Las megaturbiditas de la Formación Empozada: un modelo interpretativo para el Ordovícico turbidítico de la precordillera argentina

Susana Heredia CONICET- Museo de Ciencias Naturales, Universidad Nacional del Comahue, Buenos Aires 1400 (8300) Neuquén, Argentina

Gustavo Gallardo Centro de Tecnología Aplicada, Gerencia de Exploración, PÉrez Compac S.A. J.J. Lastra 6000 (8300) Neuquén, Argentina

RESUMEN

El Miembro Inferior de la Formación Empozada (Ordovícico medio y Superior), expuesto en el extremo sur de la precordillera argentina, Provincia de Mendoza, consiste en 305 m de brechas, pelitas verdes, areniscas, paraconglomerados y pelitas negras, que rematan la sucesión. Esta secuencia conforma dos episodios de depósitos de talud, en cambio las pelitas negras se interpretan asociadas a una cuenca profunda. El contenido paleontológico autóctono está compuesto, casi exclusivamente, por graptofauna que permite definir las Zonas de Parag/ossograptus tentacu/atus, Nemagraptus gracilisy Climacograptus bicornis, ubicando cronoestratigráficamente la sucesión en el Llanvirniano, Llandeillano tardío• Caradociano basal y Caradociano; por otro lado, se han identificado restos fósiles en el material resedimentado, olistolitos, algunos de gran tamaño, los cuales indican diversas edades del Cámbrico y Ordovícico Inferior. En este trabajo, se describen y caracterizan estos cuerpos provenientes de áreas de plataforma y talud carbon3.tico y clástico. Se correlaciona esta unidad con otras similares en el contexto regional, lo que permite individualiz3.r dos ellentos deposicionales diferentes, asociados a una actividad tectónica importante.

Palabras claves: Megaturbiditas, Olistolitos, Ordovicico, Precordillera argentina.

ABSTRAeT

Megaturbidites of Empozada Formation: an interpretative model of the turbiditic Ordovician of the Argentinian precordillera. The Lower Member of the Empozada Formation (middle and Upper Ordovician) is discontinuously exposed in the southern end ofthe Argentinian precordillera, in Mendoza Province. It is ccmposed by 305 m of megabreccias and breccias, green shales, mudstones and sandstones, paraconglomerates and black shales that culminate the succession. These outcrops conform slope deposits. They are associated to two different Systems Tracts. The black shales are interpreted as a Transgressive Event. The autochtonous paleontological material is mostly composed of graptolites, which enable to define the Parag/ossograptus tentacu/atus Zone (Llanvirnian:I, Nemagraptus gracilis Zone (Upper Llandeillo-Early Caradocian) and the Climacograptus bicornis Zone (Caradocian). On the other hand, fossil material was identified on Cambrian and Ordovician allochtonous rocks. These 0listolith3, derived from carbonate platforms and talus, are recorded in this paper. This succession is compared with similar rocks on the re;¡ional context. This allows to verify two sea-Ievel events associated to an important tectonic activity.

Key words: Megaturbidites, Olistoliths, Ordovician, Argentinian precordillera.

Revista Geológica de Chile, Vol. 23, No. 1, p. 17-34,5 Figs., Julio 1996. a LAS MEGATURBIDITAS DE LA FORMACiÓN EMPOZADA: UN MODELO INTERPRETATIVO ...

INTRODUCCION

La precordillera del oeste de Argentina, entre los del Ordovícico medio al Devónico, es dominan­ 29° y 33°8 Ycon una longitud aproximada de 500 km temente elástica. (Fig. 1), constituye una unidad morfoestructural El Paleozoico Inferior de la precordillera ha sido caracterizada Dor una espesa secuencia paleozoica. ampliamente tratado por diversos autores, espe­ Estructuralmente, corresponde a una faja plegada y cialmente en el aspecto bioestratigráfico; última­ corrida provocada por la orogenia terciaria, ubicán­ mente, se ha utilizado el análisis secuencial con el dose entre los sistemas pampeano y andino. T 0- objeto de particularizar los eventos sedimentarios y mando en cuenta diferencias estructurales y estra­ relacionarlos a una escala global (Beresi, 1990; tigráficas se la divide en oriental, central y occiden­ Astini, 1993; Heredia y Beresi, 1995). tal (Ortíz y Zambrano, 1981). Estratigráficamente, El principal objetivo de este trabajo es ofrecer un está integrada por espesas sucesiones de rocas modelo a través de la interpretación de los aflora­ cámbricas a devónicas marinas, sobre las que se mientos de una localidad típica del Ordovícico de la apoyan en dis:::ordancia rocas carboníferas marino­ precordillera y extenderlo luego hacia secuencias continentales a triásico-continentales (Baldis et al., de edades semejantes en la precordillera occidental 1984). La secuencia cambro-ordovícica inferior es (Baldis y Chebli, 1969) a fin de individualizar los predominantemente calcárea, en cambio a partir eventos mayores de sedimentación.

