Cuenca del Paganzo

ANTECEDENTES
La existencia de estos depósitos en la región central de la República Argentina se conoce desde el siglo pasado por los importantes aportes realizados por geólogos pioneros de la talla de Stelzner (1885), Brackebusch (1891), Bodembender (1895, 1896, 1911) y el botánico Kurtz (1895, 1921), entre otros. Los resultados de sus expediciones en el centro y norte del país constituyeron los lineamientos básicos para la interpretación de los procesos geológicos, no sólo de los terrenos permocarboníferos sino de buena parte de la geología regional de la Argentina.
En sus relevamientos de los estratos neopaleozoicos, los autores citados reconocieron las características de las secuencias analizadas y realizaron tan numerosas y ricas colecciones de fósiles que, por falta de especialistas argentinos, debieron en su mayoría ser remitidas a Europa para su estudio. Así surgieron las contribuciones de paleontólogos extranjeros, como las de Geinitz (1876), Szajnocha (1891), Gothan (1927) y Du Toit (1927).


LÍMITES Y DISTRIBUCIÓN DE LOS DEPÓSITOS
La cuenca Paganzo (Azcuy y Morelli, 1970b; Salfity y Gorustovich, 1983; Azcuy et al., 1987a), presenta una extensión aproximada de 150.000 km2 y se halla ubicada entre los 27° y 33° de latitud Sur y los 65° y 69° de longitud Oeste. Sus límites no sobrepasan el territorio nacional y ocupa la casi totalidad de las provincias de San Juan y La Rioja, el norte de Mendoza y San Luis, una limitada área occidental de la de Córdoba y la región suroccidental de Catamarca .


La cuenca limita al este con el arco Pampeano (Bracaccini, 1960) y al nordeste con el arco de La Puna (Salfity, 1980). El límite austro-occidental está representado por el arco de Pie de Palo, y hacia el oeste por la Protoprecordillera, conformada por los arcos de Tontal, Invernada, Volcán y porción meridional de La Punilla.
En la valoración de estos límites, dos áreas han sido motivo de discusión: la relación con la cuenca Chacoparanense a través de las salinas Grandes en el este, y la vinculación con la región nororiental de la cuenca Uspallata-Iglesia. En el primer caso, de acuerdo a la interpretación sísmica realizada por Álvarez et al. (1990), se despeja definitivamente la duda de una
posible conexión entre las cuencas Paganzo y Chacoparanense durante el Paleozoico superior. El basamento Pampeano se comportó como un elemento positivo en el Neopaleozoico ya que sobre él ocurren depósitos cretácicos y terciarios en la llamada cuenca Saliniana (Álvarez et al. 1987, 1989).
En el caso del límite noroccidental, Azcuy y Morelli (1970b) definieron la cuenca Paganzo incluyendo en ella los depósitos marinos del Carbonífero superior de río del Peñón hasta la laguna Brava (Cuerda, 1948; Leanza, 1948; Borrello, 1955; Aceñolaza, 1969). Este sector, en el que convergen cinco provincias geológicas con límites a veces imprecisos, fue denominado Bahía de Jagüé, con su borde norte expedito (Azcuy y Morelli, 1970b). Por otra parte, en dicha región también confluyen importantes lineamientos tectónicos cuya actividad contribuye negativamente en el reconocimiento de una separación.


La evaluación de este límite se sustenta principalmente en dos elementos: a) el reciente reconocimiento de capas del Carbonífero inferior en el flanco nororiental de la sierra de La Punilla (Fauqué et al., 1989; Cingolani et al., 1990; Morel et al., 1993; Carrizo y Azcuy, 1997; Carrizo, 1998) y b) el «hundimiento» del sector septentrional de esa sierra durante el Carbonífero, como lo certifica la distribución geográfica de los depósitos de esa edad, dispuestos en sucesión continua. Ambas observaciones, sumadas a la distribución en la región del resto de los depósitos eocarboníferos, sugiere que éstos hallan su mejor ubicación en la subcuenca Río Blanco, sin descartar incluso la existencia de una cuenca separada de las aquí en consideración, para las secuencias de edad carbonífera inferior. En el resto del límite occidental entre las cuencas Paganzo y Uspallata-Iglesia, la Protoprecordillera muestra discontinuidades locales que permiten, hacia el comienzo del Carbonífero tardío, algunas conexiones con los mares del oeste. Así, a ambos lados del límite, las dos cuencas consideradas presentan depósitos marinos y continentales, de edad carbonífera temprana en la cuenca Uspallata-Iglesia (especialmente en la subcuenca Río Blanco), y carbonífera tardía en la cuenca Paganzo. Asimismo, es necesario recalcar que en esta última cuenca los depósitos de origen marino son muy escasos y se hallan restringidos al borde oriental de la Precordillera. En las Figuras 5A y 13 se muestra la posición tentativa del límite de acuerdo a lo discutido más arriba.

