Estratigrafía, Vertebrados Fósiles Y Evolución Tectosedimentaria De Los Depósitos Neógenos Del Bloque De San Rafael (Mioceno-Plioceno), Mendoza, Argentina

Acta geológica lilloana 26 (2): 133–164, 2014 133

Estratigrafía, vertebrados fósiles y evolución tectosedimentaria de los depósitos neógenos del Bloque de San Rafael (Mioceno-Plioceno), Mendoza, Argentina

Garrido, Alberto C.1; Guillermo F. Turazzini2; Mariano Bond3; Guillermo Aguirrezabala4; Analía M. Forasiepi5 1 Museo Provincial de Ciencias Naturales “Profesor Dr. Juan A. Olsacher”. Dirección Provincial de Minería. Etcheluz y Ejército Argentino, (8340) Zapala, Neuquén, Argentina. [email protected] 2 FCEyN, UBA, Pab. 2, Ciudad Universitaria, (C1428EHA) Buenos Aires, Argentina. 3 Museo de La Plata, Paseo del Bosque s/nº, (B1900FWA) La Plata, Buenos Aires, Argentina. 4 FCNyM, UNLP, 60 y 122 s/nº, (B1900FWA) La Plata, Buenos Aires, Argentina. 5 Ianigla, CCT-Mendoza, CONICET, Parque San Martín s/nº, (5500) Mendoza, Argentina. [email protected] Correspondencia: Analía M. Forasiepi, [email protected]

Resumen — “Estratigrafía, vertebrados fósiles y evolución tectosedimentaria de los depósitos neógenos del Bloque de San Rafael (Mioceno–Plioceno), Mendoza, Argentina”. Los denominados “Estratos de Aisol” constan de tres unidades sedimentarias diferenciables por su constitución litofacial, paleoambiente, asociación de vertebrados fósiles y edad. En este trabajo se analizan en detalle las unidades inferior y media, identificadas con los nombres de Formación Aisol (redefinida) y Formación La Huertita (nom. nov.). La primera se ubicaría en el Mioceno temprano (Burdigaliano) de acuerdo a un fechado radimétrico U-Pb de 19,5 Ma), mientras la segunda se ubicaría en el Plioceno (Montehermosense–Chapadmalalense, Zan- cleano–Piacenziano) de acuerdo al contenido fósil. La evolución del relleno sedimentario permite establecer los siguientes estadios: a) Generación de la cubeta de sedimentación de Aisol bajo régimen extensional durante el Mioceno temprano. b) Inicio de la depositación de la Formación Aisol a partir del Burdigaliano, con sistemas fluviales regulados por una merma gradual en la tasa de subsidencia de la cuenca. c) Instauración de un régimen compresional hacia los 15- 14 Ma (Langhiano), responsable de la elevación del Bloque de San Rafael. Este acontecimien- to produjo el ascenso e inversión estructural del relieve con la consiguiente desactivación de la cubeta de Aisol, deformación y posterior erosión parcial del relleno sedimentario. d) Nuevo evento de deformación compresional hacia fines del Mioceno e inicios del Plioceno, dando lugar a la depositación de la Formación La Huertita con desarrollo de una red fluvial dirigida hacia la cuenca de Río Grande. e) Interrupción de la sedimentación hacia fines del Plioceno como consecuencia de la instauración de un nuevo régimen extensional, dando lugar al desarrollo de un intenso volcanismo. Palabras clave: Estratigrafía, sedimentología, vertebrados, Neógeno, Bloque de San Rafael.

Abstract — “Stratigraphy, fossil vertebrates and tectosedimentary evolution of Neogene deposits of the San Rafael Block (Miocene–Pliocene), Mendoza, Argentina”. The “Estratos de Aisol” consists of three sedimentary units distinguishable by its lithofacies constitution, pale- oenvironment, fossil vertebrate association, and age. In this contribution, we analyze in detail the lower and middle units, which are identified with the names of Aisol Formation (redefined) and La Huertita Formation (nom. nov.), respectively. The first unit would be located in the Early Miocene (Burdigalian) according to a U-Pb radimetric dating of 19.5 Ma, and the second in the Pliocene (probably Montehermosan–Chapadmalalan; Zanclean–Piacenzian) based on the fossil content. The evolution of the sedimentary deposition allows the identification of the following stages: a) Generation of the Aisol Basin under an extensional regime during the Early Miocene. b) Initiation of the Aisol Formation deposition during the Burdigalian, with the devel-

Recibido: 29/10/13 – Aceptado: 22/08/14 134 A. C. Garrido et al.: Estratigrafía, fósiles y evolución tectosedimentaria en San Rafael opment of fluvial systems regulated by a gradual decline in the rate of subsidence of the basin. c) Establishment of a compressional regime around 15-14 Ma (Langhian), responsible for the elevation of the San Rafael Block. This event produced the uplift and the inversion of the structural relief with consequent deactivation of the Aisol Basin, followed by deformation and subsequent partial erosion of the sedimentary infill of the basin. d) New compressional regime at about the end of Miocene and the Early Pliocene, resulting in the deposition of the La Huertita Formation with a river network flowed into the Rio Grande basin. e) Interruption of the sedimentation during the Late Pliocene, due to a new extensional regime, leading to intense volcanism. Keywords: Stratigraphy, sedimentology, vertebrates, Neogene, San Rafael Block.

INTRODUCCIÓN 1956; González Díaz, 1964, 1972). Estas sedimentitas neógenas aflorantes en la región del El denominado Bloque de San Rafael Bloque de San Rafael fueron referidas a la (Feruglio, 1946) conforma una unidad oro- Formación Aisol (González Díaz, 1972; Se- gráfica subparalela al cordón andino, desa- púlveda et al., 2000, 2007), caracterizadas rrollada entre los 34°15’ – 36°15’ de latitud por conformar un típico relieve de huayque- sur y los 68°15’ – 69°00’ de longitud oeste. El rías (González Díaz, 1964). mismo exhibe un conjunto de rocas ígneas En su sentido amplio, la Formación Aisol (plutonitas) y metasedimentitas marinas de se exhibe bajo la forma de pequeños aflora- edad eopaleozoica, sobre las que yace en mientos distribuidos entre los cursos de los discordancia angular una potente sucesión ríos Atuel y Diamante. Su principal exposi- de sedimentitas marino-continentales y vul- ción se halla sobre la margen derecha del canitas neopaleozoicas (Criado Roque, río Atuel en una barranca de unos 10 km de 1972; Azcuy, 1993; Cuerda et al., 1993; Ko- longitud (incluyendo las vecindades del Arro- zlowsky et al., 1993; Llambías et al., 1993; yo Seco de la Frazada y cerro Aisol), depósi- Sepúlveda et al., 2000, 2007). Transitando tos que representan la aquí denominada cu- el Permo–Triásico se produjo en la región beta de Aisol (figura 1). La misma conforma una fuerte distensión cortical ligada a un un remanente de lo que antiguamente fue proceso de rifting, factor que provocó la ge- una depresión de mayor extensión areal, neración de pequeños depocentros en los que constituyendo la zona en la cual se focalizan se acumularon sedimentitas continentales y los estudios de la presente contribución. vulcanitas del Triásico Medio (Kokogian et Otros afloramientos fueron mencionados al., 1993; Kozlowsky et al., 1993). Durante para la margen izquierda del río Atuel el Jurásico, Cretácico y parte del Paleógeno, (Mina Zitro/arroyo Cochicó y Tierras Blan- el bloque en su conjunto permaneció como cas), el sur del Embalse El Nihuil (Los Cerri- un elemento estructural positivo, quedando tos), las vecindades de la Villa 25 de Mayo, sujeto a una fuerte erosión regional con la vecindades del río Seco Salado y río Dia- consiguiente peneplanización del relieve (Po- mante (Dessanti, 1954, 1956; González lansky, 1954, 1963; Dessanti, 1956; Gonzá- Díaz, 1964, 1972; Núñez, 1976; Sepúlveda lez Díaz, 1964; Criado Roque, 1972; Kozlo- et al., 2000, 2007). wsky et al., 1993; Ramos, 1999). Restos de vertebrados fósiles recuperados Durante el Neógeno se produjo una conspi- de estos depósitos fueron mencionados en los cua acumulación de sedimentitas y piroclasti- trabajos geológicos iniciales (e.g., Groeber, tas, las cuales se encuentran genéticamente 1951, 1952; Dessanti, 1954, 1956; González vinculadas con los depósitos sinorogénicos de Díaz, 1972), mientras que su asociación fue la Cordillera Principal. Dicha acumulación formalmente dada a conocer posteriormente se desarrolló en pequeñas depresiones ubica- por Soria (1983). Estudios paleontológicos das a lo largo del bloque, siendo tectónica- sistemáticos fueron retomados recientemente mente afectadas con posterioridad por dife- (Forasiepi et al., 2009, 2011, 2014; Vucetich rentes fases de la orogenia andina (Dessanti, et al., 2011; Turazzini, 2013; Turazzini y Acta geológica lilloana 26 (2): 133–164, 2014 135

Figura 1. Mapa de las unidades cenozoicas aflorantes en las vecindades del río Atuel, Blo- que de San Rafael, Mendoza. 136 A. C. Garrido et al.: Estratigrafía, fósiles y evolución tectosedimentaria en San Rafael