~ Terciario ~ TriásicoTR H Devónico (Formación Canota) D rn Ordovfcico (Formación Empozada) O lIIIIIll Ordovícico (Formación Villavicencio) F:3 Ordovícico (Formación San Juan) ~ .A" Fala

Mendozo o • ~~"jQ FIG. 1. Mapa de ubicación y geología simpli­ ficada del área de estudio. o 4km '--'--' S. Heredia y G. Gallardo 19

ESTRATIGRAFIA y MARCO REGIONAL

En el extremo austral de la precordillera, en las niano, Llandeillano-Caradociano, Caradociano y ten­ estribaciones al oeste de la ciudad de Mendoza, la tativamente al Ashgilliano basal. estratigrafía se halla conformada por afloramientos Recientemente, el espesor de esta formación terciarios de la Formación Mariño, triásicos del se incrementó, ya que las formaciones Caliza La Grupo Uspallata, devónicos de la Formación Canota Cruz, San Isidro y Estancia San Martln definidas por y ordovícicos de las formaciones Empozada, Villa­ Borrello(1965), Harrington (1961)yPirna etal. (1986), vicencio y San Juan (Harrington y Leanza, 1957; respectivamente, corresponden a olistolitos o cuer­ Devizia, 1973; Pinna, 1982; Cuerda et al., 1987) pos exóticos de diferentes tamaños (Bordonaro et (Fig. 1). al., 1993; Gallardo y Heredia, 1995; Heredia, 1995), La Formación Empozada (Harrington y Leanza, que se encuentran dentro de sedimentos pertene­ 1957) es una unidad litoestratigráfica que aflora en cientes al Miembro Inferior de la Formación Empo­ forma discontinua en el pie de la sierra precordille­ zada, los cuales serán analizados en este trabajo. rana mendocina (Fig. 1). Esta unidad, con un espe­ El Miembro Superior de la Formación Empoza­ sor promedio de 430 m, se halla integrada por dos da, que ya fue tratado por Gallardo et al. (1988), se miembros (Gallardo et al., 1988) distinguibles en apoya concordantemente y está integrado por una afloramiento por un contacto neto entre ellos. Su­ sucesión grano creciente de pelitas y areniscas prayace mediante contacto tectónico al Grupo Uspa­ calcáreas depositadas en una plataforma marina lIata (Triásico Medio) yen su tope, mediante discor­ abierta influenciada por tormentas. Se asigna, dancia erosiva, se apoya la Formación Canota (Cuer­ tentativamente, al Caradociano Superior-Ashgilliano da et al., 1988), integrada por limolitas verde oscu­ basal, en función del contenido micropaleontológico ras asignadas al Devónico (Cuerda et al., 1987) de edad caradociana media a alta en los clastos (Fig. 1). intraformacionales incorporados en sus niveles La Formación Empozada agrupa sedimentitas superiores (Heredia et al. , 1990). clásticas, cuyas edades corresponden al Llanvir-