MARCO GEOLÓGICO
Los movimientos chánicos de fines del Devónico y principios del Carbonífero modelaron las depresiones que conforman la cuenca Paganzo (Azcuy et al., 1987a) y dieron origen al piso estructural donde se alojaron los depósitos neopaleozoicos. Por su historia tectónica previa (Ramos, 1988), este sustrato incluye varios terrenos (Chilenia, Precordillera y Pampeanas) con distinta antigüedad y grado de cratonización lo que sumado a la actividad derivada de grandes lineamientos estructurales como el caso de la megafractura de Valle Fértil (Baldis et al., 1982, 1989), ha generado diferentes depocentros (Fernández Seveso et al., 1993).


El estilo estructural dominante en la cuenca, especialmente durante la depositación de las secuencias más jóvenes, es extensional. La tectónica de bloques ha producido dorsales principalmente en el sector oriental, y sus efectos, sumados a la importante masa de hielo (ice caps) presente en la Protoprecordillera, la cual ha sido formadora de profundos paleovalles, han originado el fuerte paleorelieve inicial. De una manera simplificada podemos considerar dentro de la cuenca Paganzo dos grandes ámbitos, separados por los arcos de Famatina-Sañogasta y Valle Fértil-De La Huerta. El oriental, de comportamiento más rígido, se extiende hacia el este hasta el borde occidental del arco Pampeano y en él los depósitos neopaleozoicos son menos potentes y se apoyan sobre un basamento de rocas ígneo-metamórficas. El occidental, más angosto, limita al oeste con la Protoprecordillera y se desarrolla en áreas de mayor movilidad; sus depósitos son más espesos y su piso está constituido por rocas del margen occidental del basamento Pampeano, Famatina y por estratos del Paleozoico inferior precordillerano.

ESTRATIGRAFÍA
Los depósitos esencialmente terrígenos que rellenaron la cuenca Paganzo fueron originalmente separados por Bodembender (1911) en tres «pisos» atribuidos por el autor al
Carbonífero, Pérmico y Triásico respectivamente. Posteriormente, fueron reunidos por Azcuy y Morelli (1970a) y Azcuy et al. (1979) en el Grupo Paganzo, en el cual distinguieron una sección I (inferior) de areniscas y pelitas con niveles de carbón atribuida al Carbonífero superior, y otra sección II (superior) de capas rojas esencialmente referida al Pérmico inferior y concordante con la anterior. El grupo está compuesto por un elevado número de formaciones, en parte debido a la discontinuidad de los afloramientos que aparecen en paleovalles glaciales y en valles intermontanos. Su estratotipo fue propuesto por Azcuy y Morelli (1970a) en la localidad homónima, donde se interponen en las capas rojas basales, coladas basálticas las cuales han sido radimétricamente datadas en 292- 295 ± 6 Ma (Thompson y Mitchell, 1972). Siguiendo la escala de tiempo propuesta por Gradstein y Ogg (1996), que establece el límite Carbonífero-Pérmico en 290 Ma, las capas rojas basales mencionadas alcanzarían el más tardío Carbonífero tardío.


El tratamiento que se dará a los depósitos que componen el Grupo Paganzo no será específico de cada una de sus unidades litoestratigráficas, a diferencia de lo realizado con las formaciones presentes en las otras cuencas que integran este capítulo, sino que éstas serán consideradas formando parte de supersecuencias, las que reúnen a todos los depósitos que conforman el Grupo Paganzo (Azcuy y Morelli, 1970a; Azcuy et al., 1987a).