Miquel, 2014), dando como resultado un es- I/i = incisivo superior/inferior; cenario estratigráfico complejo y proveyendo M/m = molar superior/inferior; evidencia de asociaciones de vertebrados fó- P/p = premolar superior/inferior; siles de edades relativas diferentes. SI = “sección inferior”; El objetivo de la presente contribución es SM = “sección media”; realizar un análisis de las sedimentitas asig- SS = “sección superior”; todas de la For- nadas actualmente a la Formación Aisol y su mación Aisol (sensu Forasiepi et al., 2011). contenido fósil de vertebrados, a los fines de establecer los paleoambientes de deposita- ANTECEDENTES ción, la evolución tectosedimentaria de la cubeta de Aisol y el significado biocronoló- Pablo Groeber (1951, 1952) fue el prime- gico de los vertebrados fósiles identificados. ro en mencionar los depósitos actualmente reconocidos como Formación Aisol en el ámbito del Bloque de San Rafael, identifi- METODOLOGÍA cándolos bajo de denominación de “Calcha- Se recolectaron restos de vertebrados, in- quí” o “Estratos Calchaquíes”. En 1956, Des- vertebrados y trazas fósiles a partir de ha- santi efectuó una descripción más detallada llazgos de elementos expuestos en superficie. de los depósitos, identificándolos específica- Dicha tarea fue realizada conjuntamente con mente bajo el nombre de “Estratos de Aisol”. el levantamiento de perfiles estratigráficos Posteriormente González Díaz (1964) utilizó de detalle mediante el uso de goniómetro y para la misma sucesión sedimentaria el vara graduada (vara de Jacob). Los códigos nombre de “Formación Río Seco de la Fraza- de colores empleados en la descripción lito- da”; sin embargo, en un trabajo ulterior lógica corresponden a la carta cromática del (González Díaz, 1972) retomó el nombre “Rock-color Chart Committee” (1991). La original de Dessanti (1956) y formalizó a la determinación de las piezas coleccionadas se unidad bajo el nombre de Formación Aisol, efectuó sobre la base de la comparación nominación que se ha utilizado hasta la anatómica con materiales pertenecientes a actualidad (e.g., Sepúlveda 2000, 2007). las colecciones del MACN y MLP. La escala Con respecto a la edad, en su trabajo ori- de tiempo utilizada en este trabajo corres- ginal Groeber (1951) asignó sus “Estratos ponde a la indicada en la Carta Cronoestra- Calchaquíes” al Mioceno medio. Dicha con- tigráfica Internacional 2013 (International clusión fue arribada sobre la base de la Commission on Stratigraphy, 2013). identificación de restos de Nesodon imbrica- tus (Toxodontidae), los cuales desafortuna- Abreviaturas institucionales.— Los acró- damente no pudieron ser localizados poste- nimos de las colecciones de paleovertebra- riormente (Soria, 1983). Nesodon imbricados citados en este trabajo son los siguientes: tus era una especie considerada típica del MACN A = Museo Argentino de Ciencias Santacrucense y dicha edad se consideraba Naturales “Bernardino Rivadavia”, Colección ubicada en el Mioceno medio (ver por ejem- Nacional Ameghino, Buenos Aires, Argentina. plo Scott, 1912; Simpson, 1940). Sin embar- MHNSR-PV = Museo de Historia Natural go, posteriormente y en base a un nuevo exa- de San Rafael, Colección Paleontología de men del contenido faunístico, Groeber Vertebrados, Mendoza, Argentina. (1952) atribuyó los depósitos al “Arauco-En- MLP = Museo de La Plata, Colección Pa- trerriano” y por consiguiente reubicados en leontología de Vertebrados, La Plata, Argen- el Mioceno tardío–Plioceno. Por su parte, tina. Dessanti (1954, 1956) y González Díaz (1964, 1972) mantuvieron la asignación al Otras abreviaturas.— Las siglas emplea- Santacrucense. Posteriormente Soria (1983) das para las abreviaturas en este trabajo son analizó nuevos restos de mamíferos fósiles y las siguientes: concluyó que podrían corresponderse con Acta geológica lilloana 26 (2): 133–164, 2014 137 otros recuperados en Patagonia de niveles sión en tres secciones: “sección inferior” del Friasense s.l., Mioceno medio. Más re- (SI), “sección media” (SM), y “sección supe- cientemente, Forasiepi et al. (2009, 2011) rior” (SS), las dos primeras portadoras de distinguieron dos asociaciones de vertebra- restos fósiles. dos diferentes en el área del Arroyo Seco de La disposición y relaciones estratigráfi- la Frazada, una de ellas correspondiente al cas de estas tres unidades se aprecian princi- Mioceno medio, posiblemente Colloncurense palmente en el área del Arroyo Seco de la y una segunda más moderna, no más anti- Frazada (figura 1), sitio en el cual González gua que Mioceno tardío (Huayqueriense; Díaz (1972) efectuó la descripción detallada Forasiepi et al., 2009), más posiblemente de la unidad. Sin embargo, debe advertirse Plioceno (Montehermosense o Chapadmala- que la base de la sucesión cenozoica en esta lense; Vucetich et al., 2011; Turazzini, localidad no es visible, siendo el contacto 2013). Una datación radimétrica U-Pb re- entre el basamento y los depósitos cenozoi- ciente, basada en circones de un nivel de ci- cos pre-cuaternarios de carácter tectónico. nerita ubicado en la base de la Formación Esta situación está dada por la acción de la Aisol, arrojó una edad de 19,480 ± 0,025 denominada falla Valle Grande (Peñalva y Ma (Forasiepi et al., 2014). La asociación Velez, 2005) (figura 1), importante fractura de vertebrados fósiles sería contemporánea de carácter regional y vergencia occidental a otras de edad Santacrucense. la cual provocó el cabalgamiento del basa- La edad Santacrucense se ubica en las mento sobre la sucesión sedimentaria neóge- fases terminales del Mioceno temprano. Da- na (figura 2a). Siguiendo la faja de los aflo- taciones radimétricas de la Formación Santa ramientos hacia la localidad de La Huertita, Cruz en yacimientos próximos a la costa At- lindante septentrionalmente al cerro Aisol lántica arrojaron edades entre ~17,8–16 (figura 1), la SM adquiere un mayor desa- Ma, mientras que otras dataciones en depó- rrollo, encontrándose igualmente presentes sitos más cercanos al cordón andino (inclu- los depósitos de la SS. Ya sobre el extremo yendo las localidades de Karaike y Lago Po- meridional del área de estudio, en el sector sadas) arrojaron edades más antiguas, de La Hoyada (figura 1), se puede observar ~18,5 (K) y ~19 Ma (LP) (Perkins et al., la SI en toda su magnitud (figura 2b), aun- 2012). La edad Montehermosense está res- que sin la presencia de las SM y SS. tringida al Plioceno temprano, comprendida En cada una de estas localidades se efec- entre los 5,28 Ma y 4,5 o 5 Ma (Deschamps tuaron perfiles estratigráficos de detalle (fi- et al., 2011; Tomassini y Montalvo 2013; gura 3), que en conjunto permitieron recons- Tomassini et al., 2013; interpretaciones al- truir la sucesión sedimentaria cenozoica del ternativas extienden la edad al Mioceno tar- área. Se han identificado tres unidades li- dío —Messiniano; e.g. Cione et al., 2007). toestratigráficas distintas (SI, SM y SS, sen- Mientras que el Chapadmalalense se exten- su Forasiepi et al., 2011), diferenciables y dería hasta el Plioceno tardío (Piacenziano), caracterizables sobre la base de su constitu- hasta los 3,3 Ma (Tomassini et al., 2013). ción facial, configuración de sus cuerpos sedimentarios y paleoambientes. ESTRATIGRAFÍA En este trabajo se detallan las caracterís- Y SEDIMENTOLOGÍA ticas faciales y paleaombientales de la SI y SM a las cuales se las distingue respectiva- Los denominados depósitos de la “Forma- mente con los nombres de Formación Aisol ción Aisol” (sensu Dessanti, 1956; González (redefinida) y Formación La Huertita (nom. Díaz, 1972), incluyen tres grandes grupos nov.). La SS es aquí identificada en sentido litológicos claramente diferenciables en amplio como “depósitos cuaternarios”, de constitución facial, contenido fosilífero y poco espesor y con una distribución areal edad relativa. En este sentido, Forasiepi et restringida al área ubicada entre el Arroyo al. (2011) dividieron informalmente la suce- Seco de la Frazada y La Huertita (figura 1). 138 A. C. Garrido et al.: Estratigrafía, fósiles y evolución tectosedimentaria en San Rafael

Figura 2. Vista hacia el sur de la Falla Valle Grande en adyacencias del arroyo Seco de la Frazada. Se observa a las volcanitas del Grupo Choiyoi (Pérmico Superior) sobrepuestas, mediante un plano de falla inversa, a los depósitos clásticos de la Formación Aisol (Mioceno temprano) (a). Vista general hacia el norte de los aforamientos de la Formación Aisol en el área de La Hoyada. Se caracterizan por el típico relieve de huayquerías (tierras malas) (b). Acta geológica lilloana 26 (2): 133–164, 2014 139

FORMACIÓN AISOL tes secciones una relación de aparente con- (REDEFINICIÓN) cordancia (figuras 4b y 5). Dessanti (1954, 1956) describió de mane- A la luz de las nuevas evidencias, adopta- ra general, la distribución y composición li- mos restringir aquí el término de Formación tológica de los depósitos neógenos, por en- Aisol para los depósitos correspondientes a tonces denominados “Estratos de Aisol”, aflo- la “sección inferior” (SI) de Forasiepi et al. rantes en el Bloque de San Rafael. Si bien (2011) (figura 3). De esta manera, la For- Dessanti (1956) expuso algunas considera- mación Aisol queda conformada por un con- ciones respecto al espesor, edad y relaciones junto de sedimentitas epiclásticas de origen estratigráficas, la falta de perfiles detallados fluvial y piroclastitas asociadas, cuya depo- dificulta establecer el alcance preciso de su sitación habría comenzado en el Mioceno definición. No obstante, de acuerdo a lo ob- inferior tardío, de acuerdo a la edad de servado en su mapeo para el área de Arroyo ~19,5 Ma arrojada por un fechado radiomé- Seco de la Frazada, puede advertirse que di- trico reciente (Forasiepi et al., 2014). cho autor incluyó bajo la denominación de La base de la Formación Aisol puede ob- “Estratos de Aisol” a todo el conjunto de se- servarse en detalle en el área de La Hoyada dimentitas allí aflorantes, el cual contiene (cercanías del cerro Aisol), sitio en el cual se las tres secciones identificadas y descriptas exhibe el perfil más completo de esta unidad por Forasiepi et al. (2011). (figura 3). En este sector la sucesión alcanza Un caso similar ocurre en la descripción los 92 m de espesor, asentada en discordancia y carteo efectuado por González Díaz (1972) sobre un paleorrelieve labrado en metamorfi- en el extremo oriental de la quebrada del tas paleozoicas (figura 4c). En toda esta área, Arroyo Seco de la Frazada. Este autor for- fallas inversas de corto rechazo (menor a 1 malizó a los depósitos neógenos aflorantes m) afectan a los depósitos de la Formación en el área bajo la denominación de Forma- Aisol. En la base del perfil se exponen niveles ción Aisol, brindando una descripción más finos de cineritas (figura 3). minuciosa de su composición litológica. Las El análisis facial ha permitido reconocer observaciones realizadas en este sector per- en estos depósitos un grupo de litofacies cu- miten establecer que el perfil presentado por yas características e interpretaciones se sinte- González Díaz (1972) comprende a las SM y tizan en la tabla 1, mientras que los elemen- SS de Forasiepi et al. (2011), y posiblemente tos arquitecturales constituyentes (sensu Mia- la parte superior de la SI. En este sector, la ll, 1996) se presentan en la tabla 2. Es de sucesión se presenta fuertemente perturbada destacar que los depósitos de planicie de por acción de la falla Valle Grande, manifes- inundación no presentan mayores cambios tando distintos grados de perturbación tectó- faciales a lo largo de toda la unidad. Los nica. En este sentido, la SI es la que se en- paleocanales, por el contrario, se caracteri- cuentra más fuertemente perturbada, mien- zan por un cambio gradual en la granulo- tras que en la SS la perturbación es práctica- metría, constitución facial y configuración mente nula. Debido a ello, en la región externa e interna. próxima a la falla es posible visualizar una Los depósitos de planicie de inundación, discordancia angular entre los depósitos de incluidos en el elemento arquitectural FF (ta- la SI y SM, aun cuando ofrecen un aspecto bla 2), conforman una monótona sucesión litológico similar (figura 4a). La SS es la de arcillitas limosas y fangolitas cineríticas que presenta un contraste litológico más desde coloración dominantemente rojiza (10R6/ tacado respecto a las subyacentes, yaciendo 6: naranja rojizo moderado a 10R8/2: rosa- indistintamente mediante contacto erosivo, anaranjado grisáceo), finamente laminadas tanto sobre la SM como sobre la SI (figura (facies Fl) y en menor medida macizas (fa- 4a). Hacia los sectores más alejados de la cies Fm). Ocasionalmente, intercalan peque- falla, la deformación general de los depósi- ños horizontes (menores a 5 cm de espesor) tos se atenúa, presentando entre las diferen- de cineritas macizas a laminadas (facies T) 140 A. C. Garrido et al.: Estratigrafía, fósiles y evolución tectosedimentaria en San Rafael Acta geológica lilloana 26 (2): 133–164, 2014 141

