrido sobre los cementos de las areniscas. a) Cemento
de yeso fibroso; b) Microcuarzo apoyado sobre la superficie de un clasto; c) Cemento zeolítico; d) Porosidad
por disolución de cemento de yeso.
Figura 7: Imágenes por microscopía electrónica de barrido y análisis con microsonda. a) Cemento de yeso poikilítico
ocupando casi la totalidad del espacio intergranular; b) Cemento de cobertura de microcuarzo seguido
por cemento de oclusión de yeso (A); c) Cemento de zeolita sódica distribuida en el espacio intergranular.
Hematita: Se presenta como un cemento
de cobertura de clastos en casi todas las
muestras analizadas, aunque su proporción
rara vez excede 5% de las especies
cementantes. Este mineral es el responsable
del color rojo que exhibe la secuencia
al cubrir la superficie de los clastos con
una película de solo unos pocos micrones
de espesor (A en Fig. 5b). Para establecer
el momento de formación de la hematita,
esto es si se encontraba adherida a la superficie
de los granos previos a la depositación
(coating predeposicional) o bien
se originó durante la diagénesis, debido
a la alteración de minerales ferromagnesianos
(coating postdepositacional), se inspeccionó
la relación entre el cemento y
los contactos primarios entre clastos. En
un gran número de casos la película de
hematita se interrumpía en los contactos
primarios (B en la Fig. 5b), lo que sugiere
una formación postdepositacional de
al menos la mayor parte del cemento. Esto
es avalado por la falta casi total de cemento
hematítico en areniscas que han
sufrido una muy temprana cementación,
principalmente de yeso, que obliteró totalmente
el espacio poral e inhibió la alteración
de minerales ferromagnesianos y
la circulación de soluciones ricas en Fe3+.
Cuarzo: Se presenta formando dos tipos
de cementos de cobertura. Por un lado,
crecimiento secundario (A en Fig. 5f), el
que se desarrolla en algunos casos como
cemento de sostén. Por el otro, cemento
de cobertura de alta superficie específica
(B en Fig. 7b), se trata mayormente de microcuarzo,
frecuentemente desarrollando
cristales piramidales con su eje mayor
dispuesto en forma perpendicular a la superficie
de los clastos (B en Fig. 6b). Este
tipo de cemento sólo se presenta en algunas
muestras, y en ocasiones aparece engolfado
y corroído antes de la precipitación
de los cementos carbonáticos arriba
considerados.
Zeolita: Se presentan en alrededor de un
50% de las muestras analizadas formando
dos tipos de cementos principales: de
cobertura de clastos y de oclusión con fábrica
microgranular. Se caracterizan por
su baja birrefringencia, aspecto límpido y
en algunos casos la presencia de maclas.
El estudio con microscopio electrónico
permitió reconocer analcima como al
menos una de las especies de zeolitas cementantes
principales (C en Figs. 6c y 7c).
Arcilla: Si bien muchos clastos, en particular
los feldespatos, muestran variable
grado de alteración arcillosa, principalmente
a caolinita, es muy probable que este mineral se haya formado en el área
fuente y no necesariamente refleje procesos
diagenéticos. Lo dicho se basa en la
falta de un patrón generalizado de alteración
de feldespatos, en la ausencia de procesos
de disolución y en el hecho de que
mientras algunos clastos exhiben fuerte
alteración arcillosa otros se presentan
totalmente frescos. Por el contrario el
reemplazo de clastos líticos de volcanitas
por cloritas parece haber ocurrido durante
la diagénesis a juzgar por el similar
grado y la común mineralogía que muestran
estos fragmentos. En algunos casos,
y como resultado de la compactación y el
crecimiento de arcillas autigénicas dentro
de los clastos se produce la formación
de epimatriz y pseudomatriz (Dickinson
1970). La participación de otras arcillas
(probablemente illita) como cemento es
escasa y se limita a cemento de cobertura
de clastos estrechamente relacionadas al
cemento hematítico antes descripto.
Porosidad
Las areniscas estudiadas muestran bajos a
moderados valores de porosidad promedio
(entre 1 % y 5 %), alcanzándose en algunas
muestras valores superiores al 10 %
(Fig. 8). En todos los casos domina la porosidad
secundaria, principalmente del tipo
intergranular por disolución de clastos
inestables (Fig. 8a) y en menor medida del
cemento (Fig. 8b y c). La contribución de
la porosidad secundaria intragranular es
limitada y se debe mayormente a microporosidad
formada por la disolución parcial
de líticos volcánicos y en menor medida
feldespatos (Fig. 8). En lo que respecta
a la porosidad primaria, es escasa y menor
al 3 % en todos los casos, ya que la cementación,
la compactación y la falta de un cemento
de sostén eodiagenético no han
contribuido a su preservación.