Las Supersecuencias neopaleozoicas
El levantamiento detallado de un alto número de perfiles analizados desde la óptica de la estratigrafía secuencial (Vail et al., 1987; Van Wagoner et al., 1990), permitió a Fernández Seveso et al. (1990, 1993), reagrupar los depósitos de la cuenca Paganzo en cuatro supersecuencias que denominan: Guandacol, Tupe, Patquía-De La Cuesta Inferior y Patquía-De La Cuesta Superior, las cuales representan un lapso que se extiende desde el Carbonífero tardío temprano hasta el Pérmico tardío con alrededor de 70 Ma de duración, según las edades que se acepten para los límites entre períodos y para los respectivos depósitos. En el perfil del cerro Guandacol se hallan representadas las cuatro supersecuencias.

Supersecuencia Guandacol

La Supersecuencia Guandacol se compone de cuatro secuencias G1, G2, G3 y G4 , con base discordante de tipo A sobre rocas del Paleozoico inferior o granitoides del basamento cristalino. Su comienzo se ubica en el Carbonífero tardío temprano sin considerar los depósitos más antiguos que afloran al poniente de la Protoprecordillera, al norte de Angualasto.

Las cuatro secuencias indican procesos genéticos recurrentes y se caracterizan cada una por un ordenamiento interno granodecreciente desde gravas (depósitos de talud y fan deltas) a pelitas (flujos turbidíticos). La distribución areal de estas sedimentitas es en cierta medida local y se halla condicionada por márgenes activos, los cuales generan por un lado una elevada tasa de subsidencia y por el otro un abrupto paleorelieve. En las bases de las secuencias son frecuentes los depósitos resultado de flujos gravitacionales mantiformes o de acarreo de detritos por fuertes pendientes, procesos que originan amalgamación de estratos y capas con laminación convoluta. Hacia los topes de las mismas se observan facies pelíticas laminadas originadas en flujos turbidíticos distales. Las evidencias de glaciación en todas las secuencias son múltiples y variadas, se pueden observar desde pavimentos glaciales, diamictitas con clastos estriados y facetados hasta cadilitos de gran tamaño. Un elemento interesante de destacar es el reconocimiento de profundos paleovalles labrados en la devónica Formación Punta Negra, atribuidos a la acción glaciar (Milana y Bercowski, 1990).

La Supersecuencia Guandacol aflora en localidades del ámbito occidental de la cuenca Paganzo como sierra de Maz, Pasleam-Huaco, río Francia-río Uruguay, Agua de la Peña- Agua de la Chilca (Figuras 5A y 8). En varias de ellas como Huaco, río Francia y río Uruguay, próximas al flanco oriental de la Protoprecordillera, han sido registrados depósitos marinos (Bercowski y Milana, 1990; Milana y Bercowski, 1990; Martínez, 1993). Un límite hacia el este para esta supersecuencia parece constituirlo el lineamiento de Valle Fértil.

Fernández Seveso et al. (1990, 1993) sugieren la posibilidad de correlacionar, por sus características sedimentarias y niveles glacígenos, el miembro superior de la Formación Cortaderas (perteneciente al Grupo Angualasto) con la Supersecuencia Guandacol, sin descartar la posibilidad que los estratos de la Formación Malimán también puedan ser integrados a dicha supersecuencia, en virtud de la discordancia de tipo B que separa a esta última de la Formación Cortaderas. Es conveniente destacar que el miembro superior de la Formación Cortaderas (miembro de limolitas y ortoconglomerados verdosos sensu Scalabrini Ortiz, 1972a), es portador en sus capas superiores de elementos de la fitozona MBG (Carrizo, 1990) de edad carbonífera tardía, y también contiene diamictitas y depósitos glacimarinos medio-distales (Limarino y Page, 1990; Limarino et al., 1993), los cuales brindaron una asociación de esporas y acritarcas de edad restringida al Carbonífero temprano (Césari y Limarino, 1992). Esto reafirma la relación concordante entre depósitos del Carbonífero inferior y superior.

