ARTÍCULOS

Conos de cinder y facies volcaniclásticas miocenas en la Meseta del Canquel (Scarritt Pocket), provincia de Chubut, Argentina

 

Mario M. Mazzoni

CONICET. UNLP. Centro de Investigaciones Geológicas. Calle 1 N° 644, 1900, La Plata, Argentina

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RESUMEN

La depresión Scarritt de aproximadamente 600 metros de largo por 70 metros de altura, en el borde oeste de la Meseta de Canquel, es uno de los yacimientos de vertebrados fósiles más importantes de Patagonia. La secuencia sedimentaria estudiada, subdividida aquí en seis litofacies, está atravesada e interestratificada con rocas volcánicas de composición básica, en las que se han determinado 18 edades absolutas K-Ar. Los sedimentos volcaniclásticos aflorantes estén constituidos por depósitos psefíticos a pelíticos, que representan la mezcla de dos extremos composicionales. Por un lado los materiales gruesos que reconocen procedencia basáltica local, mayormente escorias piroclásticas, y por el otro alóctona, representada por materiales finos piroclásticos de composición félsica.
El análisis geológico y litofacial realizado ha permitido interpretar que existe un extenso hiato sedimentario por debajo de la secuencia de Scarritt, que se inicia a los 23,4 Ma, y que separa la litofacies 1, que al menos en parte es Casamayorense, de la Deseadense. Esta se inicia con actividad volcánica Estromboliana, cuyo resultado es el crecimiento de cono(s) de cinder y endicamientos de la red de drenaje. A continuación, interpretamos que sobre estas acumulaciones se desarrollan procesos de meteorización, coluviación e infiltración, y edafización. Ellos provocarían progresiva impermeabilización de los sedimentos cuyo resultado es el aumento del escurrimiento superficial y la degradación por flujos densos y ácueos, con redepositación y colmatación local de la depresión. Se considera que el desarrollo y extensión de las facies más jóvenes (bentonitas) responde a factores alocíclicos. En base a la información parcial aquí elaborada estimarnos que las características sedimentarias de la secuencia dc Scarritt corresponden a condiciones climáticas subhúmedas, con lluvias estacionales, desarrolladas en el Mioceno temprano.

Palabras clave: Estratigrafía; Rocas piroclásticas; Mioceno Inferior; Patagonia.

EXTENDED ABSTRACT

INTRODUCTION. STATIGRAPHY. A portion of the flank of the Meseta de Canquel known as Scarritt Pocket (S.P.) at the Rinconada de los Lopez (Fig. 1) is a small, 600 m long depression where approximately 70 m of volcaniclastic sediments yield one of the most distinctive Deseadan mammal assemblages of Patagonia (Marshall et al, 1986). For this reason, and because it displays some peculiar facies and has detailed geochronological control (all K-Ar ages and sample-numbers discussed here are from Marshall et al., 1986) it was examined as part of the research program "Vertebrate Paleontology and Geo-chronology of Middle Tertiary of South America" in which scientists of Duke University (USA) and Museo de La Plata (Argentina) participate.
The sediments in S.P. are easily distinguished by their pink, orange and greenish colors and "sinclinal" setting (Figs. 2, 3, 4a) from the paler whitish and horizontally bedded sediments of the Sarmiento Formation outcropping nearby (Spalletti and Mazzoni, 1977, 1979).
The early Miocene fossil-bearing sequence (facies 2 to 6, Fig. 2) lies above an unconfonnity (D, Fig. 3) carved in facies 1 which is not well exposed at S.P.. Further north, Cretaceous units have been reported by Chebli et al. (1978). The roof of facies 6 is the basalt 109 (21.6 Ma), while the top of the entire section is basalt 111 (21.9 Ma, Fig. 3), ages that are similar to the basalts of the Meseta Sierra Cuadrada. Other basic rocks beneath 111 (109, 110, Fig. 3, and LGM 108, 112, Marshall et al., 1986) have younger ages. Although this rocks have not been studied in adequeate detail, 110 and 107 are texturally diabases, and probably sills. Aphanitic basalt 109 is interpreted as a younger lava flowing along topographic lows.
SEDIMENTS. S.P. sediments can be viewed as the mixture of two volcanic end-members, each with a distinctive provenance (table 1). The most voluminous are coarse reddish, grayish-black basaltic clasts with variable vesicularity. The majority are scoriaceous pyroclastic blocks, lapilli and bombs, both primary and reworked, and lesser amounts of lavaclasts and diabases. These are practically the only components of clasts larger than coarse sand, the remainder represented by tuffaceous intraclasts and bone fragments. The other component, ocurring generally as matrix, is composed of felsic ash, with a variable but often high degree of smectitic alteration, specially in the fined-grained deposits (bentonites). The lithologies are shown in figures 2, 4b, 5b and 6b.
FACIES AND PROCESSES. Outcrops of lithofacies 1 are composed primarily of reworked, felsic, whitish, tabular, tuffs, and scarce primary ash-falls deposits. They often contain locally concentrated beetle-nests. These are common features of the Sarmiento Formation at classic localities. Facies 1 (which is, at least in part, Casamayoran age Marshall et al., 1986) and the similar rocks above 109 (Fig. 3) are continuous along the southern boundary of Laguna Colorada, and also at Cerro Toro Overo. Facies 1 is intruded by diabase 107 (28,1 Ma), and both are cut 16 by an uncomformity (Figs. 2, 3 and 7a). Lithofacies 2 is a cinder cone facies with steeply dipping layers of abundant, clast-supported, reddish scoriaceous blocks, lapilli and bombs (some bred-crusted), many of them fractured. Although it is not specially clear in the field, basalts and perhaps agglutinates are interlayered with the cinder. The feeder dyke of cone (105, Figs. 2, 3, 4a, 7c), which forms a modest inselberg in S.P. in the present topography of S.P., grades upwards into a vent breccia at the top.
Lower in the section, this dyke has inclusions of 107, of an altered basalt, and of lithofacies 1 (Fig. 5a). The younger age of similar outcrops at the opposite end of the pocket (106, Fig. 2) precludes, in spite of the textural resemblance of the rocks, the temptation of placing another synchronous vent there.
Pelitic material within the scoriacieous deposits has been interpreted as the infiltration of fine Aeolian material (pseudomatrix) into the interior of the porous cone. As cinders are small monogenetic volcanoes of quick growth, the age of facies 2 is the same as its feeder dyke (Figs. 3, 7b). Consequently all S.P. sediments (facies 2 to 6), and the enclosed fossils are bracketed between dates of 23.4 and 21.6 Ma and represent less than 2 myr. Facies 3 and 4, mostly fining-upward autocyclic sequences, are characterized by debris flows deposits (Figs. 4b, 5b, and 6b), where dispersed bone fragments are locally concentrated. The erosion of facies 2 was rapid, enhanced by the high slopes of the cone and by increased runoff. This latter the result of the increased impermeability of the surface due to pedogenesis, such as described in the Mojave Desert (Dohrenwend et al., 1984; Wells et al., 1985). Progressive degradation of the cone is evident by a decrease in grainsize (Fig. 2) and the proportion of red cinders, and an increase in dark gray, less vesicular, basaltic clasts.
The boundary between facies 3 and 4 is a basaltic coarsely laminated and normally-graded basaltic arenite, a benchmark in S.P. (Figs 2, 4a, and Sb), cemented with carbonate, carrying mud cracks at the top of laminae. Similar mud cracks are observed at the top of facies 3.
Facies 5 is characterized by fine-grained orange and pink tabular tuffaceous deposits, and lesser thin-bedded yellowish bentonites (Figs. 2, 4a). Basal beds grade upward from medium paraconglomerates to pelitic units at the top, where the texture of the rock becomes blocky, with abundant bentonitic cutans, and speckled with irregular manganese oxides.
Facies 5 indicates the progressive infilling of the basin, the degradation of local relief (Fig. 7c), and the extension of the lacustrine environment, which becomes permanent in facies 6, a greenish-gray bentonite, more than 15 m thick (Figs. 2, 3). The extension of facies 6 beyond the boundaries of the pocket is related to some allocyclic control, which we suggest could be related to drainage obstruction caused by basaltic episodes after 105, or recurrent faulting as depicted in figure 7a.
Although we have found many similarities with processes in semi-arid climates (Dohrenwend, et al., 1984, 1986; Wells et al., 1985), and we deal here only with field data, we believe that S.P. sedimentation reflects more humid conditions.
This conclusion is based not only on the framework of the deposits and the processes described, but also on the evidence of mud cracks identified in facies 3 and 4, the profusion of altered glass (shards, scoriae), smectites and bentonites throughout the entire section. Finally, in the abundance of paleosoils as recorded in facies 5 (argillans, voids, manganese oxides, blocky textures, without important pedogenic carbonate). All these features are indicative of subhumid climate with a dry season.

