GRUPO CUYO
El primer ciclo deposicional, usualmente referido como «Ciclo Cuyano» (Groeber, 1946; Groeber et al., 1953; Digregorio y Uliana, 1980), registra condiciones de coalescencia de los depocentros originales, pronunciado traslape regional, y desarrollo de un extendido engolfamiento marino en posición de retroarco.
Con la instauración de este nuevo marco deposicional tuvo lugar la acumulación de una sucesión detrítica que, en la región del alto Atuel, supera los 1500 m de espesor e involucra términos del Jurásico inferior y medio (Yrigoyen, 1979). Este complejo sedimentario se inicia con un depósito de transgresión de espesor variable entre pocos centímetros y varias decenas de metros (Legarreta y Gulisano, 1989).
Los desarrollos en facies arenoso-conglomerádicas son localmente denominados Formaciones El Freno y Puesto Araya. La edad de los miembros marinos basales se torna más joven hacia el sur y el este (Rosenfeld y Volkheimer, 1980), como resultado de la transgresión hacia el antepaís sudamericano, y el anegamiento en etapas («escalonado» , Gulisano, 1981) de las fosas continentales precedentes.
El avance de la transgresión dio lugar a una cuenca de aguas relativamente profundas y fondos euxínicos, sobre los que se acumularon espesas sucesiones de pelitas grises y negras conocidas como Formación Tres Esquinas (Stipanicic, 1969; Legarreta y Gulisano, 1989). Estas acumulaciones de índole cuencal presentan interposiciones turbidíticas, especialmente en el sector neuquino de la cuenca (Gulisano et al., 1984a). Durante el Pliensbachiano y el Toarciano el perímetro oriental de la faja con influencia marina registró la acumulación de facies con conglomerados de tipo fluvial y fan-delta, que demuestran la persistencia localizada de relieves escarpados.
En Mendoza estas acumulaciones de borde son referidas a la Formación El Freno (Yrigoyen, 1979; Gulisano, 1981), y en Neuquén austral integran parte de la Formación Piedra Pintada (Stipanicic et al., 1968; Gulisano y Pando, 1981).
Durante el Jurásico medio la cuenca desarrolló un patrón deposicional sencillo y de relativa regularidad (ej. Groeber, 1918; Groeber et al., 1953). El ámbito de cuenca, representado por las lutitas de Tres Esquinas, persistió como un rasgo continuo desde el centro de Neuquén hasta la región del río Atuel en Mendoza. En los tiempos del Aaleniano y Bajociano se produjo una marcada expansión de los medios sedimentarios, con acumulación de depósitos gruesos, en facies litoral-deltaica hasta francamente aluvial. Posiciones más internas están registradas por una sucesión de índole deltaica mayormente arenosa, con algunas lenguas marinas y bandas de lutitas carbonosas que suelen ser referidas como Formación Lajas (Gulisano y Hinterwimmer, 1986; Legarreta y Gulisano, 1989).
Se trata de un conjunto de sedimentitas dominantemente silicoclásticas conocidas como formaciones
Arroyo Malo, El Freno y Puesto Araya (o El Cholo). La sucesión sedimentaria muestra una importante complejidad estructural
por lo que las relaciones espaciales y temporales entre estas unidades no han sido completamente establecidas.
Se propone considerar como pertenecientes a la Formación Arroyo Malo a depósitos silicoclásticos marinos del Triásico,
Hettangiano y Sinemuriano temprano. Los depósitos de lowstand (30 m) atribuidos anteriormente a la Formación El Freno
pertenecen también a la Formación Arroyo Malo.
La Formación El Freno (Sinemuriano), de ambiente fluvial, no muestra mayores cambios de espesor en sentido regional (entre 250 y 300 m). La Formación Puesto Araya (Sinemuriano tardío- Pliensbachiano ) posee depósitos marinos someros hasta de offshore. El relleno culmina con los depósitos anóxicos de offs-shore de la Formación Tres Esquinas.
En el caso específico de la Formación El Freno, las facies sedimentarias muestran pasajes
verticales y laterales desde depósitos fluviales traccionales a los de carga mixta. En el perfil del flanco oriental del
arroyo El Cholo se identificaron dos niveles plantíferos, otros dos en el cerro La Chilca y uno en la Mina Atuel. Los taxones
presentes (Neocalamites sp., Marattia munsteri (Goeppert) Zeiler, Cladophlebis mendozaensis (Geinitz), Archangelskya proto-
loxoma (Kurtz) Herbst, Dejerseya sp., Kurtziana brandmayri Frenguelli, Otozamites bechei Brongniart, Otozamites hislopi
(Oldham) Feistmantel, Elatocladus conferta (Oldham y Morris) Halle, ? Yabeiella sp. y troncos) son correlacionables con los
de la vecina localidad del cerro La Brea.