Figura 3 (página anterior). Perfiles litoestratigráficos de los depósitos neógenos expuestos en las localidades de La Hoyada, arroyo Seco de la Frazada y La Huertita. Bloque de San Ra- fael, Mendoza. Datación radiométrica en Forasiepi et al. (2014).

(tablas 1 y 2). Estos depósitos integran en turalmente inmaduras, caracterizadas por el conjunto hasta un 55% de la columna sedi- desarrollo de estratificación horizontal (fa- mentaria, presentándose algo más reducidos cies Sh) y estratificación cruzada de bajo hacia la parte alta del perfil (hasta un 45% ángulo (facies Sl). Estos cuerpos son inter- del total de la columna sedimentaria), donde pretados como depósitos de avenidas manti- los paleocanales adquieren mayor enverga- formes (sheet floods), originados por expla- dura (figura 3). yamientos de desbordes por crecidas desde Delgados cuerpos psamíticos no canaliza- el canal hacia la planicie de inundación dos de geometría tabular a mantiforme (ele- (Tunbridge, 1981; Bridge, 1984; Collinson, mento arquitectural LS), menores a los 25 1986; Miall, 1996; Leeder y Pérez-Arlúcea, cm de espesor, se intercalan con cierta regu- 2006: Bridge y Demico, 2008). laridad en los depósitos anteriormente des- Como fue señalado anteriormente, los criptos. Los mismos se encuentran integra- paleocanales forman los cuerpos sedimenta- dos por facies de areniscas cuarzolíticas tex- rios que ofrecen mayor variabilidad a lo lar-

Figura 4. Relaciones estructurales y estratigráficas entre las formaciones Aisol (redefinida), La Huertita (nom. nov.) y los depósitos cuaternarios en cercanías del arroyo Seco de la Frazada. Estas unidades en su conjunto, comprenden a la “Formación Aisol” de acuerdo a la definición de Dessanti (1956) y González Díaz (1972) (a). Afloramientos fosilíferos de la Formación La Huer- tita (nom. nov.) en el área de Arroyo Seco de la Frazada El círculo señala la persona utilizada de escala (b). Contacto basal de la Formación Aisol (redefinida) con las metacuarcitas de la Formación El Imperial (Carbonífero Superior) en la localidad de La Hoyada (c). 142 A. C. Garrido et al.: Estratigrafía, fósiles y evolución tectosedimentaria en San Rafael

Tabla 1. Facies sedimentarias reconocidas para los depósitos de las formaciones Aisol (redefinida) y La Huertita (nom. nov.). Acta geológica lilloana 26 (2): 133–164, 2014 143 go del perfil. En este sentido, se han identifi- tas, sugiriendo una proveniencia directa des- cado tres tipos de paleocanales (elemento de el sustrato paleozoico infrayacente. Su arquitectural CH, tabla 2). Los paleocanales matriz se compone de arena cuarzolítica de tipo I (CH-I) se desarrollan en la parte gruesa, texturalmente inmadura. En líneas inferior de la Formación Aisol. Forman cuer- generales, es posible observar un arreglo pos canalizados gravosos multiepisódicos de granodecreciente en los depósitos de canales, geometría lenticular o tabular, acuñados la- gradando de base a techo desde conglomera- teralmente. En general, el desarrollo lateral dos brechosos medianos a areniscas gravo- de estos cuerpos es reducido, con anchos sas. Las facies reconocidas en este tipo de aparentes menores a los 20 m, alcanzando paleocanales son Gp, Gh, Gi y SGp (tablas 1 una potencia máxima individual del orden y 2), siendo atribuidas a depósitos de barras de los 3,5 m de espesor. Litológicamente se fluviales gravosas de tipo longitudinales y componen de conglomerados brechosos dé- transversales (Steel y Thompson, 1983; Ma- bilmente litificados, clasto-soportados, de der, 1985; Miall, 1985, 1996; Spalletti, carácter polimíctico, granulometría mediana 1994a; Sánchez-Moya y Sopeña, 2010). a fina y moderada selección. Presentan gui- Los paleocanales de tipo II (CH-II) se de- jas y guijarros angulosos a subangulosos, sarrollan en la parte media de la Formación ocasionalmente redondeados, exhibiendo en Aisol. Forman cuerpos de canales amalga- general una pobre madurez textural. Entre mados, multiepisódicos, de geometría tabu- sus componentes clásticos dominan las por- lar y acuñados lateralmente. En este caso los fiditas y vulcanitas mesobásicas a ácidas, canales adquieren gran continuidad lateral, con porcentajes menores de metasedimenti- pudiendo ser seguidos a lo largo de transec-

Tabla 2. Elementos arquitecturales reconocidos para los depósitos de las formaciones Aisol (redefinida) y La Huertita (nom. nov.). 144 A. C. Garrido et al.: Estratigrafía, fósiles y evolución tectosedimentaria en San Rafael tas por algunos cientos de metros. La poten- la presencia de clastos subredondeados a re- cia de estos cuerpos no supera los 5 m de dondeados y buena selección. La facies do- espesor. Litológicamente se componen de minante en este tipo de paleocanal es St (ta- areniscas cuarzolíticas amarillentas (10YR bla 1), con desarrollo de artesas de gran ta- 8/6: naranja amarillento pálido), de granu- maño de escala métrica a decimétrica. En lometría mediana a gruesa, con clastos su- forma asociada se presentan las facies Sh y bangulosos a subredondeados y moderada Ss, observándose rara vez estratificación cru- selección. En algunos sectores, estos cuerpos zada planar (facies Sp) en sets aislados de muestran un importante contenido piroclás- poco desarrollo. Esta asociación facial es tico (areniscas tufíticas), adquiriendo en ta- interpretada como depósitos de megaóndu- les casos una tonalidad rosado grisácea (5YR las arenosas y barras fluviales arenosas tridi- 8/1). La facies dominante en este tipo de mensionales (tipo duna) (Cant y Walker, paleocanales es Sp (tabla 1), con sets de 1978; Miall, 1985, 1996; Spalletti, 1994a; hasta 1 m de espesor. Le siguen de forma Sánchez-Moya y Sopeña, 2010). Este último asociada las facies Ss, Sh y Sl (tabla 1), sien- tipo de relleno de canales se observa tam- do interpretadas en su conjunto como depó- bién en los perfiles de Arroyo Seco de la Fra- sitos de barras fluviales arenosas de tipo lon- zada y La Huertita (figura 3), cuyos aflora- gitudinal y depósitos de fondo de canal mientos corresponden precisamente al tramo (Walker, 1976; Miall, 1978, 1996; Rust, superior de la Formación Aisol de acuerdo a 1978; Spalletti, 1994a; Sánchez-Moya y So- la redefinición dada en este trabajo. En este peña, 2010). sentido debe destacarse que los fósiles colec- Los paleocanales de tipo III (CH-III) se tados en la localidad Arroyo Seco de la Fra- desarrollan en la parte superior de la Forma- zada (en Soria, 1983; Forasiepi et al., 2011, ción Aisol. Al igual que los paleocanales de 2014), provienen de los depósitos correspon- tipo II, forman cuerpos de canales amalga- dientes al tramo superior de la misma, mien- mados de geometría tabular y de gran conti- tras que aquellos de La Hoyada (Cerro Aisol nuidad lateral, alcanzando en conjunto espe- en Soria, 1983) provendrían de los niveles sores de hasta 16 m de potencia. Litológica- más cercanos a la base de la unidad. mente, se componen de areniscas cuarzolíti- Las mediciones de paleocorrientes, to- cas medianas de tonalidades blanquecinas. madas principalmente a partir de las es- En este caso, las areniscas exhiben una ma- tructuras sedimentarias tractivas asociadas a yor madurez textural, caracterizándose por los depósitos de canales, indican en todos