Key words: Stratigraphy; Pyroclastic rocks; Lower Miocene; Patagonia.

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INTRODUCCIÓN

El engolfamiento de la meseta de Canquel denominado por Simpson (1941) como Scarritt Pocket (en adelante S.P.) en la zona de Chubut central, conocida como Rinconada de los López (Feruglio, 1957) -también como Tapera de López (Marshall et al., 1986)- se encuentra ubicado hacia el extremo oriental de la Laguna Colorada (ex Payailé), en las coordenadas de 44° 31’ S y 68° 49’ W, en el ángulo o "rinconada" entre la meseta de Canquel y la Sierra Cuadrada (Fig. 1).

Figura 1. Mapa de ubicación y de afloramientos de las sedimentitas paleógenas en las cercanas de la Rinconada de los López, en base a Chebli et al. (1978).
Figure 1. Paleogene sedimentary rocks in the proximity of Rinconada de los López, based on Chebli et al. (1978).

La descripción de las características generales de los afloramientos, de ubicación y acceso han sido claramente detalladas por Marshall et al. (1986, Figs. 1 y 2), motivo por el cual no serán aquí tratados. Estos autores han publicado además dieciocho dataciones K-Ar en este sector, suministrando, de esta forma un extraordinario marco cronológico referencial. Todas las edades absolutas de la Rinconada que aquí se presentan corresponden a esa contribución. Debemos señalar que edades semejantes en el mismo sector han sido provistas por Linares y González (1990).
En la Rinconada de los López, esa depresión de aproximadamente 600 metros de largo por 70 metros de altura, constituye uno de los yacimientos de mamíferos fósiles mas importantes y visitados por expediciones paleontológicas (Marshall et al., 1986). Sin embargo, solo algunos rasgos sedimentológicos y estratigráficos han sido mencionados por Chaffee (1952) y más recientemente por Marshall et al. (1986), basados en gran parte en las notas de campo de Simpson. Consideramos interesante por esta circunstancia analizar las relaciones estratigráficas y características genéticas de las unidades sedimentarias allí presentes, las que deberían reunir caracteres peculiares para permitir la focalizada concentración fosilífera en sedimentos que han sido atribuidos a la Formación o Grupo Sarmiento (Chebli et al., 1978; Lema & Cortés, 1987). Conviene remarcar que la composición basáltica de las psefitas en los afloramientos de S.P. se apartan de las litologías clásicas de la Formación Sarmiento (Spalletti & Mazzoni, 1977, 1979; Mazzoni, 1979, 1985), y que la facies de cono de cinder aquí reconocida es difícil de detectar en secuencias pre-Neógenas, por su baja resistencia a la erosión (Cas & Wright, 1987).
Por todas estas características ha sido uno de los puntos de estudio del programa "Paleontology and Geochronology of middle Tertiary of South America" que se desarrolla conjuntamente con científicos de la División Paleontología Vertebrados de la Facultad de Ciencias Naturales y Museo de la Universidad Nacional dc La Plata, y de la Universidad de Duke (USA), y del que esta contribución forma parte.