SEDIMENTOLOGIA

Metodológicamente, se utilizó el criterio de dife­ Litofacies 3: pelitas laminadas y areniscas renciar litofacies o cuerpos de rocas con caracterís• Litofacies 4: paraconglomerados ticas específicas (color, composición, estratifica­ Litofacies 5: palitas negras ción, textura, fósiles y estructuras sedimentarias). Esto permitió interpretar los procesos que controla­ En el presente análisis, se mant ene la nomen­ ron la acumulación de los depósitos del Miembro clatura de las facies definidas por Gallardo y Heredia Inferior de la Formación Empozada, y así, postular (1995), modificándose el de 'Conglomerado basal' un modelo de posicional basado en el arreglo verti­ por 'Conglomerados oscuros'. cal y lateral de las litofacies presentes en esta unidad (Fig. 2). El perfil medido y descrito corres­ LlTOFACIES 1: BRECHAS, CONGLOMERADOS Y PE­ ponde al de Quebrada San Isidro (margen norte) LITAS VERDES (Fig. 1) al que se sumaron las observaciones reali­ zadas en los perfiles San Isidro Sur, Empozada y Descripción: en contacto por falla con las sedi­ Agua de la Cruz (Fig. 3). mentitas triásicas se disponen brechas y conglome­ rados intercalados con pelitas pardo verdosas, con LlTOFACIES: DESCRIPCION E INTERPRETACION un espesor total de 230 m. Existen dos niveles de brechas cuyos bloques Litofacies 1: brechas, conglomerados y palitas verdas superan 1 m de longitud, un nivel basal de 17 m de Litofacies 2: conglomerados oscuros espesor y un nivel cercano al techo de 22 m de 20 LAS MEGATURBIDITAS DE LA FORMACiÓN EMPOZADA: UN MODELO INTERPRETATIVO ..•

o S:l z O ~ Q

.... oC I!! 'Slump' aQ .!! ~ Brecha-<:onglomerado O e 1:;:,;,;).:) Arenisca U DI) ~ a .el ~ _ Arenisca calcárea U a ~ .. -< -;.. .2 liiiiI Pelita > a .. .. :: 1""'01 Discordancia 8 ....el O ~ ..J U ~F Falla ~ ~ O t¡J U

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FIG. 2. Perfil colunnar de la Formación Empozada en el margen norte de Quebrada San Isidro (modificado de Heredia, 1993 y Gallardo y Heredia, 1995). espesor. La base de ambos cuerpos es erosiva y su areniscas, lutitas con manchas de óxidos y lutitas geometría es lenticular, alcanzando los 50 m de silicificadas; se presentan con formas angulosas y longitud. Bordeonaro et al. (1993) citaron para el prismáticas, de 0,5-3 m de largo; aparece clasto­ perfil Agua de la Cruz, la presencia de clastos soportada en la base y matriz-soportada en el tope. prismáticos aparentemente imbricados, fenómeno La matriz es areno-arcillosa y de color amarillento. no observado en el perfil descrito aquí. Los clastos La brecha superior, que está integrada por blo­ y bloques del nivel inferior corresponden mayor­ ques de hasta 1 ,30 de espesor y de hasta 4 m de mente a calizas gris blanquecinas y a calizas y largo, exhibe una burda disposición de gradación pelitas oscuras con 'chert' y en forma subordinada a inversa hacia el tramo medio y luego gradación S. Heredia y G. Gallardo 21

San Isidro Sur San Isidro Norte Empozada Alua de la Cruz

Climacograptus bicornis • Nernagraptus gracilis

Paraglossograptus tentaculus

I P A e

l' " e

~~ Brecha-conglomerado (e)

Ar,misca (A)

Pelita (P) g 'Boundstone' oncolftico g 'Packstone' 1& 'Wackestone-packstone' S 'Wackestone' espiculftico lB 'Mudstone-wackestone' 01 ¡s. Olistolito ... Graptolito .-vy¡) Discordancia Ll utofacies

Falla ~Lo 250m l l P A e

FIG . 3. Gráfico de correlación nivelado a la base de la Zona de Climacograptus bicomis para el Miembro Inferior de la Formación Empozada. Se aprecian las diferencias en espesores, los olistolitos y la geometría irregular de la Secuencia IIanvirniana (Zona de Paraglossograptus tentaculatus). Las diferencias en espesores y facies en la secuencia IIandeillana-caradociana (Zona de Nemagraptus gracilis); y, por último, los espesores y facies constantes para la Secuencia caradociana (Zona de Climacograptus bicornis). 22 LAS MEGATURBIDITAS DE LA FORMACiÓN EMPOZADA: UN MODRO INTERPRETATIVO ...