Figura 5. Esquema estructural de la transecta ubicada entre el Arroyo Seco de la Frazada y La Huertita (corte A-A’, Fig. 1). Acta geológica lilloana 26 (2): 133–164, 2014 145 los casos una orientación general del pa- pendiente que la correspondiente para los leoflujo situado dentro del cuadrante nores- canales de tipo I. te (figura 3). En el tramo superior de la Formación Ai- sol, los canales de tipo III (CH-III) muestran Interpretación paleoambiental y evolu- predominancia de depósitos correspondientes ción del relleno sedimentario.— En líneas a megaóndulas arenosas y de barras areno- generales, el dominio de sistemas de barras sas transversales (tridimensionales), sugi- de acreción frontal (barras longitudinales y riendo la presencia de ríos entrelazados are- transversales) a lo largo de toda la sucesión, nosos caracterizados por el desarrollo de tre- sugiere el desarrollo sostenido de sistemas nes de macroformas de tipo linguoides (Mia- fluviales de baja sinuosidad (Cant y Walker, ll, 1985, 1996). Estos depósitos exhiben tam- 1978; Rust, 1978; Miall, 1978, 1985, 1996; bién una configuración mantiforme, mos- Walker y Cant, 1984). No obstante, existe trando en este caso un mayor espesor y do- una paulatina evolución de los sistemas flu- minio de los depósitos de canales como con- viales hacia ríos de menor capacidad de car- secuencia de un incremento en el amalga- ga y menor confinamiento dentro de la pla- mamiento y recurrencia de los mismos den- nicie de inundación. tro de la pila sedimentaria. Esta particulari- Los sistemas de canales de tipo I (CH-I) dad, es atribuida a una menor tasa de subsi- ubicados en la base de la secuencia, mues- dencia en la cuenca (Bristow y Best, 1993; tran un dominio de facies brechosas vincula- Nichols, 2009), lo que señala una merma das al desarrollo de barras longitudinales y paulatina de la misma hacia la parte supe- transversales, sugiriendo el desarrollo de rior de la Formación Aisol. ríos entrelazados gravosos de alta energía El marcado contenido piroclástico pre- (Rust y Koster, 1984; Miall, 1996). El carác- sente en los depósitos de planicie de inunda- ter cordoniforme (ribbon) que ofrecen estos ción, indica la existencia de una actividad cuerpos sedimentarios, indican un marcado volcánica coetánea a lo largo este ciclo de confinamiento de los cauces dentro de plani- depositación. La granulometría fina de las cie de inundación (Friend, 1983), factor que piroclastitas (cineritas) y su disposición en es vinculado a una alta tasa de agradación horizontes de muy poco espesor, sugieren un sedimentaria en una cuenca marcadamente origen relacionado a depósitos de lluvia de subsidente (Collinson, 1986; Bentham et al., cenizas en áreas distales respecto del centro 1993; Bristow y Best, 1993). emisor (Teruggi et al., 1978; Mazzoni, Hacia el tramo medio de la unidad, los 1986; Spalletti, 1994b). La presencia oca- paleocanales de tipo II (CH-II) adquieren sional de espesos horizontes de arenas tufíti- una configuración de carácter mantiforme, cas asociados a los depósitos de canales en producto de la agradación y coalescencia o el tramo medio-superior de la sucesión, se- amalgamamiento lateral de los depósitos de ñalan posibles periodos de mayor intensidad canales (Campbell, 1976; Miall, 1985). Di- en la actividad volcánica. Estos horizontes, cha configuración sugiere el desarrollo de mayormente macizos o solo portadores de sistemas de canales móviles, debido a un una tenue estratificación horizontal, corres- proceso de constante migración de los cur- ponderían a depósitos de canales de rápida sos fluviales (Miall, 1985; Bristow y Best, agradación, generados por el súbito incre- 1993; Nichols, 2009). El dominio en este mento de la carga de lecho en el sistema flu- caso de depósitos atribuidos a barras areno- vial durante el proceso eruptivo (Smith, sas longitudinales, permite inferir para este 1987; 1988, 1991; Haughton, 1993). Sin tramo de la sucesión el desarrollo de ríos embargo, se trataría en todos los casos de entrelazados arenosos (Rust, 1978; Miall, episodios breves y baja recurrencia, los cua- 1996), con una menor capacidad de carga les habrían generado escasa incidencia en la (menor energía relativa) y sucedidos sobre evolución general del sistema fluvial. una planicie aluvial más extensa y de menor El desarrollo de importantes espesores de 146 A. C. Garrido et al.: Estratigrafía, fósiles y evolución tectosedimentaria en San Rafael depósitos de planicie de inundación ligados FORMACIÓN LA HUERTITA a sistemas fluviales de carácter entrelazado, (NOM. NOV.) es vinculado a procesos de rápida subsiden- Se propone el nombre de Formación La cia y alta tasa sedimentación en zonas de Huertita (nom. nov.) para definir litoestrati- bajo gradiente, generalmente localizadas en gráficamente a los depósitos correspondien- zonas distales de sistemas aluviales (Friend, tes a la “sección media” (SM) descripta por 1988; Bentham et al., 1993). En este mismo Forasiepi et al. (2011). Éstos representan sentido, la escasa a nula presencia de rasgos una sucesión de depósitos epiclásticos fluvia- pedogénicos, permiten inferir un insuficiente les que se disponen en relación de discor- desarrollo de los paleosuelos. Tal condición dancia (en el área de la falla Valle Grande) puede ser atribuible a la existencia de una sobre los niveles de la Formación Aisol, sien- alta tasa de sedimentación y agradación de do cubiertos mediante contacto erosivo por los depósitos de planicie de inundación, fac- los depósitos cuaternarios correspondientes a tor que imposibilitaría la generación de sue- la “sección superior” SS (sensu Forasiepi et los maduros (Leeder, 1975; Kraus y Bown, al., 2011). Su localidad tipo se establece en 1986). el paraje epónimo situado al norte del cerro En líneas generales y conforme a lo des- Aisol, sobre los 34°55’58" de latitud sur y los cripto, los depósitos de la Formación Aisol 68°30’35" de longitud oeste (figura 1), al- muestran en su base el desarrollo de canales canzando un espesor máximo de 36,5 m en gravosos fuertemente confinados y asociados este sector donde la misma no se ve afectada a potentes depósitos de planicie de inunda- por el tectonismo. ción. Dicha particularidad puede relacionar- Las sedimentitas de la Formación La se al relleno inicial de depocentros tectóni- Huertita ofrecen a primera vista un aspecto camente controlados y ligados a fenómenos similar a las de la Formación Aisol, debido de tensión y marcada subsidencia (Blair, principalmente a las tonalidades rojizas que 1987; Spalletti, 1994b). La gradación verti- comparten en gran parte estos depósitos. Sin cal hacia canales arenosos amalgamados y embargo, el análisis detallado de esta suce- con espesores crecientes señalan el desarro- sión permite observar la existencia de un llo de una mayor movilidad de los canales importante contraste en la constitución lito- en concomitancia con una merma en la tasa lógica y facial. de subsidencia local (Bristow y Best, 1993; En líneas generales, la Formación La Nichols, 2009). En este sentido, depósitos flu- Huertita presenta un amplio dominio de de- vio-aluviales de carácter granodecreciente pósitos finos (pelíticos y psamíticos) de pla- ligados a áreas tectónicamente activas, son nicie de inundación (elemento arquitectural atribuidos a un periodo de atenuamiento en FF; tabla 2), los cuales conforman hasta un la actividad tectónica, lo cual genera una 85% de la sucesión (figura 3). En este senti- reducción gradual del relieve en la cuenca do, la facies dominante corresponde a los de drenaje (Mader, 1985; Hendrix e Ingerso- niveles de areniscas limosas macizas (facies ll, 1987; Spalletti, 1994b). Sm), factor que imprime a los depósitos un Respecto a las condiciones paleoclimáti- aspecto loessoide. Estas sedimentitas se des- cas, no se cuenta hasta el momento con da- tacan por su carácter compacto y uniforme, tos suficientes que permitan arribar a conclu- de color gris rosáceo (5R 8/2) y de buena siones precisas. No obstante, sobre la base de selección granulométrica. En algunos secto- la información disponible, es posible inferir res se observa una cíclica alternancia de de- la presencia de importantes cursos de aguas pósitos areno-limosos macizos (facies Sm) y permanentes, factor que habría incidido po- de areniscas finas con estratificación convo- sitivamente en el desarrollo de la biota, luta (facies Scl), sucedidos en bancos meno- como así también lo sugiere el hallazgo de res a los 30 cm de espesor. Este último pa- abundante material paleontológico (verte- trón sugiere la existencia periódica de terre- brados y madera fósil). nos fuertemente saturados en agua. Acta geológica lilloana 26 (2): 133–164, 2014 147