ESTRATIGRAFÍA

Debemos señalar que en la Rinconada no hay afloramientos de unidades por debajo del Grupo Sarmiento y por lo tanto se desconocen aquí relaciones de yacencia y términos basales. Sus sedimentos más antiguos aflorantes (litofacies 1, Figs. 2, 3) están penetrados por un cuerpo básico (107, Fig. 3) de 28,1 +/- 1,0 Ma, y constituyen el sustrato de la unidades (facies 2 a 6, Figs. 2, 3), motivo central de esta contribución.

Figura 2. Características litológicas y facies (Cf. Fig. 3) del anfiteatro Scarritt. 105: corresponde con muestra LGM 105 de Marshall et al. (1986). Q1 a Q4, FIII: ubicación interpretada de las anteras y de la fáunula III de Simpson, basadas en los datos de Marshall et al., 1986.
Figure 2. Lithology and facies in Scarritt Pocket (Ci, Fig. 3). 105 is equivalent to LGM 105 of Marshall et al. (1986). Q1 to Q4 and FIII: interpreted position of quarries 1 to 4 and faunule III, based on the information of Marshall et al. (1986).

Figura 3. Interpretación esquematizada sobre los tipos litológicos aflorantes en el anfiteatro (modificado de Marshall et al., 1986). LTF: facies. TSND.: tobas semejantes a LTF 1 no diferenciadas, 105, 107, 109, 110, 111, ídem 105 Fig. 2.
Figure 3. Schematic interpretation of Scarritt Pocket rocks and facies (modified from Marshall et al., 1986). LTF.: lithofacies, TSND.: undifferentiated tuffaceous deposits similar to LTF 1. 105, 107, 109, 110, 111, same as 105 in Fig. 2.

Según lo establecido por Marshall et al. (1986), la secuencia más antigua seria predeseadense -en parte casarnayorense- y la segunda deseadense, del Mioceno temprano. Más al norte, en la zona del Cañadón de las Víboras, afloran sedimentitas cretácicas del. Grupo Chubut por debajo de esta unidad (Chebli et al., 1978). El techo de la secuencia sedimentaria en la Rinconada está constituido por basaltos equivalentes a la Formación Sierra Cuadrada, los que en la localidad tipo tienen una edad de 22 +/- 6 Ma, Linares y González (1990). Al igual que en el faldeo N de la Sierra Cuadrada (Etchart et al., 1962), en la Rinconada existen varios mantos superpuestos. El más alto estratigráficamente ha sido datado en 21,9 +/- 0,14 Ma (111, Fig. 3). En este sentido señalamos que la colada más joven de la figura 3 ha sido agregada por nosotros al esquema de Marshall et al. (1986).

Sin embargo, otros cuerpos básicos intercalados en la secuencia por debajo de 111 (109, 110, Fig. 3, y LGM 108 y LGM 112, Marshall et al., 1986) detentan edades más jóvenes. Si bien estos cuerpos no han sido investigados en detalle, el 110 y el 107 son texturalmente diabasas y muy probablemente intrusivos. El cuerpo 109 es una colada afanítica que por haber ocupado bajos topográficos aparenta una edad estratigráfica mayor. Por lo tanto los procesos involucrados, entre ellos la acumulación de las facies 2 a 6, han cubierto un intervalo aproximado de 6 m.a.. Fechados no muy precisos de 23.5 +/- 3.6 Ma y 18.1 +/- 2.6 Ma han sido obtenidos en tobas de la secuencia de S.P. (Marshall et al., 1986).
Debemos señalar que los materiales que constituyen el frente de la meseta se repiten en numerosos bloques de deslizamiento de áspera travesía, los que han producido el retroceso de su pendiente.

CARACTERÍSTICAS DE LOS SEDIMENTOS

La Formación Sarmiento se caracteriza en la mayoría de sus afloramientos por secciones de tonalidades blanquecinas y estratificación horizontal y tabular. Estos rasgos típicos son los que afloran en sectores aledaños a este yacimiento fosilífero en los flancos de la meseta al S de la Laguna Colorada y en el Cerro Toro Overo. En cambio, los sedimentos aflorantes en el área del anfiteatro de la Rinconada de los López se distinguen por sus coloraciones rojizas, rosadas y verdosas. También es evidente su disposición "sinclinal " ("que rellenan una depresión en forma de cráter" Feruglio, 1949, t H), notable en el flanco SE (Fig. 3) donde se han medido buzamientos de hasta 10° hacia el NW (Fig. 4a). Esa disposición de los sedimentos, que contrasta con la horizontal de los adyacentes, ha sido definida como el relleno progresivo de un bajo topográfico (Marshall et al., 1986, p. 923).

Figura 4a. Sector SE del anfiteatro Scarritt. Inclinación de 5 grados de la secuencia hacia el NW. El banco corresponde a la arenita volcaniclástica 34 (ver facies 4). Límites aproximados de las facies, mayormente transicionales.
Figure 4a. SE sector of the pocket. The bench, volcaniclastic coarse arenite 34 (base of facies 4), is dipping S degrees to the NW. Approximate boundaries of facies, which are mainly transitional.
Figura 4b. Facies 3. Paraconglomerados gruesos, con fenoclastos de escorias subredondeadas negras y rojas en abundante matriz pelítica piroclástica félsica. Cortaplumas de 8 cm como referencia.
Figure 4b. Facies 3. Coarse paraconglomerate with black and reddish subrounded scoriae in abundant pelitic felsic pyroclastic matrix. 8 cm long knife for scale.

TIPOS LITOLÓGICOS

Los sedimentos de S.P., tratados según el marco clasificatorio de Teruggi et al. (1978) y Mazzoni (1986, 1987), varían desde aglomerados a pelitas y son de naturaleza volcaniclástica. El término cinder se considera como sinónimo de escoria (Fisher & Schmincke, 1984), y es aquí mayormente usado por su gran difusión y empleo internacional.
Representan la mezcla en la mayor parte de los depósitos, de dos poblaciones volcánicas contrastadas en origen, composición, textura y coloración (Cuadro 1, procedencia). Los más frecuentes son los clastos basálticos gruesos, grises o negros con variado grado de vesicularidad. Estos clastos corresponden mayoritariamente a piroclastos psefíticos (bombas, bloques y lapilli) escoriáceos, en menor volumen a lavaclastos basálticos, y excepcionalmente a diabasas.