Por otra parte, las correlaciones cronoestratigráficas intercuencas sugeridas por Limarino et al. (1993), utilizando un «horizonte glacial», presentan algunas dificultades debido quizás a que los procesos de englazamiento no fueron tan lineales en el tiempo. En la cuenca Uspallata-Iglesia, este «horizonte glacial» en el miembro superior de la Formación
Cortaderas se asigna al más tardío Carbonífero temprano (Césari y Limarino, 1992), en tanto que en los alrededores de Agua de Carlos aparece asociado a la fitozona Archaeosigillaria-Malimanium del más temprano Carbonífero temprano (Carrizo y Azcuy, 1997); en Barreal, en la Formación Hoyada Verde se asocia con la biozona de Levipustula de antigüedad carbonífera tardía temprana (González, 1993a); en la cuenca Paganzo, en las localidades de Huaco y Las Gredas se vincula con asociaciones palinológicas (Azcuy y Ottone, 1983; Vázquez Nístico y Césari, 1987; Césari y Vázquez Nístico, 1988; Ottone y Azcuy, 1989) y megafloras (Gutiérrez y Pazos, 1994; Gutiérrez et al., 1995) del Carbonífero tardío temprano.

En resumen, se puede asegurar que los depósitos de la Supersecuencia Guandacol (cuenca Paganzo), corresponden al Carbonífero superior bajo, en tanto que los depósitos de la cuenca Uspallata-Iglesia correspondientes al Grupo Angualasto son más antiguos, y sólo podrían ser equivalentes con la Supersecuencia Guandacol los estratos cuspidales del miembro superior de la Formación Cortaderas portadores de la fitozona MBG.

Supersecuencia Tupe
La Supersecuencia Tupe se halla integrada por cuatro secuencias T1, T2, T3 y T4 . Se dispone sobre la supersecuencia anterior a través de una discontinuidad de tipo B y sus depósitos traslapan sobre una topografía en la que todavía se manifiestan dorsales y otros accidentes indicadores de un paleorelieve significativo especialmente en el sector occidental de la cuenca. Su distribución areal es más amplia hacia los sectores norte y oriental donde los depósitos ocupan
nuevas depresiones. La secuencia T1 ocupa los espacios de mayor subsidencia todavía coincidentes con los de la Supersecuencia Guandacol y comienza con depósitos de canal, turbidíticos, de talud y de fan deltas proximales. Las facies distales corresponden a flujos de fondo desarrollados en pendientes más suaves que cubren y traslapan a las secuencias infrayacentes (Fernández Seveso et al., 1990, 1993). T1 se halla bien representada en Pasleam, al norte de Jáchal, donde han sido descriptos elementos de la fitozona MBG
(Carbonífero tardío; García, 1996b), y también en los cerros Guandacol y Veladero-Bola.

Las secuencias T2, T3 y T4 muestran una fuerte disposición progradacional y representan una mayor variedad de ambientes. En el depocentro occidental de la cuenca, sobre el faldeo oriental precordillerano se reconocen, como consecuencia de las discontinuidades en la Protoprecordillera, ambientes marinos con fuerte dominio fluvial; uno de éstos, el de las inmediaciones del río Uruguay en la Precordillera central, brindó una asociación de braquiópodos del Carbonífero tardío tardío (Lech et al., 1990). La secuencia T2 en el área de Huaco presenta secuencias marinas que transgreden las calizas del sustrato ordovícico, y espesos depósitos pelíticos de prodelta que progradan sobre planicies aluviales costaneras con fangos carbonáticos (Pérez et al., 1993).