El análisis petrográfico de estos niveles hasta 2 m de potencia, aunque en promedio efectuado por Turazzini (2013) revela una no superan los 0,8 m. Litológicamente se composición clástica relativamente homogé- componen de conglomerados y areniscas nea, compuesta por litoareniscas feldespáti- gravosas, texturalmente inmaduras, dispues- cas de grano fino formadas principalmente tas en arreglo granodecreciente. Los conglo- por litoclastos volcánicos de composición merados son clasto-soportados, de carácter mesosilícica y ácida, junto a piroclastitas, polimíctico, con guijas y guijarros angulosos cuarzo y feldepatos (dominantemente plagio- a subangulosos de cuarzo, porfiditas ácidas clasas). En forma minoritaria se observan y escasos basaltos. Los términos psamíticos fragmentos intraformacionales de yeso, bio- corresponden a areniscas líticas y cuarzolíti- tita desferrizada, anfíboles alterados y opa- cas gruesas, de granos angulosos a subangu- cos. La presencia de clastos de areniscas fi- losos, pobre selección y cemento dominante- nas retrabajadas de la Formación Aisol es mente microesparítico. En estos cuerpos do- común en los niveles inferiores del perfil. En minan las facies Gh, Gp y SGp, seguidas por estas últimas el cemento es predominante- Gi, SGh y Sh (tablas 1 y 2), asociación que mente carbonático granotópico fino (menor es atribuida a depósitos de barras fluviales a 4 micras) y, en menor abundancia, grano- gravosas longitudinales y laterales (Steel y tópico grueso (entre 4 y 16 micras). Este úl- Thompson, 1983; Mader, 1985; Miall, 1985, timo se presenta rellenando huecos, en oca- 1996; Sánchez-Moya y Sopeña, 2010). siones conformando una compleja red de Las paleocorrientes medidas sobre los canales interpretados como pedotúbulos. depósitos de canales (mediciones efectuadas Caracterizan además a los depósitos de pla- en artesas y clastos imbricados) indican una nicie de inundación una marcada bioturba- orientación general del paleoflujo hacia el ción (cf. Skolithos) y la presencia de gastró- oeste (figura 3). Esta orientación permite podos terrestres asignables a Succinea (Suc- entrever un cambio brusco en la dirección cineidae), Gastrocopta (Vertiginidae), Bos- general de los antiguos cursos fluviales en tryx (Bulimulidae) y la especie recientemente relación a lo observado para la Formación nominada Radiodiscus sanrafaelensis (Tura- Aisol. zzini y Miquel, 2014). Las facies de neto dominio pelítico (facies Fm) presentan muy es- Interpretación paleoambiental y evolu- casa participación dentro de la sucesión. ción del relleno sedimentario.— La escasa Los elementos LS conforman bancos tabu- potencia y representatividad de los depósitos lares a mantiformes menores a los 50 cm de de canales sugieren, al menos para el área espesor. Se componen igualmente de litoare- analizada, un pobre desarrollo del sistema niscas feldespáticas, de granulometría fina a fluvial. En este caso, el dominio de barras media y texturalmente inmaduras. Interna- gravosas longitudinales y laterales en cuer- mente pueden presentar estratificación hori- pos canalizados simples de escasa enverga- zontal (facies Sh) y estratificación cruzada dura permiten inferir el desarrollo de ríos de bajo ángulo (facies Sl), exhibiendo ade- gravosos de baja sinuosidad y de carácter más frecuentes trazas epiestratales de inver- efímero (Hassan, 2005). La predominancia tebrados. Conforme a Miall (1996), estos en los depósitos de intercanales de las facies cuerpos son atribuidos a depósitos de aveni- Sm, con ausencia total de cualquier tipo de das mantiformes (sheet floods). estructura sin- o post-sedimentaria, no posi- Los paleocanales (elemento arquitectural bilita efectuar mayores interpretaciones res- CH, Tabla 2) representan sólo el 7% de la pecto a su origen. Resulta llamativo la uni- sucesión, conformando estratoformas lenti- formidad de estos depósitos y la buena selec- culares o tabulares de rápido acuñamiento ción de sus granos (rasgo que la distingue lateral. Corresponden en general a cuerpos del resto de las facies), factor que podría canalizados simples de poco desarrollo sugerir cierto aporte y/o retrabajo eólico areal que alcanzan espesores máximos de sobre los depósitos de la planicie de inunda- 148 A. C. Garrido et al.: Estratigrafía, fósiles y evolución tectosedimentaria en San Rafael

ción. La presencia de avenidas mantiformes PALEONTOLOGÍA irregularmente dispuestas a lo largo de la secuencia, indicarían esporádicos episodios Los depósitos de la Formación Aisol aflo- de inundación. Probablemente durante estos rantes en la margen derecha del río Atuel, en episodios se habrían generado, sobre las zo- la aquí denominada cubeta de Aisol (figura nas más deprimidas de la planicie de inun- 1) han proporcionado más de 100 restos fósi- dación, pequeños cuerpos de aguas efímeras les, incluyendo cráneos, mandíbulas y dien- o barreales (asociación de facies Scl-Sm). tes, aunque mayormente, restos postcranea- El desarrollo de paleosuelos cálcicos, ca- nos aislados. Los taxones identificados hasta racterizados por el alto contenido de cemen- el momento incluyen: Anura indet., dos espe- to carbonático granotópico fino y de pedotú- cies indeterminadas de Chelonoidis (Testudi- bulos, huecos y oquedades rellenos con ce- ninae), Phorusrhacidae indet., Mylodontidae mento granotópico grueso, junto a la presen- indet., Glyptodontidae indet., la especie re- cia de abundantes rizoconcreciones macros- cientemente nominada Nesodon taweretus cópicas, sugiere el desarrollo de pedocales (Nesodontinae), Palyeidodon cf. P. obtusum (Turazzini, 2013). Los suelos tipo pedocal (Haplodontheriinae), cf. Eutrachytherus son típicos de zonas áridas y semiáridas, (Mesotheriidae), Hegetotherium sp. (Hegeto- asociados preferentemente al desarrollo de theriidae), Protypotherium sp. (Interatherii- vegetación arbustiva o herbácea (Wright y dae), cf. Theosodon (Macraucheniidae) y Pro- Tucker, 1991; Alonzo-Zarza, 1999). Estos lagostomus o Pliolagostomus (Chinchillidae) paleosuelos en concordancia con las carac- (tabla 3, figura 6a–c). La descripción de los terísticas efímeras de los paleocauces, indi- restos de vertebrados se encuentra en Soria carían la existencia de un ambiente de régi- (1983) y Forasiepi et al. (2011, 2014; referi- men estacional (fluctuaciones de la freática dos a la SI de la Formación Aisol). A los ma- indicadas por las rizoconcreciones) y relati- teriales ya descriptos se adiciona el MHNSR- vo déficit hídrico durante la depositación de PV 1152, un fragmento maxilar izquierdo con este sector de la unidad. el alvéolo del P3, fragmento de P4 y M1–M3, Conforme a lo expuesto, los depósitos de de tamaño y morfología similar a Eutra- la Formación la Huertita muestran fuertes chytherus modestus (figura 6c). El especimen cambios paleoambientales respecto a lo ob- MHNSR-PV 1152 es un mesoterio de talla pe- servado para la Formación Aisol. Además, queña. Los molares incrementan en tamaño dos factores resultan de gran importancia en del M1 al M3 (M1: 10 mm de largo y 7,1 mm la identidad de esta unidad: la presencia de de ancho; M2, 12 mm de largo y 8 mm de an- una fuerte discordancia angular en su base, cho; M3, parcialmente fracturado). Los mola- mediante la cual se asienta sobre la Forma- res poseen tres lóbulos al igual que otros ción Aisol y un marcado cambio en la direc- mesoterinos (e.g., Townsend y Croft, 2010), ción de las paleocorrientes. Estos últimos de los cuales el central es más corto, en parti- factores señalarían la acción de un impor- cular en el M3. Los lóbulos anterior y poste- tante evento tectónico de carácter compresi- rior presentan caras subparalelas entre sí, vo, el cual habría invertido el antiguo siste- mientras que el lóbulo central posee las caras ma de fallas extensionales provocando la anterior y posterior convergentes lingualmen- obliteración de la cubeta de Aisol y el drásti- te (rasgo más marcado en el M1). El M3 poco cambio del área de aporte. La deforma- see además una invaginación lingual y poste- ción presente en esta unidad, en adyacencias rior la cual se ha preservado separada de su a la falla Valle Grande (aunque en mucha posición natural. Una gruesa capa de cemento menor intensidad que la manifestada en los se distribuye mayormente sobre la cara lin- depósitos de la Formación Aisol), sugiere la gual de los dientes, rellenando los pliegues de continuidad del régimen compresivo con esmalte y extendiéndose sobre las caras ante- posterioridad a la depositación de estas sedi- rior y posterior. Una asignación taxonómica mentitas. precisa resulta difícil dada la variabilidad Acta geológica lilloana 26 (2): 133–164, 2014 149

Tabla 3. Lista taxonómica de los vertebrados recuperados de la Formación Aisol (redefinida) de los depósitos expuestos en la margen derecha del río Atuel, cubeta de Aisol. 150 A. C. Garrido et al.: Estratigrafía, fósiles y evolución tectosedimentaria en San Rafael

Figura 6. Mamíferos fósiles recuperados en el área del perfil de Arroyo Seco de la Frazada de las Formación Aisol (a–c) y la Formación La Huertita (d–k). Palyeidodon cf. P. obtusum (MHNSR-PV 1021), resto craneano en vista lateral (a) y ventral (b), escala 100 mm. Eu- trachytherus modestus (MHNSR-PV 1152), fragmento de maxilar izquierdo en vista oclusal con el alveolo del P3 y P4–M3 (c) y esquema lineal de los molares (c1), escala 30 mm. Hesperocynus dolgopolae (MHNSR-PV 1046), fragmento de maxilar en vista ventral (d) y mandíbula izquierda en vista lateral (e), escala 10 mm. Pseudotypotherium exiguum o P. subinsigne (MHNSR-PV 1154), fragmento de maxilar derecho en vista oclusal con los P3–

M3 (f) y esquema lineal de los P3–M3 (f1), escala 30 mm. cf Doellotatus (MHNSR-PV 1095), cuatro placas fijas aisladas (g), escala 10 mm. Doedicurinae indet (MHNSR-PV