Cuadro 1. Principales tipos litológicos, procedencia y procesos operantes.
Table 1. Main groups of rocks, provenance and processes.

Este componente es casi excluyente entre los fenoclastos psefíticos; los otros son intraclastos tobáceos y huesos de mamíferos, puntualmente concentrados. Su abundancia declina marcadamente por debajo de granulometrías menores al milímetro. El otro componente de los sedimentos, es blanquecino y de granulometría psamítica y mayormente pelítica. Está constituido por componentes vítreos félsicos, con variados grados de alteración esmectítica, especialmente avanzada en los sedimentos más finos, los que proceden de centros efusivos fuera del ambiente de sedimentación (alóctonos, cenizas, chonitas, Cuadro 1), a diferencia de los básicos (autóctonos, Cuadro 1).
En la parte inferior del Cuadro l se incluyen los depósitos más voluminosos de S.P., que resultan de la mezcla (Fig. 4b), y de la redepositación tractiva y/o en masa de las tefras primarias (Cuadro 1).
En el perfil de la figura 2 (Cf. Fig. 4a) se han ubicado las litologías correspondientes a la secuencia del borde oriental del anfiteatro, en las inmediaciones de la localidad II de Marshall et al. (1986). En esa figura se delimitan asimismo, según coloración y aspecto general de los afloramientos, seis secciones, que corresponden con las distintas facies que se describen a continuación.

Facies 1. Tufo psamitas y pelitas
Corresponde al sustrato de la secuencia 2 a 6, y como fuera mencionado no tiene base visible. Está integrada por piroclastitas blanquecinas semejantes a las típicas de la Formación Sarmiento, la que ha sido interpretada como facies distal de un arco volcánico (Mazzoni, 1985).
Su análisis en el terreno permite establecer que se trata de sedimentos de granulometría fina (menor a 2 mm). Corresponden mayoritariamente a tufo psamitas y pelitas, con predominio de tobas choníticas reelaboradas, y en menor grado primarias (tobas finas de caída; Cuadro 1, tipo litológico 1). Estos sedimentos siempre claros, y con pálidas tonalidades amarillentas, verdosas, castañas y rosadas, llevan abundantes nidos fósiles de escarabeidos, los que localmente aparecen concentrados.
La tenue estratificación, mejor reconocida a distancia, es preponderantemente tabular, con mayor abundancia de estratos de 25 a 45 cm de potencia. Aloja el filón capa 107 (basalto LGM 107 de Marshall et al., 1986; Figs. 2, 3, ver facies 2) de 28.1 +/- 1,0 Ma., también cortado por la discordancia “D” (Fig. 3).
Las características litológicas de estos sedimentos, de gran continuidad en la zona -evidentes en el flanco S de la laguna Colorada y en el Cerro Toro Overo-, y su contenido faunístico Casamayorense (Cf. Marshall et al., 1986) permiten interpretar que, al menos en parte, su acumulación ha sido eocena.

Facies 2. Cinder
La facies 2, que apoya en discordancia erosiva sobre la anterior, está constituida predominantemente por cascajos y lapilli, y en menor proporción por aglomerados piroclásticos. Se trata de acumulaciones de piroclastos basálticos altamente vesiculados (escorias, cinder) de hasta 25 cm, con frecuente presencia de fragmentos de morfologías aerodinámicas (bombas ahusadas, con forma de almendra), a menudo con superficie en forma de corteza de pan), muchas de ellas partidas, fenómeno común en este tipo de tefras (Self et al., 1974). La estratificación es gruesa (mayor a 50 cm) aunque es difícil su evaluación por el carácter suelto del depósito, que se desgrana y derrumba muy fácilmente. Marshall et al. (1986, p.926) han medido inclinaciones de hasta 40° en esta capas, en la que no hemos encontrado fósiles.
El componente más abundante son las escorias rojizas angulosas, con tamaños medios entre 2 y 6 centímetros y en menor proporción las grisáceas. Se trata de depósitos monomícticos, con fuerte oxidación de los fragmentos basálticos, motivo por el cual esta sección tiene coloración castaño rojiza oscura. Si bien la textura es grano soporte, se encuentra material blanquecino intersticial arcilloso, muchas veces de aspecto ambarino, indicador de esmectitas de alta cristalinidad (ver más adelante, Interpretación, facies 2). En la parte superior se han identificado los únicos materiales diferenciables en esta facies. Se trata de dos cuerpos tabulares de tufo paraconglomerados finos (tipo litológico 6, Cuadro 1, Fig. 2) con pocos decímetros de potencia, macizos y muy conspicuos por su coloración blanco-rosada. Están compuestos por fenoclastos dispersos (1%) de escorias basálticas rojas de hasta 2 cm de tamaño máximo, en matriz vítrea piroclástica (ácida) de grano ceniza-polvo. En esta sección, tal como lo habían descripto Marshall et al. (1986) se han reconocido varias lenguas de basaltos, y el conducto volcánico (105, de 23,4 +/- 1,0 Ma, Figs. 2, 3 y 5a). La parte cuspidal de los remanentes erosivos actuales está conformada por una brecha volcánica, proximal y/o a nivel del cráter original, ya señalada por Marshall et al. (1986). Su origen intrusivo queda documentado por la presencia de numerosas inclusiones decimétricas de sedimentos de la facies l, de la diabasa 107 y de otros basaltos afaníticos (Fig. 5a).

