Facies y paleoambientes de la Formación Los Llanos (Mioceno?), sierra de Los Llanos (30º30’ LS), La Rioja: una puesta al día sobre su conocimiento

EZPELETA, M.; DÁVILA, F.M.; ASTINI, R.A.

San Luis

Congreso; X Reunión Argentina de Sedimentología; 2004

Asociación Argentina de Sedimentología

La Formación Los Llanos (FLL), definida por Bodenbender (1911) como Estratos de Los Llanos, se trata de un conjunto de afloramientos aislados y de escaso relieve que yacen sobre las vertientes E y O de la sierra de Los Llanos (SDLL), desarrollando “mesetas” suavemente basculadas (<5° hacia E y O). El espesor aflorante de la unidad varía entre 2 y 40 m según la región, aunque Ramos (1982) describe espesores del orden de 200 m en subsuelo, en la terminación austral de la sierra de Chepes. En la sierra Brava la unidad no supera los 40 m. La Formación Los Llanos se dispone en forma discordante sobre el Pérmico (Formación La Colina) y localmente en no concordancia sobre el basamento cristalino ígneo-metamórfico (Caminos, 1972). La unidad es a su vez cubierta en discordancia erosiva y levemente angular por los depósitos cuaternarios inconsolidados de la región pedemontana actual. En esta contribución se divide a la FLL en dos miembros informales, y se realiza un análisis de facies detallado en su sección tipo en la SDLL. Se definen ocho facies que son integradas en dos asociaciones de facies, que a su vez coinciden con los dos miembros definidos. El Miembro Inferior se compone por: 1) Facies de conglomerados finos clastosoportados con matriz arenosa y escasa cementación, que yacen en cuerpos delgados y discontinuos, con bases y techos netos en la base de la unidad. Internamente, poseen pobre selección e imbricación de clastos. Se interpretan como depósitos de escorrentía superficial en canales residuales aunque su textura polimodal y pobre ordenamiento interno indican génesis a partir de flujos hiperconcentrados o mantos de crecida. 2) Facies de brechas oligomícticas, finas a medias de color gris, clasto soportadas, pobremente seleccionados y con abundante matriz fangosa de origen secundario. Constituyen bancos tabulares de hasta 0,6 m. Se compone de clastos de metamorfitas y granitoides comparables a los expuestos en la SDLL. Esto sugiere cuencas de drenaje de desarrollo limitado y escasa mezcla de sedimentos. 3) Facies de areniscas con megaestratificación cruzada en sets de hasta 4m, y con desarrollo de superficies de truncamiento interno y terminaciones basales tanto asintóticas como en cuña. Son areniscas subarcósicas finas a medias con selección regular a buena, sin matriz insterticial y con porosidad primaria ocluida por cementacion carbonática. Localmente, alternan láminas con marcada distribución bimodal de tamaños. Los espesores y estructuras, como sus características texturales permiten interpretar un origen eólico. Las paleocorrientes medidas a ambos lados de la sierra sugieren paleovientos hacia el SE. El Miembro Superior está integrado por: 4) Facies de conglomerados finos de color blanquecino, de 1 a 5 m de espesor; con contactos basales netos, planos a suavemente ondulados. Esta facies presenta un cemento carbonático muy intenso, y muestra un profuso moteado rojizo. Internamente presentan apariencia maciza y la disposición de los clastos en la matriz es caótica. Sólo localmente preservan texturas clastosoportadas. Entre las estructuras mejor preservadas se destaca la presencia de rizolitos rellenos con calcita o sílice, y nódulos carbonáticos de hasta 8 cm de diámetro. Al microscopio se reconocieron micromorfologías rellenas con calcita tales como circumgranulars cracks y grietas longitudinales que pueden interpretarse como crystallarias. La pobre selección y texturas polimodales indicarían que esta facies ha sido formada a partir de un material parental aluvial sometido a pedogénesis y calcretización. Los fragmentos líticos de origen metamórfico y granítico indican un área fuente formada por basamento cristalino, como el expuesto en la SDLL y serranías adyacentes. Los datos de paleocorrientes indican paleopendientes hacia el E, consistentes con el desarrollo de un área fuente expuesta al O. 5) Esta facies se trata de un banco de areniscas tabulares de ~1 m de espesor, fuertemente silicificado. Internamente se reconocen dos niveles de coloración contrastante. El nivel inferior es rojo intenso y más arcilloso, mientras que el superior es blanco y presenta moteado. El contacto entre ambos niveles es neto y muy irregular, describiendo una morfología “en columnas”, separadas ~0,3 m y con alturas de hasta ~0,7 m. La silicificación abarca a toda la facies, y como remanentes quedan nódulos calcáreos previos. Esta facies en su conjunto sugiere procesos de eluviación/iluviación, dando como resultado un horizonte glósico (cf. Soil Survey Staff, 1999), instalado sobre materiales parentales aluviales. 6) Facies de areniscas sabulíticas a guijosas, de color rosado a blanco y localmente afectadas por un intenso moteado rojizo. Se presentan en bancos tabulares con espesores entre 0,8-1,5 m. Se caracterizan por el profuso desarrollo de cementación silícea, de tipo calcedonítica. Se interpretan como depósitos generados por flujos no confinados y rellenos de canales poco profundos. Este tipo de depósitos es común en abanicos aluviales con bajo gradiente. La cementación silícea, presencia de rizolitos, junto al desarrollo de nódulos carbonáticos permiten interpretar fenómenos de pedogénesis que afectaron los materiales parentales aluviales, favoreciendo la formación de silcretes. 7) Esta facies se trata de horizontes arcillosos rojizos macizos, dispuestos en niveles tabulares con contactos gradacionales, y localmente planos. Los horizontes no desarrollan laminación, pero sí contienen peds. Estos rasgos permitirían interpretar a este horizonte arcilloso como producto de iluviación en un paleosuelo, y asignar a esta facies a un horizonte argílico (cf. Soil Survey Staff, 1999). 8) Constituye una facies de regolitos formados a partir de un basamento ígneo-metamórfico, yaciendo directamente sobre éste, con un espesor inferior al metro.La asociación de facies inferior (Miembro Inferior) se interpreta como un sistema de interacción fluvio-eólico, mientras que la asociación superior (Miembro Superior) representa la formación de paleosuelos sobre materiales parentales aluviales. El Miembro Inferior comienza con la depositación de sistemas fluviales pobremente desarrollados seguido por una sucesión eólica que se registrada a ambos lados de la SDLL, sugiriendo su continuidad a través de la región y marcando una etapa pre-alzamiento del basamento (o pre-broken foreland). El Miembro Superior está representado por depósitos fluviales entrelazados y localmente de llanuras de inundación. Como rasgo distintivo, los reiterados eventos fluviales se ven afectados por períodos de intensa pedogénesis. Se destacan entre éstos, la formación de calcretes de marcada continuidad lateral. Se reconocieron paleosuelos más maduros, estadio de madurez 3 de Bown y Kraus (1987), formados en llanuras de inundación donde existen gradiente bajos y las tasas de sedimentación son reducidas. También se registraron paleosuelos con desarrollo incipiente, correspondientes con los estadios 1 y 2, evidenciando proximidad a los cursos fluviales. Esta asociación sugiere la formación de perfiles de suelos compuestos (Kraus, 1987). Esta última asociación sugiere condensación estratigráfica durante la formación paleosuelos, con estadios con escasa o sin sedimentación, estabilidad climática y buen drenaje, alternado por períodos con tasas de sedimentación más altas, durante las avenidas fluviales que habrían favorecido además la decapitación de los suelos.