1149), una placa aislada en vista dorsal (h) y lateral (h1), escala 20 mm. Caviodon cuyano (MHNSR-PV 1101), fragmento craneano en vista ventral (i), escala 30 mm. Ctenomyidae aff.Eucoelophorus (MHNSR-PV 1048), fragmento de mandíbula izquierda con m2-m3 en vista oclusal (j), escala 2 mm.Orthomyctera sp. (MHNSR-PV 1047), mandíbula izquierda con p4– m3 (k), escala 2 mm. Acta geológica lilloana 26 (2): 133–164, 2014 151 intraespecífica de los mesoterinos de acuerdo en la Formación Santa Cruz y al contrario el grado de desgaste de los molares. El holoti- presentes en niveles más modernos (Mioceno po de Eutrachytherus modestus es un premolar medio–Plioceno, Colloncurense a Monteher- y un molar (Roth, 1899), posiblemente un mosense; de la Fuente, 1988). Sin embargo, M3. La cara labial del M3 es lisa sin ondula- una datación radimétrica reciente efectuada ciones ni surcos y el esmalte rodea todo el sobre circones del segundo nivel de cinerita diente (sensu Roth, 1899). La longitud antero- ubicado en la base de la Formación Aisol (fi- posterior del molar es 14 mm y la transversal gura 3) arrojó una edad de 19,480 ± 0,025 es 7 mm (Roth, 1899). El M3 de Eutra- Ma (Forasiepi et al., 2014), lo que ubicaría chytherus tiene el lóbulo central más corto que la asociación de vertebrados de la Forma- los lóbulos anterior y posterior, lo cual repre- ción Aisol en el Mioceno temprano y resul- senta un rasgo generalizado entre los mesote- tando los fósiles contemporáneos con aque- rinos que se repite en MHNSR-PV 1152 y Alti- llos del Santacrucense. Una posibilidad es typotherium (Croft et al., 2004; Cerdeño, que las diferencias taxonómicas detectadas 2007). Por su parte, MHNSR-PV 1152 difiere entre los mamíferos de la Formación Aisol y de Altitypotherium paucidens dado que este los mamíferos santacrucenses mejor conoci- último taxón no posee P3 (Croft et al., 2004), dos de Patagonia (Formación Santa Cruz), mientras que se asemeja a Altitypotherium puedan deberse a la distancia latitudinal, chucalensis por tener el M1 elongado (Croft et como fuera ejemplificado con otras asocia- al., 2004). Una revisión detallada de la taxo- ciones de vertebrados extrapatagónicos de nomía alfa de los mesoterinos es necesaria similar antigüedad (e.g., López et al., para precisar la asignación del nuevo mate- 2011). Este mismo escenario podría estar rial. repitiéndose en la Formación Aisol, eviden- El análisis de la asociación de mamíferos ciando cierto provincialismo en las asocia- de la Formación Aisol es complejo. Palyeido- ciones de vertebrados (siguiendo a Croft et don cf. P. obtusum (Haplodontheriinae) es al., 2009) para el Mioceno temprano. El res- mayormente conocido de niveles del Friasen- to de la asociación de la Formación Aisol se ss. y Colloncurense (Roth, 1899; Madden, (Hegetotherium sp., Protypotherium sp., cf. 1990) en Patagonia. A estos se le agregan Theosodon y Prolagostomus o Pliolagosto- dientes aislados fragmentarios mencionados mus) no contribuye a precisar una edad bio- para la localidad Santacrucense de Chucal cronológica dado que estos taxones fueron (norte de Chile; Bond y García, 2002, pero registrados en niveles del Mioceno temprano véase Croft et al., 2004, 2009). Eutra- y medio. chytherus modestus (Mesotheriidae) es hasta La Formación La Huertita ha proporcio- ahora conocido únicamente del perfil tipo de nado unos 50 ejemplares fósiles, ocasional- la Formación Collón Cura (Roth, 1899), de mente representados por material craneano y niveles de edad Colloncurense (Mioceno me- postcraneano asociado. Los taxones registra- dio); mientras que Altitypotherium chucalen- dos incluyen: Didelphidae indet., Hesperocy- sis fue reconocido en niveles del Mioceno nus dolgopolae (Sparassocynidae), Mylodon- temprano (Santacrucense) de la Formación tidae indet; Megatheriinae indet., cf. Doello- Chucal, en el altiplano chileno (Croft et al., tatus (Dasypodidae), Doedicurinae indet. 2004) y en la Formación Mariño en Mendoza (Glyptodontidae), Tremacyllus sp. (Hegeto- (Cerdeño, 2007). Por su parte, el reconoci- theriidae), Pseudothypotherium exiguum o P. miento de la especie HP 530 de Nesodon HP subinsigne (Mesotheriidae), Caviodon cuyano 530 taweretus (Forasiepi et al., 2014) distin- (Cardiomyinae), Orthomyctera sp. y varios ta a las especies conocidas para la Forma- otros roedores Caviinae (Caviidae) que re- ción Santa Cruz podría eventualmente ser quieren una revisión taxonómica detallada, interpretada como consecuencia de una dife- Protoabrocoma sp. (Abrocomidae) y un Cte- rencia de edad, lo mismo que el hallazgo de nomyidae aff. Eucoelophorus (Ctenomyidae) testudines gigantes los cuales están ausentes (tabla 4; figura 6d–k). 152 A. C. Garrido et al.: Estratigrafía, fósiles y evolución tectosedimentaria en San Rafael

Tabla 4. Lista taxonómica de los vertebrados recuperados de la Formación La Huertita (nom. nov.) de los depósitos expuestos en la margen derecha del río Atuel, cubeta de Aisol.

Los vertebrados fósiles provenientes de la Un resto mandibular con m3–m4 Formación La Huertita fueron descriptos en (MHNSR-PV 1086) de un marsupial de tama- Forasiepi et al. (2009, 2011) y Vucetich et ño similar a Philander opossum es referido al. (2011); a estos se adicionan los ejempla- a la familia Didelphidae. Los caracteres re- res estudiados en un reciente trabajo de tesis conocidos no permiten hacer una identifica- inédito (Turazzini, 2013) que se mencionan ción genérica precisa; sin embargo, la talla a continuación. Todos los materiales prove- y la morfología del m4 con un talónido an- nientes de la Formación La Huertita nom. cho y corto lo diferencia de Hesperocynus nov. fueron referidos en la literatura previa dolgopolae, el otro marsupial conocido para como provenientes de la SM de la Forma- esta unidad (Forasiepi et al., 2009; figura ción Aisol. 6d). En particular la talla diferencia el Acta geológica lilloana 26 (2): 133–164, 2014 153