Figura 5a. Inclusiones en el conducto de alimentación del cono. Basalto afanítico amigdaloide con inclusiones de la diabasa 107 (a la derecha del martillo), de basalto afanítico rojizo (arriba del martillo) y de fragmentos de la facies 1 (no mostrados en la foto).
Figure 5a. Cinder cone feeder dyke. Amigdaloid aphanitic basalt with inclusions of diabase 107 (right of hammer) and reddish aphanitic basalt (above hammer), and fragments of facies 1 (not shown here).
Figure 5b. Paraconglomerados gruesos de facies 3, con disminución granulométrica hacia su techo. El banco con estratificación fina es la base de la facies 4 (34, Figs. 2, 4). Los fragmentos blancos son huesos (flecha).
Figure 5b. Facies 3 normally graded coarse paraconglomerates. The Thin bedded bench on top (34, figs 2, 4) is the base of facies 4. Arrow pointing to bones.

Los basaltos aquí intercalados (Figs. 2 y 3) reúnen caracteres composicionales y texturales semejantes a los del conducto, y parecen concordantes con los cascajos piroclásticos. Si bien sus contactos son difíciles de observar, es indudable que están intercalados en la secuencia piroclástica básica, y han sido interpretados como coladas cortas y/o aglutinados.
Estos materiales intrusivos y extrusivos se repiten en el extremo NW del anfiteatro. Sin embargo, la datación de 106 (Fig. 3) (16,3 +/- 0,3 Ma) demuestra la existencia de otro evento efusivo básico más joven (ver más adelante, Modelo Estratigráfico).

Facies 3. Tufo paraconglomerados gruesos
Es de base transicional con la facies 2 (Figs. 2 y 4a), y contiene las granulometrías más gruesas, representadas por paraconglomerados gruesos cuyos fenoclastos varían desde bloques hasta gránulo (tipos litológico 4, y 6, Cuadro l, Fig. 4b) por conglomerados y brechas (tipo litológico 5, Cuadro 1). Hacia el techo de esta sección se observa predominio de paraconglomerados finos (Fig. 2, Fig. 6b). La coloración castaño clara refleja especialmente la mezcla de la abundante matriz blanquecina (alóctona, Cuadro 1), con las escorias rojas y los materiales pulverulentos que por su friabilidad ellas generan. Los contenidos de matriz, mayormente ceniza y polvo, son sumamente variables y llegan hasta el 80 % 0 más de los depósitos. Localmente aparecen cuerpos con textura clasto-sostén. En todos los casos se advierte la naturaleza diferente de fenoclastos y matriz, representada en el primer caso por individuos basálticos y en el segundo por material piroclástico ácido.

Figura 6a. Detalle en zona de la flecha de Fig. 5b. Paraconglomerado mediano con hueso largo fracturado con fragmentos apenas desplazados. Lapicera para escala.
Figure 6a. Close-up of fractured and scarcely separated bone in Fig. Sb. Pen for scale.
Figura 6b. Psefita mediana subangulosa, clasto sostén en el tope de la facies 4. Fragmentos de mandíbula a la derecha y abajo de la lapicera, otros fragmentos blanquecinos inmediatamente por encima.
Figure 6b. Subangulous clast supported psephite on top of facies 4. Jaw-fragment right-down of penn, other whitish bone fragments above.

Los caracteres salientes de estos depósitos son su muy pobre selección, relacionada con la enorme variación de los tamaños máximos (cola de gruesos), las estratificaciones gruesas, y la masividad y/o ausencia de gradación interna. Si bien los fenoclastos son semejantes a los de la facies 2, se advierte una disminución en la cantidad de escorias rojizas e incremento de las grises o negras, leve aumento del redondeamiento y la esfericidad de los fragmentos, y también una fuerte disminución en la vesicularidad de los individuos.
Una de las características notables de esta sección, es la frecuente presencia de restos de vertebrados fósiles (mandíbulas, huesos largos) de hasta varios decímetros, como clastos en las psefitas (Figs. 2, Sb y 6a). Es evidente en muchos casos que si bien se encuentran fracturados, los fragmentos apenas han sido desplazados unos de otros, evidencia de agentes de transporte con alta resistencia tractiva (Fig. 6a). Culmina en un estrato gradado normal cuyo techo es de naturaleza pelítica, con grietas de desecación (Fig. Sb).

Facies 4. Paraconglomerados finos y arenitas volcánicas
Es grisácea clara y la más arenosa de las secciones, aunque este carácter -en menor grado el de las psefitas- queda enmascarado por el abundante material pelítico que contienen, y también por el que tapiza todos los afloramientos. La base de esta sección es una arena muy gruesa-sabulítica bien seleccionada, gris oscura con clastos de basalto (6, Cuadro 1; 34 Fig. 2; Figs. 4a y 5b) laminada horizontalmente y/o con inclinaciones de muy bajo ángulo, y que constituye un horizonte guía del sector SE del anfiteatro ("coarse green volcanic sand" en los perfiles de Simpson, en Marshall et al, 1986). Las láminas de 0,3 a 3,5 cm de espesor son gradadas normales y culminan en material pelítico con grietas de desecación. Por su fuerte cementación carbonática y coloración oscura constituye un banco bien conspicuo en la zona SE del anfiteatro. Su inclinación hacia el NW es fácilmente reconocible y medible por esta circunstancia (Figs. 4a y Sb).
Por encima son abundantes las psamitas medianas, friables y moderadamente seleccionadas. Contienen porcentajes elevados de líticos de basaltos y trizas vítreas, con fragmentos aislados de basaltos rojizos de hasta l cm, abundantes trozos de huesos más finos a ese tamaño, e intraclastos tobáceos redondeados. El grado de alteración de los basaltos es avanzado, especialmente en las escorias rojizas, las que por este motivo se desmenuzan fácilmente al ser presionadas con los dedos.
Los sedimentos anteriormente descriptos alternan con otros muy tenaces con abundante matriz chonítico-bentonítica de coloración gris verdosa, y son por lo tanto de naturaleza váckica. Contienen esporádicos fragmentos de basaltos escasamente alveolares de hasta 5 cm, en proporciones menores al 10%. La estratificación es de 30 a 40 cm de espesor y es difícil establecer la estructura interna de los depósitos, la que parece ser mayormente maciza y/o gradada normal.
Esta sección culmina con un cuerpo de 35 cm de conglomerado mediano bien seleccionado –fragmentos de basaltos rojos vesiculares y grises poco o no vesiculados subredondeados- con textura grano sostén, y abundantes fragmentos de huesos, por lo que constituye uno de los niveles fosilíferos más importantes (Fig. 6b).