Teniendo en cuenta la morfología, conectividad,
tamaño y tipo de porel se han identificado
al menos tres tipos de patrones
porales dominantes, lo que reflejan distintos
orígenes de la porosidad (Fig. 8d).
El término porel (“PORosity ELement”) es
utilizado aquí en el sentido de Ehrlich
et al. (1991) para referirse al conjunto de
poros y gargantas que define una unidad
geométricamente representativa del sistema
poral cuando se emplea el análisis
óptico de la porosidad como herramienta de análisis (véase también Net y Limarino,
2000). El primer patrón de porosidad
(Porel tipo 1 en Fig. 8a y d) corresponde a
los porels de mayor diámetro, los que son
más o menos equidimensionales, con relación
de PoA (perímetro/área) menor a
0,5, compacidad (medida como área del
poro/área del círculo de idéntico perímetro)
intermedia (0,124) y moderado grado
de interconexión poral (Fig. 8d). Este
tipo de arreglo está dominado por porosidad
secundaria intergranular, y en menor
medida intragranular, resultante de la
disolución de clastos líticos, en ocasiones
transformados previamente en pseudomatriz
(Fig. 8a). Un segundo tipo de porosidad (Porel tipo
2 en Fig. 8b y d) incluye a porels equidimensionales,
aislados o con muy bajo
grado de interconexión, compactos (índice
de compacidad 0,242), que presentan
valores de PoA muy bajos, similares a los
del tipo 1 (0,058). Este patrón de porosidad
resulta en gran medida de la disolución
del cemento y en menor proporción
de clastos inestables (Fig. 8b).
Finalmente, un tercer tipo de configuración
poral corresponde a porels alargados
(Porel tipo 3 en Fig. 8c y d), de diseño
irregular, definiendo una red de alta
interconexión poral, aunque constituida
por poros pequeños en los que abundan
las gargantas porales. Las características
morfológicas de esta clase de porel son muy diferentes cuando se las compara
con las anteriores, lo que queda reflejado
en el mayor valor del PoA (0,15) y
en su carácter muy poco compacto (índice
de compacidad 0,045). Desde el punto
de vista genético, este tipo poral resulta
de porosidad secundaria intergranular
vinculada principalmente a la disolución
de cementos (calcita y yeso).
Figura 8: Patrones porales. a) Poros equidimensionales producto de la disolución de clastos que presentan
moderada interconexión poral; b) Poros equidimensionales aislados con baja a nula interconexión poral; c)
Poros alargados con diseño irregular con muy alta interconexión poral; d) Tipos de porels discriminados en
la Formación Los Colorados.
HISTORIA DIAGENÉTICA DE LA FORMACIÓN LOS COLORADOS
Las muestras analizadas exhiben una compleja historia diagenética, pues las diferentes fases cementantes han bloqueado el sistema durante distintas etapas de la diagénesis y además la naturaleza del ambiente sedimentario influenció en gran medida la composición de las aguas porales. En la figura 9 se esboza un modelo diagenético para las areniscas de la Formación Los Colorados, en él se han considerado dos situaciones contrastantes: 1. areniscas tempranamente cementadas por yeso y probablemente vinculadas a pequeños cuerpos de agua efímeros y 2. areniscas con una historia de cementación más compleja, y posiblemente relacionadas a ambientes fluviales no inundados (estas últimas resultan la situación más frecuente). Para una descripción ordenada se reconocen cuatro estados diagenéticos principales.
Figura 9: Modelo diagenético
propuesto para la
Formación Los Colorados.
Obsérvese como las
condiciones del medio
depositacional generan
dos secuencias diferentes
de evolución diagenética.
Estado 1
Correspondiente a la eogénesis temprana,
es el que muestra mayor influencia
de las aguas porales sobre la diagénesis.