Se concluye que la historia del relleno
sedimentario de esta cuenca puede ser explicada con un modelo relativamente simple. En ella se definen dos episodios
en los que la acomodación superó ampliamente a los aportes detríticos, una del Triásico tardío a Sinemuriano temprano
y otra del Sinemuriano tardío al Pliensbachiano y Toarciano. Ambos períodos están separados por un lapso caracterizado
por fuertes aportes detríticos y escaso espacio de acomodación en el que se acumuló la Formación El Freno.
En la parte sur de Mendoza el fin del Aaleniano y el inicio del Bajociano representaron el momento de máxima expansión marina hacia el antepaís (Yrigoyen, 1979). Sobre la plataforma de Malargüe, la banda de clásticos proximales consiste en una sucesión arenosa en facies de playa y plataforma dominada por las olas, que representa la Formación Bardas Blancas (Gulisano, 1981; Legarreta et al., 1993).
Al oeste de Malargüe, las acumulaciones eocallovianas incluyen facies de plataforma con carbonatos ooidales y zonas de corales y esponjas (Formación Calabozo, Dessanti, 1973; Legarreta et al., 1993), que reflejan una posición más alejada de las zonas de aporte detrítico
La Formación Calabozo apoya sobre las facies marinas de cara de playa de la Formación Lajas (Bathoniano-Caloviano), a través de un contacto erosivo e irregular; y es cubierta en forma concordante por las evaporitas de la Formación Tábanos. El control bioestratigráfico de la Formación Calabozo está basado en la fauna de amonites, representada por Rehmannia sp., Choffatia sp., y Glossouvira sp. que caracteriza una edad caloviana media inferior (Riccardi et al. 2000).
La tendencia a la acumulación con alta tasa de acreción lateral también se pone en evidencia en el ámbito cordillerano, en secciones como Paso Vergara-Villagra y Santa Elena (Groeber et al., 1953; Davidson y Vicente, 1973), y en localidades próximas de los Andes chilenos como Lonquimay y Cajón Troncoso (Suárez et al., 1990; Cornejo Carreño et al., 1982). Estos perfiles revelan un efecto de aporte sedimentario y volcaniclástico desde el oeste, acentuado por un nivel de base de tendencia declinante.
El Calloviano superior y el resto del Jurásico se destacan
por la alternancia de sistemas deposicionales evaporíticos,
carbonáticos y siliciclásticos. En apariencia, esas variaciones
fueron controladas por un medio sedimentario sujeto a pronunciados
cambios en el nivel de base, que en ocasiones
resultaron en episodios de desecación total o casi total de la
cuenca. La evaporita o Yeso Tábanos (Stipanicic,
1966; Dellapé et al., 1979) es un depósito de 10 a 50 m de
espesor de anhidrita nodular y laminada, de edad infracaloviana
(Riccardi et al., 1991a). Esta acumulación aparece
geográficamente confinada a la zona de talud y cuenca del
sistema deposicional del Calloviano inferior (Legarreta, 1991;
Legarreta et al., l993). Por tal razón se la interpreta como el
resultado de condiciones que limitaron la conexión franca de
la cuenca Neuquina con la circulación del Océano Pacífico.
En posiciones de centro de cuenca las capas de sulfato se
encuentran localmente sobrepuestas por depósitos clásticos
de facies fluviales y eólicas (Legarreta, 1991), que implican
la eventual existencia de un sistema endorreico en el fondo de
la cuenca desecada.
GRUPO LOTENA
El Calloviano superior marino se presenta como un paquete de arcillas y areniscas que no suele superar los 10 m de espesor, e integra parte de la formacion Lotena (sensu Gulisano et al., 1984a). En un amplio sector de la cuenca estas capas contienen faunas de foraminíferos y amonites que muestran afinidades con las faunas del Tethys (Musacchio, 1979; Riccardi, 1991) e indican el retorno a una condición marina normal. La renovada conexión oceánica se refleja en un carácter estratigráfico transgresivo que incluye expansión del área deposicional, organización interna granodecreciente, y desarrollo de una zona condensada hacia el tope de la unidad (Legarreta, 1991; Legarreta et al., 1993).
El pulso de inundación del Calloviano tardío provocó el anegamiento de fajas de plataforma expuestas hacia el fin del Bathoniano-Calloviano temprano, y creó condiciones con baja tasa de suministro clástico, favorables para el desarrollo de un sistema deposicional carbonático que dio lugar a las Calizas La Manga (Stipanicic, 1966; Stipanicic et al., 1975).