Facies aluviales, fluviales entrelazadas y de fan deltas están bien representadas en las secciones de los cerros Veladero-Bola, en la sierra de Maz y en Casa Blanca y Las Gredas sobre el flanco oriental de la sierra de Famatina. Los depósitos del cerro Bola (Leunda, 1990), de la sierra de Maz (Césari, 1984, 1986a, 1986c) y de Famatina (Azcuy et al., 1982; Gutiérrez, 1993, 1995), han brindado importantes micro y megafloras, las cuales son indicadoras de una edad carbonífera tardía.
En el ámbito oriental de la cuenca los depósitos son claramente continentales y están originados en ambientes lacustres y fluviales. En las comarcas Paganzo-Amaná, Malanzán-Olta y Mascasín-Chepes, T2 traslapa sobre granitoides y se compone de facies lacustres con frecuentes cadilitos y otras evidencias glaciales. Esta secuencia es equivalente a los tramos basales de las Formaciones Lagares y Malanzán, en cuyos depósitos han sido descriptas ricas asociaciones palinológicas del Carbonífero tardío (Menéndez y Azcuy, 1969, 1971, 1972, 1973). Otras facies de T2 (aluviales, deltaicas y fluviales anastomosadas hasta conglomerádicas), correspondientes al tramo medio de la Formación Lagares y a la base de la Formación Loma Larga, son portadoras de delgados niveles de carbón o lutitas carbonosas formados en pantanos o meandros abandonados, en los cuales han sido también reconocidas importantes microfloras y megafloras del Carbonífero tardío (Azcuy, 1975a y b; Archangelsky et al., 1981; Andreis et al., 1986).


Las secuencias T3 y T4 representan el máximo traslape de la supersecuencia y constituyen una transgresión caracterizada por planicies terrígeno-carbonáticas (especialmente T3 y en el ámbito occidental de la cuenca) donde es frecuente la presencia de depósitos correspondientes a facies de fangolitas calcáreas, mudstones y estromatolitos. Estos estratos son portadores de invertebrados marinos correspondientes a la zona Tivertonia jachalensis-Streptorhynchus inaequiornatus Sabattini et al. (1991) de edad carbonífera tardía tardía, y se hallan bien representados en Volcán, Trapiche-Pasleam, quebrada de la Herradura y quebrada La Delfina en la cuesta de Huaco (Ottone y Azcuy, 1986).


En el ámbito oriental, la secuencia T3 se compone de ciclos granodecrecientes correspondientes a facies de sistemas fluviales entrelazados proximales y traslapa sobre remanentes las áreas de depositación. Esta secuencia corresponde en parte a la Formación Solca donde fue recuperada una megaflora de edad carbonífera tardía tardía (Andreis et al., 1986; Luna et al., 1990). T4 se compone de facies aluviales y lacustres con varvitas y cadilitos y alcanza una gran expansión traslapando sobre el basamento cristalino. Presenta evidencias periglaciares en las Formaciones Bajo de Véliz y Tasa Cuna, y facies fluvio lacustres en la Formación Arroyo Totoral, en la localidad homónima y en el cerro Horcobola (Álvarez et al., 1987; Fernández Seveso et al., 1988). Las asociaciones palinológicas y paleobotánicas (Menéndez, 1971; Leguizamón, 1972; Archangelsky y Arrondo, 1973; Hünicken et al., 1981), contenidas en T4, permiten asignarle una edad pérmica temprana. Asimismo, esas megafloras dan sustento en la cuenca a la fitozona Gangamopteris Archangelsky y Azcuy (1985).

Supersecuencia Patquía - De La Cuesta
La Supersecuencia Patquía-De La Cuesta ha sido subdividida en dos secuencias, una inferior con tres cortejos sedimentarios PD-I1, PD-I2 y PD-I3, y otra superior con cuatro cortejos sedimentarios PD-S1, PD-S2, PD-S3 y PD-S4 (Figura 11). La supersecuencia PD-I se apoya sobre la anterior a través de una discontinuidad de tipo B. Evoluciona ocupando una cuenca prácticamente sin dorsales a través de sistemas aluviales y fluviales y salvo el registro de un efímero episodio marino marginal (cerros Veladero-Bola) representa una continentalización generalizada de toda la cuenca para culminar en un extenso campo eólico (Fernández Seveso et al., 1990, 1993) (véanse las Figuras 6 y 11).


La secuencia PD-I1 presenta facies aluviales arenosas con matriz tobácea e intercalaciones de tobas en toda la cuenca. Se caracteriza por la presencia de facies aluviales y fluviales entrelazadas y sinuosas cuyos depósitos a veces traslapan sobre las secuencias cuspidales de la Supersecuencia Tupe. En capas rojas de PD-I1 también se observan coladas basálticas locales de poco espesor como en la comarca Paganzo-Amaná y en la sierra de Maz (Figuras 7 y 8). De las primeras se han obtenido edades isotópicas de 292-295 ± 6 Ma (Thompson y Mitchell, 1972). En los alrededores de la localidad de Miranda, en la cuesta homónima, han sido hallados en estas secuencias restos de Euryphyllum whittianun (Azcuy y Ozayán, 1987), indicadores de Pérmico temprano. En el sector septentrional de la cuenca (Puerta de Las Angosturas), planicies fluviales
efímeras y barreales se hallan sobrepuestos por facies eólicas.