normal hacia el tope. La litología dominante de los (Shanmugam y Moiola, 1995); asimismo, éstos pre­ mismos está compuesta por 'boundstones' onco­ sentan comúnmente gradación inversa (Naylor, líticos, bloques de calizas oscuras y pelitas negras 1980). Frecuentemente, este tipo de depósito ha deformados, y pelitas negras calcáreas; la matriz es sido asignado como 'relleno de cañones submari­ escasa y pelítica. Se ha hallado, hasta el presente, nos' (Shanmugam et al., 1988). material fósil en los bloques del nivel superior, identificándose conodontos del Cámbrico Superior LlTOFACIES 2: CONGLOMERADOS OSCUROS y trilobites del Cámbrico Medio (Olistolitos ... p. 25). Se presentan, además, entre ambas brechas, Descripción: en contacto neto sobre la litofacies numerosos niveles de conglomerados lenticulares anterior, se dispone un nuevo ciclo de conglomera­ de 0,5 hasta 1 m de espesor, base erosiva y grano­ dos fácilmente identificable por sus colores oscu­ decrecientes. Los niveles de conglomerados totali­ ros, a diferencia de la litofacies anterior, en donde zan 23 m de espesor. Se hallan conformados por predominan los tonos verdosos de pelitas y amari­ clastos redondeados, entre 5 a 20 cm de diámetro, llentos de los conglomerados. Posee 25 m de espe­ los cuales están, mayoritariamente, compuestos sor, caracterizados por granulometría muy gruesa, por fragmentos de calizas blanquecinas, exhibien­ granodecreciente, con bloques de 2-3 m de longitud do, en general, la misma composición litológica que y 0,5-1 m de espesor máximo. La litología dominan­ las brechas. Presentan matriz arenosa y, en gene­ te de los bloques es de calizas oscuras e interestra­ ral, son matriz-soportados, con co.lores pardo ama­ tificadas con pelitas negras y 'chert'; también abun­ rillentos. Algun:>s conglomerados están gradados y dan areniscas medianas grises y bloques de pelitas pasan hacia el tope a areniscas con estratificación negras. Inmerso en una matriz areno-arcillosa abun­ cruzada de pequeña escala. dante, aunque en general es clasto-soportada, y de En contacto neto sobre las brechas y los niveles color gris oscuro a negro. Su base es erosiva, mo­ de conglomerados, se intercalan pelitas verde oliva dificando lateralmente su espesor (geometría irre­ con un espesor total de 168 m, las que se presentan gular) (Figs. 2 y 3). Hacia el tope, grada a conglome­ en bancos de 2-3 cm de espesor, laminadas, silici­ rado fino-arenisca gruesa, gris oscuro, con abun­ ficadas y con aspecto satinado. Las pelitas verdo­ dante matriz arcillosa y estratificación burdamente sas aparecen é. lo largo de la sección como interva­ planar. Los bancos arenosos gradan a 'wackes' los espesos, pudiendo alcanzar hasta 60 m de es­ finos y culminan con pelitas laminadas. pesor continuo. En los tramos inferiores se han de­ Contenido paleontológico: el material fosilífero tectado niveles carbonosos con graptofauna (Fig. 3). de esta litofacies es esencialmente alóctono Contenido paleontológico: se ha identificado, has­ (Olistolitos ... p. 25). ta el presente, '.J n nivel fosilífero, a 47 m de la base, Interpretación: estas facies representan los verda­ que ha brindado una graptofauna conformada por deros depósitos de flujo de fragmentos ('muddy Amplexograptus aff. A. confertus, Glossograptus debris flow') (Shanmugam y Moiola, 1995) en los hincksii hincksn, Oelandograptus a ustrodenta tus cf. cuales la matriz pe lítica soporta los clastos. Se o. austrodentatus, fragmentos varios de Glyp­ interpretan como depósitos de flujos gravitatorios tograptus sp. y otros, atribuibles a Climacograptus que culminan con flujos diluidos. Pueden represen­ sp. (Heredia, 1993). tar facies de relleno de canales con abandono del Edad: Zona de Paraglossograptus tentaculatus, mismo. Actualmente, y en un sentido más amplio, . Ordovícico medio, Llanvirniano. se los asocia a depósitos de talud (Mutti, 1985; Interpretación: por su litología y geometría se Shanmugam y Moiola, 1995). Corresponderían a estima que el proceso dominante estuvo dado por las Facies A de Mutti y Ricci-Lucchi (1975). Las flujos gravitacionales que culminan con flujos dilui­ pelitas interestratificadas se definen como facies de dos. Las brechas son depósitos originados por flujo albardón (Fig. 3). de detritos (Ccok y Taylor, 1977; Heubeck, 1992; Shanmugan y Moiola, 1995). Los niveles de conglo­ LlTOFACIES 3: ASOCIACION DE PE LITAS LAMINA­ merados se vinculan a flujos densos canalizados. DAS Y ARENISCAS Por último, las pelitas se interpretan como períodos de decantación pura. Son típicos de un ambiente de Descripción: en forma transicional con los Conglo­ talud en donde predominan depósitos gravitatorios merados oscuros, esta unidad se presenta con un S. Heredia y G. Gallardo 23