Los calcáreos oxfordianos («Calizas Azules con
Gryphaea») alcanzan espesores de unos 150 m, y están
representados por grainstones de ooides y rhodoides, asocia dos a zonas con framestone coralígeno y abultamientos de laasociación coral-alga-esponja (Legarreta, 1991). Los equivalentes
de centro de cuenca consisten en secciones muy condensadas,
con espesores en el orden de los 10 m, en las que
alternan lutitas con amonites y calizas micríticas finamente
laminadas. Los depósitos con corales y ooides reflejan acumulación
en aguas someras, a partir de un litoral con morfología
de rampa carbonática, implantada por detrás del borde
de acumulación del Yeso Tábanos. Esa
configuración inicial fue gradualmente reemplazada por un
sistema con clinoformas más empinadas de tipo terraza deposicional.
Estos arreglos y la presencia de discontinuidades en
el interior de la cuña calcárea, son considerados como el
reflejo de cambios de acomodación relacionados con oscilaciones
eustáticas (Legarreta, 1991).
El «Yeso Principal» o Formación Auquilco (Schiller,
1912; Weaver, 1931) es una sucesión evaporítica blanquecina
de hasta 400 m de espesor que constituye uno de los
miembros más distintivos de la sucesión jurásica de Neuquén
y Mendoza. En su desarrollo característico predominan
los depósitos de anhidrita en facies laminada de selenita
(«varves evaporíticos»), y en estratos de hábito nodular
formados por diagénesis temprana en medios subácueos o
subaéreos (texturas bedded nodular y chicken-wire). Los
componentes subordinados incluyen carbonatos esqueléticopelletoidales,
abultamientos de caliza criptoalgácea afectada
por brechamiento y estructuras tee-pee, capas de cloruros, y
estratos pelíticos rojos y verdes con nódulos de anhidrita.
GRUPO MENDOZA
La Formación Tordillo (Groeber, 1946; Stipanicic, 1966) representan a un depósito de areniscas, conglomerados y fangolitas rojizas y verdosas que alcanza los 800 m de espesor. Esta serie carece de fósiles marinos y se acumuló por la actividad de sistemas fluviales efímeros asociados a campos eólicos y a depresiones de tipo barreal o playa-lake (Peroni et al., 1984; Arregui, 1993).
La organización estratigráfica y antigüedad atribuida a
los estratos de las Formaciones Tordillo-Auquilco y sus
equivalentes (= «ciclo Chacayano», Groeber, 1946)
implica un desecamiento
geológicamente «instantáneo» del sistema carbonático del
Oxfordiano, seguido en el Oxfordiano tardío (?) por una fase
inicial de sedimentación exclusivamente evaporítica en el
interior de una cuenca profunda pero de aguas someras.
Ese régimen deposicional marino-hipersalino, de tipo«Messiniano», fue interrumpido al menos dos veces por episodios de inundación, que condujeron al desarrollo de abultamientos carbonáticos en régimen hidrológico mesohalino. Estadios más avanzados (Kimmeridgiano) registran la incorporación de componentes volcánicos y piroclásticos desde el oeste, y el arribo de material detrítico desde el sur y el nordeste. La dispersión de los componentes terrígenos fue controlada por un sistema eólico y una red fluvial distributaria de tipo efímero, que drenaba hacia un ámbito distal ocupado por barreales y lagos hipersalinos de aguas poco profundas.
La fase final, durante el Tithoniano más temprano (?), se desarrolló en facies mayormente clásticas y en condiciones subácueas hacia posiciones internas de la cuenca.
Los depósitos del Jurásico terminal (Tithoniano) documentan el retorno a un contexto deposicional de cuenca marina con fondo euxínico, circundada por un cinturón nerítico sometido a sedimentación carbonática y terrígena. Los depósitos cuencales se caracterizan por una alternancia finamente estratificada de lutitas grises y negras, calizas micríticas y margas bituminosas, conocida como Formación Vaca Muerta (Leanza et al., 1978; Legarreta et al., 1981; Veiga y Orchuela, 1988).
Las facies calcáreas de plataforma están integradas por apilamientos biostromales dominados por moluscos, por calizas oolíticas y estromatolíticas que a veces contienen nódulos evaporíticos, y por calcáreos sublitográficos de tipo plattenkalk.
Estas rocas se asocian a estratos de arcilla y arenisca, y son referidas a las Formaciones Chachao (= Caliza con Exogyra, Legarreta y Kozlowski, 1981), Quintuco (= Calcárea, Digregorio, 1972). La reconstrucción sismo-estratigráfica del intervalo tithoniano sugiere un episodio de inundación regional (zona de V. mendozanus, Gulisano et al., 1984b), seguido por el desarrollo de un embancamiento carbonático con geometría de rampa. Este sistema se mantuvo con discontinuidades y desplazamientos menores, generando una sucesión con arreglo progradante, modulado por el ritmo de oscilación eustática (Mitchum y Uliana, 1985; Legarreta y Uliana, 1991).
Desde los tiempos de P. Groeber los estratos del Neocomiano son mapeados junto con los del Tithoniano, formando un paquete muy característico que excede los 2000 m de espesor y que es conocido como Grupo Mendoza (Mendociano, Groeber, 1946; Digregorio y Uliana, 1980).