Facies 5. Tobas choníticas
Está representada por sedimentos finos (mayormente tobas choníticas, 8, Cuadro 1), tabulares, de coloraciones pálidas (castañas, naranjas, amarillentas, blanquecinas, Fig. 4a), diferente de la ocre-grisácea de los inferiores, y verdosas de los sedimentos que la suprayacen (Fig. 4a). También aquí es difícil la observación detallada y deben efectuarse tareas de destape amplias y profundas para verificar detalles de su constitución.
Comienza con un paraconglomerado con estratificación gradada normal, que culmina en una chonita. La parte inferior de esta sección está caracterizada por la frecuente presencia, en la base de las chonitas, de guijas basálticas alveolares, afaníticas grises y negruzcas, cuyo tamaño y abundancia decrecen rápidamente hacia arriba. La textura se hace grumosa hacia el techo, siendo abundantes los argillanes bentonitíticos verdosos, fácilmente reconocibles por la coloración rosada del material piroclástico fino.
Por encima continúa una alternancia bandeada de chonitas y bentonitas, con mayor volumen de las primeras. Las chonitas exhiben coloraciones naranja y rosadas, y muestran abundante desarrollo de cutanes de bentonitas amarillentas y verdosas, en variadas direcciones. Son sedimentos de aspecto terroso por su coloración, friabilidad, y texturas en bloques y grumosas. En el tope de la sección una toba chonítica, dura en comparación con las restantes, presenta abundantes oquedades, argillanes verdosos, y láminas irregulares de óxidos de manganeso.
A su vez, las capas bentoníticas, si bien frecuentes, no sobrepasan los 20 cm de espesor, son de coloración amarillenta y/o verdosa, diferente de la naranja-rosada de las chonitas. A menudo llevan una muy fina y poco marcada laminación y fragmentos de fósiles.

Facies 6. Bentonitas
Estas chonitas finas (tipo 9, Cuadro 1; Figs. 2, 3 y 4a), de coloración gris amarillenta a verdosa afloran con más de 15 m de espesor en el flanco SE del anfiteatro (Fig. 4a). Su carácter sumamente plástico e higroscópico dificulta hacer observaciones detalladas de texturas y estructuras en el sedimento.
Tal vez sea este el motivo por el cual sus afloramientos aparecen como sumamente homogéneos y aparentemente masivos. Al respecto, señalamos que en las descripciones de Marshall et al. (1986) se citan esporádicos lentes de conglomerados volcánicos osíferos. De esta facies (yacimientos 1 y 2 de Simpson, Marshall et al., 1986, p. 923), y/o dela 5, consideramos que proceden los esqueletos casi completos y articulados de Scarritia encontrados por Simpson, con huesos muy aplastados, rasgo que atribuimos a la fuerte deformación por carga que ha afectado la bentonita en la que se encuentran alojados. Asimismo, se ha comprobado que esta facies contiene fragmentos milimétricos, por lo general castaño-oscuros, de huesos y dientes y frecuentes crecimientos de yeso cristalino (tabiques, planos de laminación, etc.). El techo de esta secuencia está marcado por el basalto 109, de 21,9 Ma (Figs. 2 y 3).

DISTRIBUCIÓN DE LAS FACIES

Nuestro reconocimiento de las unidades en el terreno, en gran parte coincidentes con los presentados como perfiles I a IV de Marshall et al. (1986) se han esquematizado en la figura 3. Sobre este particular, señalamos especialmente:
1) Estratificaciones buzantes hacia el centro del anfiteatro, que llegan hasta los 10° para el banco de arenitas volcaniclásticas (34, Figs. 2, 4a) en el sector SE, y que se atenúan hacia el centro y techo de la secuencia. Es probable que los valores actuales de inclinación sean bastante mayores que los originales en virtud de la mayor compactación que debe haber experimentado la facies 6 (Fig. 3).
2) Carácter lenticular o cuneiforme de las facies, especialmente evidente en la 2, 3 y 4, (Fig. 4a) y variaciones litológicas laterales marcadas (Cf. Marshall et al., 1986, Fig. 4b).
3) Interdigitación de las facies, comprobable por el mismo nivel topográfico de varias de ellas. Por ejemplo facies 6 a la misma cota topográfica que las facies 2, 3, ó 4. La semejanza de edades absolutas entre las facies 2 (23,4 +/- 1,0 Ma) y probablemente la 5 (tobas finas intercaladas, 23,5 +/- 3,6 Ma, Cf. Marshalll et al., 1986), son también coherentes con esta evidencia. Asimismo, a través de los datos presentados por Marshall et al. (1986) los fósiles hallados son prácticamente los mismos en diferentes sitios (facies) del anfiteatro, y por lo tanto no indicarían tiempos diferentes.
4) Disposición aparentemente de tipo regresivo ("offlap") de las secuencias 2, 3 y 4, Fig. 3). Si bien no es observable en el terreno, la presencia de piroclastos basálticos de la facies 2, y su permanencia hasta la parte basal de la 5, permiten establecer que aquella estaba aún sometida a procesos de degradación, cuya profundización está señalada por la variación en el tipo y abundancia de fragmentos basálticos anteriormente mencionados (Cf. facies 2).
5) Evidente disposición de tipo transgresivo ("onlap") en el terreno para la facies 6 (Fig. 3)

INTERPRETACIÓN DE LAS FACIES

No consideramos aquí la facies 1 que, como fuera ya adelantado, constituye el sustrato de la secuencia de S.P.. Sus caracteres corresponden con los que regionalmente caracterizan a la Formación Sarmiento, y probablemente al Miembro Puesto Almendra (Spalletti & Mazzoni, 1979). Un importante hiato, mayor a los 5 ma la separa del comienzo de la sedimentación de S.P., por lo que al menos en esta localidad, debe considerarse como una unidad cronoestratigráfica independiente de la supraestante.