espesor total de 12 m y está integrada por pelitas pesor parcial es de 25 m. Pasan a pelitas negras con laminadas, con abundantes graptolitos en sus pIa­ una disposición normal. En la sección media, apa­ nos de estratificación. Las pelitas poseen base neta rece un nuevo ciclo (5 m) conformado, fundamental­ y lámina paralela, evidenciando una sutil gradación; mente, por bloques de rocas ígneas (graníticas) y en afloramientos muestra un relieve muy suave. En bloques de calizas micríticas oscuras y pelitas contacto erosivo, e interestratificadas con las pelitas calcáreas; presenta geometría lenticular, clasto­ (1,10 m de la base de la facies), se dispone un banco soportada y sin organización interna. El resto de la de areniscas gris medio, de no más de 1 m de espe­ sucesión (10m) está integrada por bloques de sor, que carece de organización interna, masivos, 'mudstones' replegados, incluyendo escasos blo­ con topes netos y planos. Se observan difusas ques resedimentados flotando en la matriz. Cabe estructuras de escape de agua. Lateralmente, estos destacar que por tramos, las pelitas negras parecen bancos arenosos se acuñan. mantener una disposición normal; estos niveles Contenido paleontológico: se han encontrado, podrían separar distintos eventos de flujo gravita­ principalmente, graptolitos y, en forma subordina­ cional. da, braquiópodos inarticulados pertenecientes al Interpretación: el proceso generador dominante género Obo/us. La graptofauna está integrada por de estos depósitos es el flujo gra\.'itacional, que las siguientes especies: Nemagraptus graci/is, Dice­ permite ser asociado como facies A de Mutti Y Ricci­ lIograptus cf. D. diva rica tus varosa/opiensis, Dicra­ Lucchi (1975). Cada evento de flujo gravitacional nograptuscf. D. rectus, ClimacograptusaH. C. bicor­ estaría separado por períodos de pausa con decan­ nis, Dip/ograptus cf. D. /eptotheca, Orthograptus tación pura. La presencia de niveles grano-sostén ca/caratus varo costatus, Lasiograptus harknessi lenticulares puede vincularse a flujos más o menos varo costatus, C/imacograptus aff. C. antiquus y canalizados (Gallardo y Heredia, 1995). G/yptograptus aH. G. angustifolius (Turner, 1959; Alfaro y Fernández, 1985). LlTOFACIES 5: PELlTAS NEGRAS Edad: Zona de Nemagraptus gracilis, Ordovícico medio-Superior (Llandeillano-Caradociano basal). Descripción: en contacto neto sobre la unidad Interpretación: las características texturales y la anterior se dispone esta sucesión, c:>n un espesor estrecha relación con la unidad anterior, permite total de 25 m, la que se caracteriza :lor tener con­ vincularla con corrientes turbidíticas fangosas de­ tinuidad en los afloramientos, mostrando un resalto positadas en períodos de abandono de relleno de en el relieve por la resistencia maycr a la erosión. canales y reactivadas, periódicamente, por flujos Son pelitas negras laminadas y siiicificadas, en más densos (areniscas que rellenan cauces meno­ niveles de 2-4 cm de espesor; un análisis visual res). Las pelitas laminadas pueden ser clasificadas muestra niveles muy delgados y ccntinuos de si­ como Facies D2-D3 de Mutti y Ricci-Lucchi (1975; lexitas laminadas con un espesor entre 3 a 5 mm, Gallardo y Heredia, 1995). gradando a láminas de pelitas negrés. Los contactos basales y cuspidales son netos; LITO FACIES 4: PARACONGLOMERADOS se observan escasos nódulos silíceos pardo oscu­ ros de 2-4 cm de espesor. Hacia el tope, aparece Descripción: consiste en una espesa sucesión de una capa irregular de color gris amarillento, donde 40 m de espesor de 2 ciclos de paraconglomerados, se observa una pérdida de la laminación, con perfo­ de geometría mantiforme y base neta. Los clastos raciones y costras de óxidos de hierro. Esta capa están integrados por bloques redondeados de has­ presenta un espesor de 10-20 cm. En contacto neto ta 2 m de diámetro y de 5 m de longitud máxima e sobre esta superficie, se apoya el Miembro Superior incluidos en una matriz, compuesta esencialmente de la Formación Empozada, integrado por pelitas y por pelitas negras deformadas. En general, carecen areniscas delgadas gris pardas. de organización interna, pero se puede discriminar Contenido paleontológico: Alfaro (1988) determi­ una sección inferior conformada por bloques de nó, para estos niveles, la presencia de C/imaco­ calizas bioturbadas de plataforma externa, calizas graptuscf. C. tubuliferus, Climacograptuspygmaeus, de plataforma media y bloques redondeados de Dip/ograptus cf. D. minutus y Retiograptus sp. Re­ areniscas grises con difusa estratificación festo­ cientemente, Ortega (comunicación oral, 1995) en neada, dispuestos desorganizadamente, cuyo es- base a una nueva colección de graptolitos prove- 24 LAS MEGATURB IDITAS DE LA FORMACiÓN EMPOZADA: UN MODELO INTERPRETATIVO ...