Este conjunto muestra un amplio espectro de variación litológica, oscilando entre un predominio de lutitas cuencales oscuras hacia el oeste (Formaciones Vaca Muerta y Agrio), y secciones areno-arcillosas rojizas sobre el perímetro oriental de la cuenca.
Posiciones intermedias registran una considerable variabilidad lateral y vertical de litofacies, que ha sido detalladamente reconstruida en el curso de trabajos orientados a la prospección de hidrocarburos (Legarreta et al., 1981; Gulisano et al., 1984b; Mitchum y Uliana, 1985). El proceso de acumulación se desarrolló puntuado por numerosas interrupciones, en el curso de episodios de expansión y retracción de un ámbito sedimentario sometido a cambios de acomodación, dictados por regularidad en la subsidencia y oscilaciones en el nivel de base (Legarreta y Uliana, 1991).
Durante el Berriasiano se mantuvo el carácter general de los sistemas deposicionales instaurados en el Tithoniano, aunque es destacable un incremento en el ritmo de arribo clástico. Esa variación se manifiesta en una alta tasa de progradación y en clinoformas mucho más empinadas (Mitchum y Uliana, 1985). Asimismo, los depósitos berriasianos documentan la expansión hacia el norte de la faja de acumulación detrítica (Formaciones «Arcillas Verdes» y Mulichinco, Digregorio, 1972; y el consecuente achicamiento de la banda de acumulación carbonática de plataforma (Formaciones Quintuco y Chachao, Legarreta y Uliana, 1991).
Los conglomerados y areniscas fluviales infravalanginianos, que representan la parte más joven de la Formación Mulichinco, forman un depósito arealmente localizado al centro-oeste de Neuquén (Gulisano et al., 1984b; Legarreta y Uliana, 1991). De manera semejante, estratos coetáneos de la Formación Chachao (las «Calizas con Exogyra couloni»), constituidos por packstones de ostras con ocasionales cuerpos abultados de framestone coralígeno (Legarreta y Kozlowski, 1981; Carozzi et al., 1981), integran una cuña carbonática de 30 m de espesor que en corto trecho termina en onlap sobre la plataforma del Berriasiano (Legarreta y Gulisano, 1989).
Estas peculiares relaciones de yacencia muestran que el Valanginiano temprano fue otro de los períodos con extremo achicamiento del área de acumulación sedimentaria , presumiblemente reflejando condiciones con nivel marino bajo a escala global (Mitchum y Uliana, 1985; Legarreta y Uliana, 1991).
Los estratos de edad hauteriviana-barremiana (Formación
Agrio y equivalentes) muestran el retorno a un hábito
de sedimentación con un predominio de calcilutitas
negras, carbonatos de tipo nodular y estratos de chalk
(Legarreta et al., 1981). En ese contexto
estratigráfico de capas marinas dotadas de gran continuidad
lateral, se destaca la presencia de delgadas lenguas arenosas
depositadas en condiciones de aguas someras.
El más conspicuo de tales depósitos, la Arenisca Avilé del Hauteriviano inferior alto, descansa en partes sobre una superficie incidida (Veiga y Vergani, 1993) y se presenta en facies fluviales y eólicas (Gulisano y Gutiérrez Pleimling, 1988). Estas acumulaciones, y las facies arcillosas de barreal y de evaporitas que las reemplazan hacia la porción distal de la cuenca, indican la ocurrencia de otro episodio de desecación de tipo «Messiniano» Legarreta y Uliana, 1991).
Estratos más tardíos del Hauteriviano registran una nueva expansión del depocentro. Finalmente, depósitos sedimentarios con presunta edad barremiana vuelven a ajustarse al patrón deposicional arealmente restringido.
La Formación
Chorreado (Legarreta, 1985, 1986) se integra con un miembro
inferior carbonático, con facies de plataforma dominadas por grainstones de oolitas y pellets. El miembro superior,
constituido por anhidritas con bandas de halita, es aún
mucho más restringido y se acuña por onlap sobre el talud
deposicional del miembro carbonático.
Gulisano, C.A., Gutiérrez Pleimling, A. y Digregorio, R.E. 1984a. Esquema estratigráfico de la secuencia jurásica del oeste de la provincia de Neuquén. 9º Congreso Geológico Argentino, Actas 1: 236-259, San Carlos de Bariloche.
Gulisano, C.A. Gutiérrez Pleimling, A. y Digregorio, R.E. 1984b. Análisis estratigráfico del intervalo Tithoniano-Valanginiano (Formaciones Vaca Muerta, Quintuco y Mulichinco) en el suroeste de la provincia del Neuquén. 9º Congreso Geológico Argentino, Actas 1: 221 -235, San Carlos de Bariloche.
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