En los ambientes vinculados a cuerpos
de agua, probablemente efímeros, la precipitación
temprana de yeso poikilítico
durante los primeros metros de sepultamiento,
produjo una fábrica abierta. En
ésta no existe significativa evidencia de
disolución química de clastos y el yeso
es la especie mineral exclusiva, aunque
muestra diferentes texturas (dominantemente
poikilítico y en menor medida fibroso
situación A en la Fig. 9). En este
caso, no se ha formado ni siquiera el cemento
de cobertura hematítico, responsable
del color que muestra la Formación
Los Colorados, indicando que la precipitación
temprana de cemento de yeso cerró
casi totalmente el sistema diagenético
(Figs. 9 y 10a). Lo dicho está bien representado
en la figura 10b donde se observa
como el óxido de hierro de la biotita alterada
(A en la Fig. 10b) no ha podido migrar
debido al cierre muy temprano de la
red poral por el cemento de yeso (compárese
con Fig. 10c).
En el caso de los ambientes fluviales no
inundados (situación B en Fig. 9) la alteración
de minerales ferromagnesianos
(principalmente biotita, anfíboles y piroxenos)
condujo a la liberación de Fe3+
y su difusión a lo largo del sistema poral.
Este Fe3+ precipitó como óxidos hidratados
de hierro (por ejemplo goethita),
para luego transformarse a hematita como
un cemento de cobertura de clastos
durante la eogénesis avanzada (Fig. 10c).
La comparación de las situaciones A y B
permite confirmar que el origen de la hematita
es postdepositacional.
Sólo en algunas ocasiones se produjo la
precipitación de cemento poikilítico de
calcita que preservó en algunos casos fábricas
abiertas y probablemente vinculadas
a paleosuelos cálcicos (Fig. 5a). La
calcita poikilítica sucede en muchos casos
al desarrollo de cemento de cobertura
de hematita cerrando el sistema diagenético,
aunque probablemente no en forma
tan eficiente como lo hizo el yeso.
Figura 10: Microfotografías de las areniscas de la Formación Los Colorados. a) Cemento de yeso poikilítico
(A) que inhibe la depositación del coating ferruginoso (B) con disolución parcial (C); b) Biotita alterada
con el óxido de hierro alojado en los planos de clivaje (A) que no puede migrar por el cemento de yeso
poikilítico (B) e impide la precipitación del mismo en los contornos de los clastos (C); c) Óxido de hierro
migrando desde la biotita (A) hacia el resto de la roca ocupando los espacios porales (B) y cubriendo el
contorno de los clastos (C); d) Crecimiento secundario de cuarzo (A), corrosión de los contornos del
crecimiento (B) y coating ferruginoso (C); e) Crecimiento secundario de cuarzo (A) y cemento carbonático
(B); f) Clastos con contornos corroídos por acción de la disolución y precipitación de cemento carbonático
ocluyendo el espacio poral.
Estado 2
Al progresar el sepultamiento en los depósitos
vinculados a cuerpos de agua efímeros
(situación A en Fig. 9), el yeso inhibió
la compactación de la fábrica y sólo
tuvieron lugar procesos de disolución, reprecipitación
(yeso fibroso) y formación
de porosidad secundaria (Figs. 5d y 10a).
En el caso de las areniscas relacionadas a
los ambientes fluviales no inundados (situación
B en Fig.9) existen dos asociaciones
diagenéticas principales. Por un lado,
precipitación de calcita formando cementos
de oclusión esparíticos, microesparíticos
y sólo excepcionalmente tipo rim.
Por el otro lado, crecimiento secundario
de cuarzo o microcuarzo directamente
dispuesto sobre el cemento de hematita
(Figs. 5f, 6b, 10d y e). La precipitación
de sílice es aquí interpretada como producida
al fin de la eogénesis a partir de la
sobresaturación en SiO2 de las soluciones
porales. Los tipos de contactos (ausencia
de contactos suturados) y en general la fábrica
relativamente abierta de las areniscas,
llevan a descartar que la sílice sea producto
de fenómenos de presión-solución
(Weyl 1959, Trurnit 1968, Mc Bride 1989).
Harwood et al. (2013) demostraron, mediante
estudios isotópicos, que la cementación
de crecimiento secundario de cuarzo
puede comenzar durante la eogénesis
a temperaturas tan bajas como 60-70 °C
(hasta 35 ºC en casos particulares) si los
fluidos porales están sobresaturados en sílice.
Teniendo en cuenta los procesos diagenéticos
desarrollados durante este estado,
se lo refiere a la eogénesis media a
avanzada.
Estado 3
El comienzo de esta etapa diagenética se
caracteriza por un episodio de ligera disolución de los cementos anteriormente
formados y en algunos casos de parte
de la fracción clástica. Esta disolución
se manifiesta en la corrosión del cemento
carbonático, la disolución de parte del
crecimiento secundario (B en Fig.10d) y
las estructuras en caries observadas en
muchos clastos. Se habría generado entonces
una porosidad secundaria, mayormente
intergranular, que fue luego casi
totalmente obliterada por la precipitación
de dos tipos de cementos de oclusión,
zeolitas y/o calcita esparítica (Fig. 6c). Se
interpreta este estado diagenético como
correspondiente a la mesodiagénesis.