La secuencia PD-I2 incluye en el flanco oriental de la Precordillera (cerros Veladero-Bola), depósitos marinos marginales conteniendo tasmanáceas y escasos acritarcas (Leunda, 1991). En el ámbito oriental de la cuenca, esta secuencia presenta varios ciclos correspondientes a llanuras de inundación en los que disminuye el porte de las canalizaciones como respuesta eustática a modificaciones en el nivel de base continental (Fernández Seveso et al., 1993). Poco al nordeste de Amaná, en depósitos del Mogote de La Desabrida que conforman la parte superior del miembro inferior de la Formación La Colina, fueron hallados restos de glossopterídeas atribuidas por Limarino y Césari (1983) al Pérmico temprano. La secuencia PD-I3 representa el mayor desarrollo de las facies eólicas, las que están acompañadas por un máximo en el proceso de aridización. Limarino et al. (1993) señalan una fase árida en el centro oeste de la cuenca Paganzo durante el Pérmico medio y tardío.


La secuencia PD-S se compone de ciclos transgresivos regresivos y tiene su mejor representación en la parte norte de la cuenca en la provincia de Catamarca (sierras de Narváez y Anchoca). PD-S1 corresponde a facies lacustres someras sobreimpuestas por otras fluviales. En los alrededores del río Chaschuil, en capas atribuidas a la Formación de la Cuesta se halló una rica microflora del Pérmico tardío temprano (Aceñolaza y Vergel, 1987). PD-S2 comienza con depósitos canalizados circunscriptos, sobrepuestos por facies arenosas de origen fluvial con baja energía que culminan en facies palustres. Secuencias equivalentes a PD-S1 y 2 se reconocen en el cerro Guandacol entre los depósitos eólicos y la base de las coladas basálticas triásicas (Figura 8).


La secuencia PD-S3 comienza con facies iniciales eólicas que indican una vuelta a condiciones de aridez marcada, a las que siguen facies arenosas, lacustres y de barreal. En esta secuencia no han sido hallados fósiles diagnósticos sino sólamente pelitas con superficies bioturbadas. PD-S4 se reconoce en el norte de la cuenca y se caracteriza por facies correspondientes a sistemas fluviales entrelazados efímeros, donde son comunes intraclastos y grietas de desecación.

DISCUSIÓN
La información expuesta, relacionada con la cuenca Paganzo, discurre esencialmente entre las características sedimentológicas de su relleno y los hallazgos paleontológicos realizados en sus depósitos. Sólo entre las secuencias T4 y PD-I1 parece surgir una aparente incongruencia entre el muy valioso análisis secuencial realizado por Fernández Seveso et al. (1993) y los datos paleontológicos y las edades isotópicas obtenidas en las coladas basálticas de la base de la Formación La Colina.
 
 



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Unidades Gondwánicas del sector central de la Cuenca del Paganzo Unidades Gondwánicas de la Sierra de los Llanos (La Rioja) Paleovalles  Gondwánicos en la Cuenca del Paganzo Diseño de la Cuenca del Paganzo   Sector noroccidental de la Cuenca del Paganzo

     

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Ambientes intermontanos de la Cuenca del Paganzo Megasecuencias Gondwánicas del O de Argentina Perfil general de la Cuenca del Paganzo      
           
           

BIBLIOGRAFIA

Carlos L. Azcuy, Hugo A. Carrizo y Roberto Caminos, 1999 . CARBONÍFERO Y PÉRMICO DE LAS SIERRAS PAMPEANAS, FAMATINA, PRECORDILLERA, CORDILLERA FRONTAL Y BLOQUE DE SAN RAFAEL. GEOLOGÍA ARGENTINA. ANALES 29 (12): 261 - 318, INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES. BUENOS AIRES