Facies 2
Interpretamos como elemento focal en el desarrollo sedimentario para S.P., la actividad volcánica Estromboliana, cuyo resultado es la construcción de un cono de escorias piroclásticas (cono de cinder, Fig. 7b), y bombas (tipo litológico 3, Cuadro 1). Esta unidad reúne numerosos caracteres en común con los enumerados para secuencias basálticas continentales (Cas & Wright, pg. 427). Sus características composicionales, texturales, de yacencia- estratificación, e inclinación cercana a los 30° (Dohrenwnd et al., 1986)- y geometría (Wood, 1980), coinciden con las de conos de cinder de todos los continentes (Wood, 1980), y en especial con los enumerados para el campo Volcánico Cima (Dohrenwend et al., 1984, 1986).
También son característicos los tipos litológicos que hemos encontrado asociados a las tefras. En particular, la presencia de manifestaciones de lavas basálticas en relación de contacto con las escorias, y de intrusivos (tipos litológicos 1 y 2, Cuadro 1) de la misma composición (Figs. 2, 3, 5a) a modo de conductos del cono. Conviene remarcar a este respecto que las lavas y el dique de alimentación han protegido la tefra de su erosión, permitiendo su preservación, fenómeno nada frecuente en sedimentos antiguos (Cas & Wright, 1987, pg. 482).
Los aparatos volcánicos que representan la facies 2 constituyen conos monogenéticos de dimensiones modestas (Wood, 1980, Dohrenwend et al., 1986), producidos por lo que puede ser considerado una única erupción, la que dura usualmente unas pocas semanas a pocos meses, tal como Himaey en 1973 (Thorarinsson et al., 1973; Self et al., 1974). Por lo tanto consideramos que su edad es la de 23,4 +/- 1,0 Ma, vale decir la de su conducto de alimentación (105, Figs. 2, 3). Por último, interpretamos que el origen del material arcilloso descripto anteriormente está relacionado con la infiltración y el arrastre de partículas finas en profundidad (véase más adelante, Modelo Estratigráfico-Sedimentario), y su alojamiento en la alta porosidad del depósito piroclástico. Por lo tanto debe ser considerada como una variedad de pseudomatriz. (tipos litológicos 3, Cuadro 1).

Facies 3 y 4
Las facies 3 y 4 representan mayormente la actividad de flujos gravitacionales (Cf. Mazzoni & Stura, 1993) esporádicamente tractivos, y de energía decreciente hacia los términos más jóvenes de la sección. Se observa progresiva, aunque discontinua disminución del material escoriáceo piroclástico, que es reemplazado por líticos basálticos menos vesiculados. Este cambio se interpreta en términos de creciente participación de lavas y diques meteorizados y coluviados ("rubble", Wells et al., 1985), resultado de la progresiva degradación del cono.
La asociación de depósitos de flujos de detritos con las facies de cinder son características de ambientes continentales con volcanismo básico (Cas & Wright, 1987). En base a las características señaladas con anterioridad se considera que la sedimentación de estas facies ha sido rápida, casi sineruptiva (ver Modelo Estratigráfico).

Facies 5 y 6
La facies 5 representa la nivelación de la pequeña cuenca con flujos poco enérgicos, en los que progresivamente se intercalan sedimentos originados en ambientes lénticos, que se hacen permanentes en la facies 6. La facies 5, en especial hacia su parte superior, evidencia manifestaciones edáficas, indicadoras de largos hiatus sedimentarios, y de un ritmo de acumulación mucho más lento que las anteriores. Si bien se carece de suficiente información, no se descarta la posibilidad de que se trate de acumulaciones de limos y arenas finas eólicas (loess). La disposición transgresiva de la facies 6 indica la progresiva extensión del ambiente caracterizado por baja energía mecánica, probablemente por condicionantes de escala mayor, e independientes de la construcción del cono de cinder representado por la facies 2. Por encima de la facies 6, el basalto de 21,9 Ma (Fig. 3) pone límite de techo a la acumulación del "anfiteatro" de la Rinconada. Señalamos, sin embargo, que igual edad ha sido determinada para basaltos ubicados estratigráficamente por encima de esta unidad (Marshall et al, 1986, Fig. Sb).

MODELO ESTRATIGRÁFICO-SEDIMENTARIO

Interpretamos que el crecimiento del cono de cinder, y los derrames basálticos correspondientes, produjeron endicamiento del drenaje contra la escarpa en retroceso (Fig. 7 a,b) labrada sobre la facies 1. En este sentido es bien conocida la afectación del avenamiento por las efusiones y el taponamiento de cursos, con generación de cuerpos de agua estancos (Mazzoni & Stura, 1993). Interpretamos que el condicionamiento topográfico está ligado a una falla directa (Fig. 6a) y que en su piso y adyacencias ha crecido el cono volcánico.

Figura 7. Evolución geológica para la generación de las facies 2 a 6 y los cuerpos básicos (ver texto). a) Formación de bajo topográfico vinculado con talla directa y probablemente tur graben. b) Desarrollo del cono de cinder con endicamiento de valles por coladas basálticas. c) Degradación del cono y progresiva colmatación de la cuenca con las facies 2 a 6.
Figure 7. Geological evolution and generation of facies 2 to 6 and mafic rocks (see text). a) Formation of a topographic low in relation to a direct fault and probably a graben. b) Growth of the cinder cone and clogging of valleys with lava basalts. c) Cone degradation and progressive basin infill with facies 2 to 6.