Estado 4
Este estado sólo afectó a unas pocas
muestras en las que el sistema diagenético
no fue totalmente cerrado en las etapas
anteriores. Probablemente a temperaturas
mayores a los 110 ºC, se produjo una
nueva etapa de disolución y formación de
porosidad secundaria, pero que en este
caso no sólo afectó a los cementos previamente
formados, sino también a gran
parte de la fracción clástica. Así, en algunas
muestras se observa una disolución
masiva tanto de fragmentos líticos como
de tectosilicatos (cuarzo y feldespatos,
Fig. 10f). A la disolución siguió la precipitación de cemento de calcita poikilítica
de alta temperatura (Dapples 1971). La
fuente de calcio para el cemento de calcita
frecuentemente es la disolución de cementos
previos, a lo que debe sumarse el
calcio proveniente de plagioclasas y fragmentos
líticos (Girard 1998). El cemento
de hematita precipitado durante la eodiagénesis
resultó en muchos casos inerte a
la disolución y permite reconstruir la forma
de los clastos originales.
ANÁLISIS DE LA PROCEDENCIA DE LA FORMACIÓN LOS COLORADOS
Componentes modales
Para los estudios de procedencia fueron
elegidos 13 litotipos que caracterizan la
composición modal de las areniscas (Cuadro
1). Los minerales pesados traslúcidos
(biotita y anfíboles principalmente) y los
opacos no fueron considerados. La exclusión
de los mismos se basa en el hecho
de que su proporción se encuentra fuertemente
controlada por las condiciones hidrodinámicas
de las corrientes, y por lo
tanto su concentración no representa estrictamente
al área de aporte (Dickinson
y Suczek 1979; Scasso y Limarino 1997).
Dentro de los litotipos considerados, el
más abundante es el cuarzo que aparece
en tres variedades principales: cuarzo
monocristalino (Qm), cuarzo policristalino
de grano grueso (Qpg), cuarzo policristalino
de grano fino (Qpf, Cuadro
1). El cuarzo monocristalino no presenta
ideomorfismo, bordes de reacción o
cristales negativos, lo que lleva a descartar
una fuente volcánica para la mayoría
de ellos (Figs. 5c, 10d, e). El cuarzo policristalino
es en muchos trabajos incluido
en un único litotipo, frecuentemente
descripto como cuarzo “tipo chert”, sin
embargo en nuestro caso resulta conveniente
separarlo en dos variedades (Cuadro
1). Por un lado, aquellos en los que los
cristales exceden los 62 micrones (Qpg,
Cuadro 1 y Figs. 5a, c, 11a), los que se presentan
como agregados líticos, en ocasiones
con extinción ondulosa o fragmentosa.
Una segunda variedad corresponde al
cuarzo policristalino de grano fino (diámetros
de cristales individuales inferiores
a 62 micrones, Qpf, Cuadro 1), el que
conforma agregados líticos (cuarzo tipo
Chert en la literatura). Esta distinción se
hace necesaria en nuestro caso para separar
aquellos fragmentos derivados de rocas
cristalinas (Qpg, Cuadro 1), de los que
tienen un origen sedimentario o volcánico
(Qpf, Net y Limarino 2006).
Figura 11: Microfotografías de las areniscas de la Formación Los Colorados. a) Lítico metamórfico de
bajo grado (Lm) y cuarzo policristalino de grano grueso (Qpg); b) Lítico metamórfico de alto grado (Lm);
c) Lítico volcánico ácido con pasta esferulítica (Lva); d) Lítico volcánico mesosilícico (Lvm) y feldespato
plagioclasa (Fpg); e) Feldespato potásico microclino con su característico maclado en arpillera (Fkm); f)
Feldespato potásico inhomogéneo (Fk).