MHNSR-PV 1086 de otros géneros de didélfi- rios recuperados de la Formación La Huerti- dos hallados en formaciones de edad mioce- ta son referidos a Pseudotypotherium sp. y na tardía (como Zygolestes, Thylamys, consisten en un fragmento mandibular con Thylatheridium o Lutreolina de la Formación m2 y m3 (MHNSR-PV 1091), un resto cra- Cerro Azul, La Pampa; Goin et al., 2000) o neano con dentición y mandíbulas asociadas aquellos que se suman al registro en el Plio- con la serie dentaria casi completa (MHNSR- ceno (como Thylophorops o Hyperdidelphys; PV 1165), y fragmento de molar inferior Goin, 1995) en la región pampeana. (MHNSR-PV 1173). Numerosos premolares y molares aisla- Fragmentos de dientes asociados dos, superiores e inferiores (MHNSR-PV1085, (MHNSR-PV1153) son referidos a Megathe- MHNSR-PV1093, MHNSR-PV1136, MHNSR- riinae indet. El resto más completo corres- PV1137, MHNSR-PV1138, MHNSR-PV1140, ponde a la mitad de un molariforme. El MHNSR-PV1171, MHNSR-PV1172, MHNSR- diente es de corona alta, de raíz abierta con PV1180) de Pachyrukhinae se suman al re- una cresta de corte recta en vista oclusal, gistro, hasta entonces representado solo por caracteres típicos de los perezosos Megathe- el género Tremacyllus (Forasiepi et al., riinae (Cattoi in Pascual et al., 1966). 2011). La ausencia de caracteres diagnósti- Aproximadamente 50 osteodermos fijos y cos en los dientes aislados (Cerdeño y Bond, móviles (MHNSR-PV 1095) fragmentarios 1998) impide hacer una determinación ge- asociados son confrontables a la morfología nérica precisa con los nuevos materiales. de las especies del género Doellotatus (figu- Existe cierta variabilidad morfológica y dife- ra 6g). La figura central es elíptica y poco rencias en tamaño entre los nuevos ejempla- definida, los orificios nutricios son poco fre- res que podría estar indicando la presencia cuentes y los forámenes pilíferos son grandes de más de un taxón. La coexistencia geo- y están ubicados en el borde posterior de la gráfica y temporal de Paedotherium y Tre- placa. Estos rasgos son característicos del macyllus fue reconocida para varias unidades género Doellotatus (Cattoi in Pascual et al., neógenas (Cerdeño y Bond, 1998). Este mis- 1966). Otros restos de placas son de deter- mo escenario podría repetirse en la Forma- minación más imprecisa y son referidos a ción La Huertita. Dasypodidae indet (MHNSR-PV 1135, Un cráneo casi completo con la serie pos- MHNSR-PV 1094a, MHNSR-PV 1170, tcanina derecha es asignado a Pseudotypo- MHNSR-PV 1181). therium exiguum o P. subinsigne (MHNSR-PV Un osteodermo aislado (MHNSR-PV 1149) 1154; figura 6f). El P4 es bilobulado, los es referido a Doedicurinae indet. (Glyptodon- dientes están imbricados y el foramen in- tidae; figura 6h). La superficie externa carece fraorbitario es grande, caracteres que permi- de dibujo y presenta un máximo de seis forá- ten referir el ejemplar al género Pseudotypo- menes principales que no llegan a perforar la therium (Cerdeño y Montalvo, 2001). Pseu- placa hasta el lado interno. La superficie in- dotypotherium incluye tres especies, P. subin- terna posee tres forámenes mayores y varios signe, P. exiguum y P. hystatum (Cerdeño y forámenes nutricios menores. El espesor es de Montalvo, 2001). El MHNSR-PV 1154 se dife- 15 mm como en el género Plaxhaplous y a di- rencia de P. hystatum ya que en éste el arco ferencia de otros Doedicurinae del Pleistoce- zigomático se origina perpendicularmente a no (e.g., Doedicurus) de mayor espesor (Ca- la altura del M1, mientras que en P. hysta- ttoi in Pascual et al., 1966). tum lo hace oblicuamente desde el M1 o Los restos de roedores caviomorfos se M2. P. exiguum y P. subinsigne son muy seme- encuentran entre los más abundantes halla- jantes entre sí, diferenciándose por la pre- dos en la Formación La Huertita; sin embar- sencia, más constante en P. exiguum de un go, la falta de revisiones en la taxonomía de surco lingual en el P4 y el desarrollo más algunos grupos dificulta la identificación de marcado del lóbulo medio del M3 (Cerdeño los nuevos especímenes. Si bien la mayor y Montalvo 2001). Otros restos fragmenta- parte del material requiere de una revisión 154 A. C. Garrido et al.: Estratigrafía, fósiles y evolución tectosedimentaria en San Rafael exhaustiva, claramente se puede reconocer ro y Candela, 2011). Por su parte, el recono- una alta diversidad de morfotipos. Entre es- cimiento de Caviodon cuyano (figura 6i) con tos cabe mencionar un fragmento de dentario marcadas especializaciones en la corona de con p4–m3 (MHNSR-PV 1047; figura 6k) y los molares respecto a las otras especies del un p4 asociado a restos postcraneanos género, sugirió una edad no mayor que Plio- (MHNSR-PV 1112) aquí asignados a Or- ceno temprano (Montehermosense) y hasta thomyctera sp. El p4 posee una proyección posiblemente algo más moderna (Plioceno anterior accesoria; los molares poseen dos tardío, Chapadmalalense) (Vucetich et al., prismas de sección cordiforme con un hipo- 2011). El roedor Ctenomyidae aff. Eucoelo- fléxido muy profundo y surco interprismáti- phorus (figura 6j) y el biocrón conocido co lingual marcado, rasgos característicos para este taxón (Montehermosense–Ensena- de los dolichotinos (Pascual y Ortega Hino- dense; Verzi et al., 2004) resulta compatible josa in Pascual et al., 1966). El tamaño de con una edad pliocena. Respecto a los mate- ambos ejemplares es muy inferior al de Doli- riales recientemente analizados (Turazzini, chotis (e.g., Ortega Hinojosa, 1963). El p4 2013) cabe destacar el registro de Pseudo- muestra un moderado desarrollo de la protypotherium subinsigne o P. exiguum (figura yección accesoria anterior y un hipofléxido 6f). La especie P. subinsigne es conocida muy marcado, similar a Orthomyctera y Pro- para niveles de edad Mioceno tardío y Plio- pediolagus; el tamaño de los ejemplares se ceno (Huayqueriense–Montehermosense), encuentra en el rango de O. andina (Rovere- mientras que P. exiguum es para el Monteher- to, 1914; Ortega Hinojosa, 1963). mosense (Rovereto, 1914; Pascual y de la Un fragmento mandibular con p4–m2 Fuente, 1993; Cerdeño y Montalvo, 2001). (MHNSR-PV 1088) es asignado a Protabro- Por su parte el roedor Protabrocoma fue coma sp. Los molares inferiores presentan mencionado para el Mioceno tardío–Plioce- una estructura compleja, con un repliegue no temprano (Huayqueriense–Montehermo- externo y dos internos, los internos más pro- sense o Huayqueriense–Chapadmalalense fundos que el externo y todos fuertemente considerando la extensión de la Formación oblicuos hacia adelante. Las aristas laterales Andalhuala; Reguero y Candela, 2011) (Ro- del m1 y m2, al igual que el borde anterior vereto, 1914; Rodríguez Brizuela y Tauber, del p4, son bastante más redondeadas que lo 2006), mientras que el género Orthomyctera observado en el género Abrocoma, carácter se registra desde el Mioceno medio al Plio- que se asemeja a la condición presente en el ceno temprano (Laventense–Montehermosen- género Protabrocoma (Rovereto, 1914). se) (Rovereto, 1914; Marshall y Sempere, El hallazgo del marsupial Hesperocynus 1991). dolgopolae permitió distinguir distintos nive- En suma, considerando los biocrones de les fosilíferos en la secuencia sedimentaria los taxones representados en la Formación expuesta en el Arroyo Seco de la Frazada, La Huertita, una edad Montehermosense donde fue definida la Formación Aisol. Al para la unidad pareciera ajustarse con los mismo tiempo, este hallazgo permitió atri- registros. Su extensión en el Chapadmalalen- buirles a los niveles portadores del marsu- se podría considerarse de acuerdo a algunos pial una edad más moderna que la indicada roedores (Caviodon cuyano y el Ctenomyidae previamente para toda la secuencia, siendo aff. Eucoelophorus). no más antigua que Mioceno tardío (Huay- queriense) (Forasiepi et al., 2009, 2011). OTROS RESTOS Materiales de H. dolgopolae son conocidos DE VERTEBRADOS FÓSILES de la Formación Cerro Azul (Huayqueriense) Además de los vertebrados fósiles prove- (Goin et al., 2000) y Formación Andalhuala, nientes de la cubeta de Aisol (figura 1), cuya edad biocronológica fue atribuida al otros materiales fueron recuperados de Mina Huayqueriense (e.g., Goin et al., 2000) o al Zitro/Arroyo Cochicó y Tierras Blancas Montehermosense–Chapadmalalense (Regue- (margen izquierda del río Atuel) y en las Acta geológica lilloana 26 (2): 133–164, 2014 155 canteras de la Villa 25 de Mayo; localidades conocido hasta ahora por su holotipo todas ellas indicadas en la literatura como (MACN 5529) recuperado de la Formación Formación Aisol (Gonzalez Díaz, 1972; Se- Andalhuala, provincia de Catamarca (Simp- púlveda et al., 2000). son, 1970), cuyos depósitos fueron atribui- De la primera localidad se recuperaron dos al Mioceno tardío (Huayqueriense; e.g., restos fragmentarios de Testudininae, Pho- Goin et al. 2000) o Plioceno (Montehermo- rusrhacidae, Mylodontidae y Toxodontidae sense –Chapadmalalense (Reguero y Cande- (Soria, 1983; Forasiepi et al., 2011) y un la, 2011). El conocido biocrón de M. cata- tarsometatarso de Pterocnemia cf. P. meso- marcensis sugiere que: (1) el MHNSR-PV potamica (Rheiformes; Agnolin y Noriega, 1157 es más antiguo que los restos previa- 2012). Las determinaciones taxonómicas de mente recuperados de este taxón, o (2) la los restos de mamíferos y el tipo de preserva- asignación de los depósitos aflorantes en la ción remiten a la Formación Aisol. En este Villa 25 de Mayo no corresponden a la For- sentido, el hallazgo del material asignado a mación Aisol. Estas incertidumbres revelan Pterocnemia cf. P. mesopotamica resulta sig- la necesidad de continuar los estudios pa- nificativo. P. mesopotamica es un taxón co- leontológicos y estratigráficos en el área pre- nocido para niveles del “Mesopotamiense”, vio a establecer correlaciones estratigráficas Formación Ituzaingó (Agnolin y Noriega, de índole regional. 2012), Mioceno tardío (Huayqueriense según Cione et al., 2000 o Chasiquense–Huayque- DISCUSIÓN riense según Brandoni, 2013), de la provincia de Entre Ríos. De comprobar su proce- Conforme a los datos arrojados en esta dencia de los niveles de la Formación Aisol, contribución, la cubeta de sedimentación de el tarsometatarso de Mina Zitro representa- Aisol habría comenzado a operar como un ría el registro más antiguo conocido de Pte- depocentro dominado por sistemas fluviales rocnemia. a partir del Mioceno temprano alto (Burdi- Los depósitos de las canteras próximas a galiano), considerando el resultado de la la Villa 25 de Mayo han proporcionado res- datación radiométrica obtenido en la base de tos muy fragmentarios e indeterminados de la sucesión. Desde un punto de vista estruc- vertebrados, a excepción de un fragmento tural, es probable que la cubeta de Aisol co- mandibular de Argyrolagidae. El material rresponda a una pequeña cuenca originada (MHNSR-PV 1157) consiste en una mandíbu- durante el Burdigaliano por control tectóni- la izquierda con parte del incisivo procum- co bajo un régimen extensional, la cual se bente, fragmento de i2, raíz de un premolar, habría desarrollado sobre el sustrato basa- m1–m3 completos y porción anterior del al- mental peneplanizado de acuerdo a lo ya véolo del m4. La mandíbula es alta (4,2 mm expresado por los primeros investigadores debajo del m3). Los molares carecen del sur- que estudiaron el área (Polansky, 1954; Des- co en la cara lingual, al igual que en Micro- santi, 1956; González Díaz, 1964). Esta tragulus catamarensis y M. bolivianus (Simp- edad contrasta ligeramente con lo postulado son, 1970; Hoffstetter y Villarroel, 1974) y a por autores previos, quienes indicaron el ini- diferencia de las especies del género Argyro- cio de la depositación sinorogénica en el lagus. El m1 es el molar más pequeño, mien- Bloque de San Rafael hacia el Langhiano tras que los m2–m3 son similares entre si (Mioceno medio) (Ramos y Kay, 2006), ba- (m1: 1,4 mm de largo y 0,8 mm de ancho sados principalmente en la edad mamífero aproximadamente; m2: 1,3 mm de largo y 1 Colloncurense asignada por Soria (1983) a mm de ancho aproximadamente; m3: 1,3 la asociación faunística procedente de la mm de largo y 1 mm de ancho). El trigónido Formación Aisol. Edades más antiguas cer- es más largo y angosto que el talónido. El canas a los 18 Ma han sido señaladas para tamaño y la morfología del MHNSR-PV depósitos de arco volcánico ubicados en la 1157 remiten a Microtragulus catamarcensis Cordillera Principal, al oeste del área de es- 156 A. C. Garrido et al.: Estratigrafía, fósiles y evolución tectosedimentaria en San Rafael tudio (Sruoaga et al., 2008), asignables al nuolo et al. (2012). La presencia de finos Ciclo Eruptivo Molle sensu Combina y Nullo niveles cineríticos a lo largo de la sucesión (2011). Algo más al sur, sobre el sector cen- indica un volcanismo activo y sostenido, tral de la cuenca sinorogénica de Río Gran- aunque acaecido en áreas distantes de la de, varios autores reconocen una secuencia cubeta de sedimentación. sinorogénica basal y volcanitas asociadas Las paleocorrientes medidas en los depó- con una edad cercana a los 18 Ma (Silvestro sitos de la Formación Aisol muestran un do- y Atencio, 2009; Galarza et al., 2009; Spag- minio en las direcciones de flujo orientados nuolo et al., 2012), sucesión que es relacio- hacia el NE. En este caso, resta por estable- nada genéticamente con un pulso de defor- cer si tal particularidad responde a un con- mación tectónica junto a la migración hacia trol ejercido por el juego de fallas y linea- el oriente del arco volcánico mioceno en un mientos de rumbo general NE-SW que afec- evento acotado entre los 19 y 17 Ma (Galar- tan la región, las cuales se hallan actualmen- za et al., 2009). te subordinadas al juego de fallas activas de Sobre la base de las dataciones radiomé- rumbo NW-SE responsables de la moderna tricas, resulta posible correlacionar estos estructuración del Bloque de San Rafael (Ko- últimos depósitos con la Formación Aisol. zlowski et al., 1993; Lucero y Paredes, Bajo este escenario, los esfuerzos extensiona- 1999; Lucero, 2002). les que habrían dado lugar a la cubeta de El inicio de la depositación de la Forma- sedimentación de Aisol pudieron originarse ción La Huertita, sucedida durante el Plioce- durante el Oligoceno tardío – Mioceno tem- no (Zancleano, probablemente edad Monte- prano, en consonancia con el régimen exten- hermosense o Zancleano – Piacenziano eda- sional operante en ese momento sobre el sec- des Montehermosense – Chapadmalense), tor andino y ligado al alto empinamiento de marca un brusco cambio en la dirección de la placa oceánica en la zona de subducción las paleocorrientes junto a un rejuvenecimien- (Ramos y Kay, 2006; Kay et al., 2006). Sin to del relieve y cambio del área de aporte. embargo, el relleno efectivo de la cubeta Este factor podría vincularse dentro de nues- habría comenzado a tener lugar ya avanzado tra área de estudio a la generación de la falla el Mioceno inferior (sobre los 19 Ma), hacia Valle Grande, la cual favorece el ascenso de la fines de dicho régimen extensional y durante Dorsal del Río Atuel (González Díaz, 1964) a el inicio del ciclo de somerización de la pla- la vez que trunca y desactiva en forma defini- ca ocenánica (Kay et al., 2006). tiva a la antigua cubeta de Aisol. Tras la generación de la cubeta y a lo La composición y pobre madurez textu- largo de la depositación de la Formación ral de las nuevas camadas conglomerádico- Aisol, la tectónica pareciera no haber ejerci- brechosas de la Formación La Huertita, se- do un rol preponderante sobre la sedimenta- ñalan una área de aporte cercana y derivada ción en este sector. El pasaje gradual de ca- del mismo bloque basamental. Asimismo la nales gravosos incisos o confinados hacia escasa presencia de cuerpos canalizados sistemas de canales móviles con dominio de dentro de la sucesión, con indicadores de carga arenosa, permite establecer una rápi- paleocorrientes orientados dominantemente da evolución del sistema fluvial hacia condi- hacia el oeste, denotan el desarrollo de una ciones de menor energía y confinamiento, escueta red fluvial drenante hacia la deno- regulado por una merma gradual en la tasa minada cuenca de Río Grande (Ramos y Fol- de subsidencia. Esta particularidad puede guera, 2005; Ramos y Kay, 2006). vincularse al cambio progresivo del ya men- Este fuerte cambio en la estructuración cionado régimen extensional a una condi- del Bloque de San Rafael permite sustentar ción de régimen neutro, debido al desarrollo que al menos durante el Plioceno, la denomi- de la incipiente somerización de la placa nada Dorsal del Río Atuel se encontraba ele- oceánica conforme al esquema evolutivo del vada. Por otro lado, las relaciones estrati- orógeno andino central elaborado por Spag- gráficas y estructurales entre las unidades Acta geológica lilloana 26 (2): 133–164, 2014 157 cenozoicas estudiadas, permiten establecer ción de la Formación La Huertita, mostran- la existencia de un hiatus ubicado entre el do un claro direccionamiento de aporte sedi- Langhiano y el Mesiniano. Consiguientemen- mentario hacia el Oeste. Finalmente, el cese te, es durante este intervalo donde la falla de dicha sedimentación dentro del área de Valle Grande debió haberse generado en pri- estudio, obedecería a la implantación de un mera instancia, provocando la deformación nuevo régimen extensional asociado a volca- y posterior erosión parcial de los depósitos nismo acaecido hacia fines del Plioceno (Gu- de la Formación Aisol como paso previo a la dnason et al., 2012), originado como res- depositación de la Formación La Huertita. puesta al comienzo de un nuevo proceso de Los depósitos sinorogénicos situados in- empinamiento de la placa oceánica (Ramos mediatamente al oeste del Bloque de San y Folguera, 2011). Rafael, a lo largo del frente de la faja plegada y corrida de Malargüe, nos permitirían CONCLUSIONES acotar la edad del primer ascenso de dicho bloque. Sobre esta base, numerosos autores – Se ha reconocido dentro de los antigua- coinciden en ubicar al primer el pulso de mente denominados “Estratos de Aisol”, tres deformación tectónica que afectó a la Cordi- sucesiones sedimentarias claramente diferen- llera Principal en esta latitud en los 15–14 ciables a través de su constitución litofacial, Ma (Langhiano) (Baldauf et al., 1997; Com- paleoambiente y asociación de vertebrados bina et al., 1997; Giambiagi et al., 2008; fósiles. Turienzo et al., 2012), hecho que habría in- – Las relaciones estratigráficas entre ducido al desarrollo de la faja corrida y ple- cada una de estas sucesiones es de marcado gada de Malargüe junto a la exhumación de contacto erosivo, mostrando además en la peneplanicie del Bloque de San Rafael proximidades de la falla Valle Grande una (Ramos y Folguera, 2005). Tomando este relación de discordancia angular de distinta último valor como edad probable para el magnitud entre las mismas. primer ascenso del bloque basamental, du- – Se ha redefinido a la Formación Aisol, rante este lapso se habría producido una in- quedando circunscripta a los depósitos co- versión estructural del relieve, con la consi- rrespondientes a la sucesión inferior (SI) de guiente desactivación de la cubeta de Aisol y los “Estratos de Aisol”. La sucesión subsi- la deformación de su relleno sedimentario. guiente (SM) ha sido descripta como Forma- Tras su elevación, el bloque de San Rafael, ción La Huertita (nom. nov.), mientras que sobre la latitud del área de estudio, comenzó la sucesión superior (SS, no tratada en deta- a actuar como una barrera o límite oriental lle en este estudio) comprende un conjunto de la cuenca sinorogénica de Río Grande, a de depósitos de poco espesor y reducida ex- la vez que las sedimentitas de la Formación tensión areal, con una edad estimada situa- Aisol fueron sometidas a un intenso periodo da dentro del Cuaternario. de erosión. – La asociación paleofaunística de la Un segundo evento de deformación com- Formación Aisol (redefinida) incluye restos presiva habría reactivado la falla Valle de Anura, Reptiles, Aves y Mammalia. Grande, posibilitando la posterior deposita- – Un fechado radimétrico efectuado so- ción de la Formación La Huertita. En este bre las cineritas de la base de la Formación sentido, diversos autores han postulado una Aisol (redefinida) arrojó una edad de 19,480 elevación del bloque hacia los 8 y los 6 a 5 ± 0,025 Ma, ubicando la asociación de ver- Ma (Ramos y Folguera, 2005; Ramos y Kay, tebrados fósiles en el Mioceno temprano 2006; Folguera et al., 2011), en coincidencia (edad Santacrucense; Burdigaliano). con el intervalo de máxima somerización de – La asociación de vertebrados fósiles de la placa oceánica (Kay et al., 2006). De esta la Formación La Huertita (nom. nov.) inclu- manera, a inicios del Plioceno (con posterio- ye hasta el momento únicamente restos de ridad a los 5,3 Ma), comienza la deposita- Mammalia. 158 A. C. Garrido et al.: Estratigrafía, fósiles y evolución tectosedimentaria en San Rafael