Consideramos que la diabasa 107 constituye un filón capa en la facies 1, y que la presencia de inclusiones de esta roca (Fig. 5a) en el conducto de alimentación 105 constituye fuerte evidencia en este sentido (Fig. 5a). Por lo tanto la falla y el fenómeno erosivo se desarrollan entre los 28,3 y los 23,4 Ma. Es probable que, en virtud de la formación casi instantánea del cono, buena parte de ese intervalo corresponda al hiato de la discordancia erosiva "D" (Fig. 3). En cambio, los 28,3 Ma representan una edad mínima para la facies 1.
Debemos advertir aquí que el flanco NW es el más dudoso por estar muy cubierto por acumulaciones coluviales. Así, son especulativos el cuello volcánico y las brechas señaladas en la figuras 3 y 7. De no existir allí la datación de 16 Ma, la interpretación más coherente es que se trata de otro cono crecido bajo el mismo episodio eruptivo que formó la facies 2. En efecto, los basaltos y acumulaciones escoriáceas de ambos flancos del anfiteatro tienen semejanza en color, texturas y composición, aunque estos rasgos no han sido aquí estudiados con el suficiente detalle. De cualquier forma, considerando que los basaltos de meseta responden a procesos tectomagmáticos regionales, y que los conos de cinder tienen carácter gregario (Cas & Wright, 1987), no parece aventurado considerar que otros conos, y otras manifestaciones ígneas hayan acompañado la formación de la facies 2.
Esto último es imposible de verificar, ya que los B/asaltos de la Sierra Cuadrada, como fuera comentado en la Introducción, constituyen el piso de la Meseta de Canquel, y sepultan en esta zona los posibles equivalentes estratigráficos de la secuencia aquí estudiada.
Por encima (Figs. 3 y 7c) y en relación distal a la facies 2, se acumulan los depósitos de flujos de detritos, conglomerados volcánicos, vaques y arenitas volcaniclásticas, consecuencia de la progresiva degradación ácuea de los materiales del cono volcánico (autóctonos) con creciente participación de materiales piroclásticos félsicos (provenientes de la facies 1 y de acumulaciones eólicas y edáficas sobre el cono), que conjuntamente son depositados para formar las facies 3 y 4. Las altas pendientes del cono –que corresponden a ángulos cercanos a los 30°, el de reposo de las escorias- y la impermeabilización progresiva de la facies 2, muy porosa, con materiales infiltrados (Dohrenwend et al, 1984; Mazzoni & Stura, 1993) favorecen rápidamente el crecimiento del escurrimiento superficial bajo la forma de flujos de detritos y en menor medida de corrientes más fluídas. Estos procesos llevan a la disección parcial del cono y exposición de sus lavas y chimenea (Fig. 7c).
Las facies 5 y 6 marcan la progresiva colmatación y nivelación de la cuenca, y la extensión lacustre más allá del condicionamiento topográfico originado en la construcción del cono de cinder. Controles alocíclicos en este caso, probablemente volcanismo basáltico produciendo nuevos endicamientos locales y/o regionales, pueden haber favorecido el desarrollo y crecimiento de la facies 6. Finalmente, por encima de una superficie relativamente nivelada, se derrama la efusión de 21,6 Ma (109, Fig. 3), sobre la que se acumulan nuevamente tobas con características parecidas a la facies 1 (Fig. 3, TSND).
Debemos señalar que el tamaño de la depresión, las litologías y su distribución, indican la depositación controlada por un nivel de base local con progresiva colmatación (Fig. 7c) y descartan la posibilidad de que correspondan a depósitos acumulados dentro de un cráter, como fuera sugerido por Chafee (1952).

CONDICIONES CLIMÁTICAS. COMENTARIO

Los modelos de evolución geomórfica y degradación de conos de cinder conocidos corresponden solamente a ambientes áridos y semiáridos (Dohrenwend et al., 1968, Wells et al., 1985) y limitan las interpretaciones paleoambientales. Creemos, basados tan solo en las características tratadas en esta contribución, que las condiciones climáticas eran húmedas para los tiempos de depositación de la secuencia en S.P.
No obstante, consideramos que las determinaciones de los trabajos citados en el párrafo anterior para el campo volcánico Cima, son extrapolables a otras condiciones, y particularmente a ciertos aspectos de nuestro modelo. Así hemos encontrado que nuestras observaciones son coherentes con los resultados de estos investigadores, especialmente con la evolución en el tiempo de los cuerpos volcánicos, desde procesos de infiltración de materiales eólicos depositados en su superficie (agradación, coluviación) -que corresponderían a nuestro caso a la pseudomatriz del cinder- a procesos de degradación ácuea. El cambio de condiciones de agradación a degradación respondería a progresiva impermeabilización del cinder con materiales infiltrados, y especialmente con el desarrollo de horizontes pedogenéticos B (representados por nuestra facies 5). Esta situación provoca el aumento del escurrimiento y la erosión del cuerpo volcánico, y episódicamente de otras facies, por movimientos en masa y ácueos, en nuestro caso representados por las facies 3 y 4, y también compatibles con el crecimiento de las condiciones lacustres que se estabilizan y extienden desde la facies 5 a la 6.
En base fundamentalmente a la presencia de abundante vidrio alterado en toda la secuencia, y especialmente evidente como argillanes en los niveles edafizados (Facies 5) y como depósitos lacustres (Facies 6), la presencia de grietas de desecación (facies 3 y 4), y la ausencia de concentraciones significativas de carbonatos edáficos, consideramos que las características ambientales, son compatibles con condiciones climáticas subhúmedas con precipitaciones estacionales. Las evidencias provistas por los mamíferos hasta ahora conocidos son congruentes con este esquema paleoambiental (Vucetich, com. pers.).

Agradecimientos

El trabajo de campo fue patrocinado por la NSF (USA) BSR 89-8657 otorgada al Dr. Richard F. Kay. Las discusiones con los Dres. Guiomar Vucetich, Alfredo Carlini y su ayuda en el campo fueron de gran valor por el autor. Asimismo las correcciones de los árbitros, especialmente la del Dr. Richard Madden, mejoraron sensiblemente su comprensión.

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Recibido: 21 de septiembre de 1993.
Aceptado: 30 de marzo de l994.