Los feldespatos fueron divididos en feldespatos potásicos (ortosa y microclino) y plagioclasas. La ortosa (Fko, Cuadro 1) suele mostrar pertitas (hasta un 6 % de ortosas pertíticas han sido contadas en algunas muestras, Fig. 5a, e) y alteración leve a moderada, con parciales reemplazos de caolinita y sericita dispuestas a lo largo de planos de clivaje y macla. El microclino (Fkm, Cuadro 1) aparece con su característico maclado en arpillera y levemente alterado (Fig. 11e). La plagioclasa (Fpg, Cuadro 1), se trata mayormente de oligoclasa y oligoclasa-andesina, muestra el típico maclado polisintético, no presentando la mayoría de los individuos zonación (Figs. 5d, 11d). La escasez de plagioclasas zonadas ha sido considerada por algunos autores como un índice de aporte metamórfico sobre magmático (Pittman 1963). Por otro lado, la relación feldespato potásico/ plagioclasa es siempre mayor a 1, lo que también sugiere ausencia de un aporte volcánico significativo (Dickinson 1970). Dentro de la fracción lítica se han separado aquellos fragmentos de roca derivados de metamorfitas, rocas intrusivas, sedimentitas y volcanitas. Las primeras son las más abundantes, se trata en general de esquistos micáceos y cuarzo-micáceos de mediano a alto grado, donde predominan la muscovita y la biotita sobre el anfíbol (Fig. 11a, b). En algunos casos se han desprendido láminas relativamente grandes de micas que han sido consideradas en los conteos (M en cuadros 1 y 2, véase también Fig. 11e). Los líticos volcánicos son en general escasos (oscilan entre 13 y 0 % según la muestra analizada), predominan los de volcanitas ácidas (Lva en Cuadro 2) caracterizados por fragmentos afíricos en los que predominan las pastas felsíticas y granofíricas, raramente esferulíticas (Fig. 11c). En mucha menor proporción han sido identificados fragmentos de rocas mesosilícicas (Lvm, Cuadros 1, 2) y básicas (Lvb, Cuadros 1, 2). Los primeros corresponden a traquitas y andesitas con texturas bostonítica y pilotáxica (Fig. 11d), y los fragmentos básicos probablemente a basaltos con texturas hialopilíticas e importante alteración arcillosa y ferruginosa. Los fragmentos de granitoides son muy escasos debido a que al tamaño de grano arena se han descompuesto en sus componentes minerales, es por ello que se restringen mayormente a aplitas (Cuadro 2). En la Cuadro 2 se han contabilizado líticos sedimentarios en forma genérica, aunque un buen número de ellos parece tratarse de fragmentos intraformacionales de pelitas de color rojo. El hecho de que un número impreciso de fragmentos sedimentarios tenga un carácter intraformacional nos ha llevado a no considerar a los mismos para caracterizar las áreas de aporte (véase Mount 1985 y Zuffa 1980).
Geoquímica de las areniscas
Un total de 8 muestras de areniscas fueron
analizadas químicamente, obteniéndose
los porcentajes en óxidos de elementos
mayoritarios y los siguientes elementos
traza Ba, Sr, Y, Sc, Zr, Be y V (Cuadro 3).
Los resultados obtenidos fueron analizados
siguiendo el esquemas de clasificación
propuestos por Pettijohn et al. (1972)
y Herron (1988, Fig. 12). El diagrama de
Pettijohn et al. (1972) muestra una mayor
dispersión de valores cuando se lo compara
con el diagrama de Herron (1988), pues
las muestras grafican en los campos de litoarenitas,
grauvacas y subarcosas. Por el
contrario, el diagrama de Herron (1988)
restringe la mayor parte de las muestras a
los campos de litoarenita y sublitoarenita,
lo que es mucho más consistente con
lo determinado petrográficamente (compárese
con la Fig. 4). Esta diferencia surge
de la mayor proporción de Na2O en relación
al K2O que muestran las areniscas
(Cuadro 3), lo que no es frecuentemente
encontrado en arcosas, desplazando los
valores al campo de las grauvacas (Fig.
12a). La alta proporción de Na2O en arcosas
ha sido en algunos casos vinculada
a procesos de albitización, lo que no debe
ser descartado en nuestro caso debido a la
alta proporción de feldespatos inhomogéneos
(Fig. 11f). Sin embargo, como se verá
más adelante, la relación Na2O>K2O podría
reflejar la geoquímica de las rocas del
área de aporte.