– En su conjunto, la asociación de mamí- cubeta de Aisol. El espesor máximo de esta feros fósiles (e.g., Pseudotypotherium subin- unidad es de 36,5 m, correspondiendo ma- signe o P. exiguum, Caviodon cuyano, Cte- yormente a depósitos de planicie aluvial, con nomyidae aff. Eucoelophorus, Protabrocoma acción de retrabajo eólico y escasos cuerpos sp., Orthomyctera sp.) de la Formación La fluviales correspondientes a ríos gravosos Huertita (nom. nov.) sugieren una edad Mon- efímeros de baja sinuosidad. tehermosense. En particular los roedores Cte- – La evolución tectosedimentaria de la nomyidae aff. Eucoelophorus y Caviodon cu- región es factible de correlacionar con los yano (Hydrochoeridae) podrían indicar una principales eventos de deformación tectónica edad más moderna (Montehermosense–Cha- señalados por autores previos en el área del padmalalense, comprendidas entre el Zan- orógeno central andino y la Payunia. De cleano–Piacenziano; Plioceno). esta manera, la evolución estructural y sedi- – Los depósitos de la Formación Aisol mentaria del área de estudio es sintetizada (redefinida) comprenden una sucesión de en los siguientes puntos: A) Generación de sedimentitas epiclásticas de origen fluvial una cubeta de sedimentación desarrollada con finos niveles de piroclastitas asociadas, bajo régimen extensional durante el Mioce- alcanzando un espesor máximo 92 m. Esta no temprano. B) Inicio de la depositación de unidad asienta directamente sobre el basa- la Formación Aisol a partir del Burdigalia- mento paleozoico–triásico, conformando el no. El desarrollo de sus sistemas fluviales relleno a una pequeña cubeta de sedimenta- fueron regulados por una merma gradual en ción originada por control tectónico bajo la tasa de subsidencia, vinculada posible- régimen extensional. mente a un incipiente proceso de someriza- – La sucesión fluvial de la Formación Ai- ción de la placa oceánica que indujo un sol muestra un arreglo granodecreciente con cambio progresivo desde un régimen exten- una evolución de los sistemas fluviales que sional a una condición de régimen neutro. gradan desde canales gravosos entrelazados C) Instauración hacia los 15–14 Ma (Lang- de alta energía y geometría cordoniforme, a hiano) de un régimen compresional. Duran- sistemas de canales entrelazados arenosos de te este periodo se produce la elevación del menor energía relativa, representados por Bloque de San Rafael, generándose una in- desarrollo de cuerpos amalgamados lateral- versión estructural del relieve con la consi- mente expandidos (mantiformes) y de carác- guiente desactivación de la cubeta de Aisol ter estratocreciente. Esta particularidad, es junto a la deformación y posterior erosión atribuida a un atenuamiento en la actividad parcial de su relleno sedimentario. D) Un tectónica y merma paulatina de la tasa de nuevo evento de deformación compresional subsidencia de la cuenca. Las paleocorrien- acaecida hacia fines del Mioceno e inicios tes medidas a lo largo de toda la unidad, del Plioceno, da lugar a la depositación de señalan una persistente dirección de flujo del la Formación La Huertita. Durante este pe- sistema fluvial situado dentro del cuadrante riodo se desarrolla una escueta red de drena- noreste. je de carácter efímero dirigida hacia la – El inicio de la depositación de la For- cuenca de Río Grande. E) Este último ciclo mación La Huertita (nom. nov.) señala un de depositación se ve interrumpido hacia fi- brusco cambio en la dirección de las pa- nes del Plioceno por la generación de un leocorrientes junto a un rejuvenecimiento del nuevo régimen extensional, dando lugar al relieve y cambio del área de aporte, mos- desarrollo de un intenso volcanismo que se trando un drenaje del sistema fluvial dirigi- ve representado en nuestra área de estudio do esta vez en dirección oeste. Este suceso por la generación del cono volcánico del ce- estaría vinculado con la generación de la rro Aisol. falla Valle Grande, la cual favorece el ascenso de la Dorsal del Río Atuel a la vez que trunca y desactiva en forma definitiva a la Acta geológica lilloana 26 (2): 133–164, 2014 159

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