La composición química de las areniscas
fue utilizada para calcular el índice de alteración
(CIA) propuesto por Nesbitt y
Young (1982, 1996) de acuerdo a la relación:
CIA = [Al2O3 /(Al2O3 + CaO + Na2O + K2O)] . 100
Es importante destacar que en cálculo del CIA la proporción de CaO se refiere exclusivamente al comprometido en los silicatos y no debe tenerse en cuenta el correspondiente a los cementos (Nesbitt y Young 1982, Armstrong-Altrin et al. 2004). Por esta razón al porcentaje de CaO obtenido de los análisis de roca total, le fue sustraído en cada caso el correspondiente al Ca incluido en el cemento. Los valores de CIA obtenidos se distribuyen en dos grupos (Fig. 13a). Por un lado, aquellos con valores bajos (CIA promedio 19,5) correspondientes a las muestras provenientes de la parte inferior de la formación y por el otro, las muestras de la parte superior de la sucesión con valores altos (CIA promedio 52,2). La diferenciación citada también se advierte en el diagrama binario CIA - SiO2 (Figura 13b). Esta separación podría atribuirse a una variación en la tasa de subsidencia, y por tanto de transporte desde las áreas fuentes, relacionada al pasaje de condiciones de postrift avanzado. Esta disminución de la tasa de subsidencia ha sido previamente reconocida en estudios magnetoestratigráficos (Santi Malnis 2014).
Cuadro 3: Análisis químicos efectuados en las areniscas de la Formación Los Colorados.
Para consultar la ubicación de las muestras véase figura 3.
Figura 12: Esquemas de clasificación geoquímica
propuestos por Pettijohn et al. (1972, Fig. 12 a) y Herron
(1986, Fig. 12 b). Obsérvese el desplazamiento
sufrido por las muestras al reemplazar el log (Na2O/
K2O) utilizado por Pettijohn et al. (1972) por log (Fe2O3/K2O) empleado por Herron (1986).
Figura 13: a) Diagrama ternario
(CIA) Al2O3, Na2O+CaO, K2O
para las muestras de la Formación
Los Colorados. Como se indica
en el texto las areniscas estudiadas
se agrupan claramente en dos
conjuntos; b) Variación del índice
CIA en función de la SiO2, obsérvese
que se mantiene la división
en dos grupos de muestras. Referencias:
AB: andesita basáltica; A:
andesita; R: riolita.
Áreas de aporte
Conocido el marco geológico en el que
se desarrolló la sedimentación de la Formación
Los Colorados en la Cuenca Ischigualasto-
Villa Unión, se establecen a
priori cuatro potenciales áreas de proveniencia
(Fig. 14a): 1) Las rocas graníticas
que forman la Sierra de Sañogasta al este;
2) Los macizos metamórficos de mediano y alto grado con intrusiones plutónicas
que predominan en la Sierra de Valle
Fértil; 3) Un potencial aporte desde
la Precordillera ubicada directamente al
oeste de la cuenca (esta última caracteriza
un típico orógeno reciclado paleozoico
dominado por rocas sedimentarias) y
4) En forma distal las rocas volcánicas y
volcaniclásticas del Grupo Choiyoi.
Se utilizaron los diagramas de Dickinson et al. (1983) para una caracterización genética
del área de aporte. Como puede verse
en el diagrama Qt-F-Li (Fig. 15a), las
modas detríticas se ubican principalmente
en el campo de orógeno reciclado, lo
que a una primera vista podría sugerir un
aporte desde la Precordillera. Se graficaron
en el diagrama cuarzo monocristalino
- feldespato - líticos totales (Qm-F-Lt,
Fig. 15b) las modas detríticas, colocando
al cuarzo policristalino en el vértice de líticos
totales. Cuando esto ocurre, la mayor
parte de las modas detríticas se desplazan
hacia el vértice Lt ocupando los
campos de arco magmático, mezcla y orógeno
reciclado lítico a transicional. Este
comportamiento no es frecuente en aportes
de orógenos reciclados, y resulta del alto
porcentaje de cuarzo policristalino que
muestran las areniscas, lo que provoca
una fuerte disminución en el vértice cuarzoso
y un brusco incremento en el de líticos
totales. Para evaluar un aporte desde
la Precordillera se presenta el triángulo
Líticos metamórficos - Líticos sedimentarios
- Líticos volcánicos (Lm-Ls-Lv, Fig.
15c), que intenta caracterizar la composición
del área de aporte utilizando exclusivamente
los fragmentos líticos. En el
triángulo C se ha excluido al cuarzo policistalino
de grano grueso (Qpg) de los
componentes líticos y el cuarzo policristalino
de grano fino (Qpf) se suma a los líticos
sedimentarios, queda entonces claro
que teniendo en cuenta la composición
de los fragmentos líticos, el área de aporte
no es sedimentaria sino que existe una
contribución significativa metamórfica de
mediana a alto grado. Si ahora el Qpg es
sumado a los líticos metamórficos (Lm,
Fig. 15d) se acentúa aún más la predominancia del área metamórfica. Los triángulos
15c y 15d sirven para entender el origen
del Qpg y su relación con los esquistos
micáceos y anfibólicos reunidos en la categoría
de Lm durante los conteos. En
nuestra interpretación la mayor parte de
Qpg y Lm presentan una procedencia común,
el primero corresponde a los leucosomas
de gneises, migmatitas y esquistos
de alto grado, mientras que el segundo corresponde
al melanosoma de estas rocas.
Sin embargo, no es sencillo separar las
áreas de aporte relacionadas al basamento
de la Sierra de Valle Fértil de los granitoides
de la Sierra de Sañogasta a partir
de las modas detríticas. En primer lugar,
porque es difícil establecer litotipos que
caractericen, con un margen aceptable de
error, a alguno de los dos tipos de basamentos.
En segundo lugar, porque en el
basamento metamórfico de la Sierra de
Valle Fértil ocurren frecuentes intrusiones
pegmatíticas y de granitoides, que
aunque minoritarias, introducen en los
estudios de modas detríticas una señal de
aporte de basamento granítico.
Figura 14: Modelo de áreas de aporte para la Formación Los Colorados, en a) Posibles áreas de aporte en
función de la información geológica regional y datos paleogeográficos; b) Principales áreas fuentes en función
de los resultados de composición modal y geoquímica obtenidos en este trabajo.
Figura 15: Diagramas ternarios propuestos por Dickinson et al. (1983). a) En el diagrama se observa que un
gran porcentaje de las muestras corresponden al campo de orógeno reciclado, b) Las areniscas exhiben mayor
dispersión que en el diagrama a) (para una discusión véase el texto); c y d) Diagramas auxiliares, propuestos en
este trabajo, para separar áreas de proveniencia formadas por rocas metamórficas, sedimentarias y volcánicas.
Referencias: Qm= cuarzo monocristalino, Qt= cuarzo total, F= feldespatos, Lt= fragmentos líticos totales,
Li= fragmentos líticos inestables Lm= líticos metamórficos, Ls= líticos sedimentarios, Lv= líticos volcánicos,
Qpg= cuarzo policristalino de grano grueso.
En la figura 16 se presentan los resultados de los estudios geoquímicos efectuados sobre las areniscas. Como allí puede verse, en el diagrama de Bhatia (1983, Fig. 16a) la mayoría de las muestras caen en el campo de márgenes pasivos, que sería consistente con el aporte de rocas graníticas y metamórficas de alto grado que indican los análisis modales (Fig. 15). Consistentemente, en el diagrama de funciones discriminantes de Roser y Korsch (1986, Fig. 16b) la totalidad de las muestras plotean en el campo de aporte de proveniencia ígnea félsica, lo que es totalmente coherente con los resultados obtenidos de estudios petrográficos.
Figura 16: Diagramas de discriminación geoquímica de áreas de aporte a) Sensu Bhatia (1983) donde se
observa que gran parte de las areniscas corresponden a márgenes pasivos (aporte de rocas graníticas y metamórficas
de alto grado); b) Sensu Roser y Korsch (1986) las muestras indican una proveniencia ígnea félsica,
consistente con los resultados obtenidos de estudios petrográficos; c) Sensu Maynard et al. (1982) donde
las areniscas corresponden en su mayoría al sector de márgenes pasivos y escasas se desplazan a márgenes
continentales activos; d) Sensu Roser y Korsch (1986) todas las muestras caen en el campo de márgenes
continentales activos.
Es importante analizar las variaciones que se producen cuando es tenido en cuenta el Na2O. En el diagrama de Maynard et al. (1982), en el que se grafican la relación SiO2/Al2O3 vs. K2O/Na2O (Fig. 16c), aunque las muestras también caen principalmente en el sector de márgenes pasivos, unas pocas se desplazan a márgenes continentales activos. La razón de este desplazamiento es la ya mencionada alta concentración de Na2O en comparación a K2O observada en muchas de las muestras analizadas. Este desplazamiento se acentúa aún más, cuando se utiliza el esquema de Roser y Korsch (1986, Fig. 16d) donde se grafica la relación K2O/Na2O vs. SiO2 en el que las areniscas se agrupan en el campo de márgenes continentales activos en su totalidad. Para entender el comportamiento de las muestras en los diagramas geoquímicos de áreas de proveniencia resulta recomendable compararlo con los datos geoquímicos disponibles sobre rocas del basamento de la Sierra de Valle Fértil. En este sentido nuevos datos sobre las características geoquímicas del basamento metamórfico de la Sierra de Valle Fértil han sido recientemente brindados por Casquet et al. (2012). En este trabajo se muestra una constante relación Na2O > K2O en todas las muestras analizadas de anfibolitas, las que son similares a los fragmentos líticos encontrados en las areniscas estudiadas en este trabajo. Sin embargo, esta relación se invierte en los paragneises y migmatitas. Por otro lado, Otamendi et al. (2012) reportaron relaciones Na2O > K2O en las rocas ígneas máficas e intermedias que integran el basamento, así como también en la mayor parte de las rocas silícicas. Nuevamente esta relación se invierte en el caso de las migmatitas y leucogranitos. Es interesante destacar que la composición del basamento de la Sierra de Valle Fértil, próxima al área de la cuenca estudiada, muestra importante participación de gabros, cuarzodioritas, tonalitas y anfibolitas (Mirré 1976; Furque et al. 2003; Castro et al. 2012). Castro et al. (2012) reportaron nuevamente relaciones Na2O > K2O en la mayor parte de estas rocas. Por lo expuesto, nosotros interpretamos que la alta proporción de Na2O con respecto a K2O, que muestran las areniscas de la Formación Los Colorados, son una evidencia más del aporte del basamento de la Sierra de Valle Fértil. Por lo tanto, los diagramas de Maynard et al. (1982) y Roser y Korsch (1986) reflejan correctamente el aporte desde un margen continental activo antiguo.
CONCLUSIONES
Los datos obtenidos en el presente trabajo
permiten arribar a las siguientes conclusiones:
- Las areniscas analizadas de la Formación
Los Colorados corresponden a feldarenitas
líticas y litoarenitas feldespáticas
de grano mediano a grueso con muy
bajas proporciones de matriz.
- El estado diagenético máximo alcanzado
por la Formación Los Colorados corresponde
a la mesogénesis temprana, sin
que se observen fenómenos de compactación
química significativos.
-Existió un fuerte control entre los tipos
de cementos y el ambiente depositacional.
De esta forma las areniscas acumuladas
en zonas inundadas (cuerpos de agua
efímeros) presentan mayormente cemento
poikilítico de yeso, el que resulta excluyente
de otros tipos de cementación. Por
el contrario, las areniscas acumuladas en
áreas no inundadas, exhiben una mayor
complejidad en sus cementos, incluyendo
hematita tipo rim y distintos tipos de cementos
de calcita, silíceos y zeolitas.
- El color rojo de la Formación Los Colorados
se debe a la presencia de cemento
hematítico tipo rim dispuesto sobre la
superficie de los clastos. El origen de este
cemento, y por lo tanto del color rojo, es
postdepositacional y es probable que se
deba a la alteración de materiales ferromagnesianos
durante la diagénesis temprana.
- En cuanto a la porosidad, la misma es
baja a moderada (hasta 10 %). En términos
generales corresponde a porosidad secundaria
e intergranular. Se identificaron
tres patrones de porosidad diferenciados
por su geometría (PoA y compacidad),
grado de interconexión poral y génesis.
- Las modas detríticas indican que las
áreas de aporte fueron el basamento metamórfico-
ígneo de la Sierra de Valle Fértil
y las rocas graníticas de las Sierras de
Sañogasta. A la vez, el aporte desde arcos
volcánicos es mínimo y se descarta una
proveniencia de la Precordillera. La falta
de aporte desde la Precordillera sugiere
que la misma no se encontraba elevada, o
bien, el arco de la Sierra de Valle Fértil actuó
como una barrera eficiente evitando
el ingreso de sedimentos desde el oeste.
- Los diagramas de procedencia basados
en la geoquímica de las areniscas refuerzan
los resultados obtenidos a partir de
las modas detríticas. Por otro lado, la alta
proporción de Na2O con respecto al
K2O produce en los diagramas de Roser y
Korsh (1986) un desplazamiento hacia el
campo de los márgenes continentales activos.
Esto refuerza la interpretación que
una de las principales áreas de proveniencia
fue el basamento metamórfico-ígneo
de la Sierra de Valle Fértil, el que representa
un antiguo margen continental activo.
AGRADECIMIENTOS
Los autores desean agradecer a los árbitros de la revista las valiosas sugerencias efectuadas, asimismo se agradece al Departamento de Geología de la Universidad de Buenos Aires y al IGEBA por el apoyo logístico. Este trabajo es una contribución al proyecto PIP-CONICET 252.
TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO
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Aceptado: 12 de diciembre, 2014