nientes de los perfiles Quebrada San Isidro norte y Secuencia de Facies A: se considera que las Empozada determinó la presencia de Climacograp­ facies de brechas, conglomerados y pelitas verdes tus bicornis, lo que permitiría rectificar la edad de conforman una asociación vinculada genéticamen­ estos niveles y ubicarlos en el Caradociano inferior. te, la que puede definirse como depósitos de flujos Edad: Zona de Climacograptus bicornis. Ordovícico gravitacionales. Esta secuencia puede estar aso­ Superior, Caradociano inferior. ciada a un talud medio e inferior de tipo delantal o Interpretación: el marcado cambio entre los nive­ planchón ('apron') (sensu Surlyk e Ineson, 1992), les de flujos gravitacionales y las pelitas negras donde el talud superior es abrupto (Fig. 4) . La edad sugiere un obvio cambio en las condiciones de es lIanvirniana (Zona de Paraglossograptus tenta­ sedimentación. La naturaleza continua de las lámi­ culatus). Recientemente, esta secuencia ha sido nas de pelitas, así como la ausencia de estructuras asignada a un evento de colapso del margen de la tractivas, sugiere una acumulación lenta grano por plataforma carbonática ordovícica, producido por el grano (decantación pura). cambio de un ambiente tectónico pasivo a uno Por otro lado, el color oscuro y la ausencia de activo (Heredia y Beresi, 1995). bioturbación argumentan a favor de una acumula­ Secuencia de Facies B: esta asociación está defi­ ción en un ambiente anóxico (Rhoads y Morse, nida por las litofacies de conglomerados oscuros, 1971; Loutit et al., 1988). La superficie generada en pelitas laminadas y areniscas, y paraconglomerado. su tope indica períodos prolongados de muy lenta Este conjunto de depósitos de flujos gravitacionales acumulación, verificándose procesos de bioerosión, se habría originado durante el relleno de cañones deposición de geles silíceos y óxidos, generando un submarinos (Gallardo y Heredia, 1995). La edad de 'hardground' o superficie de omisión, debido a las esta secuencia es lIandeillana-caradociana (Zona condiciones de menguado aporte de sedimentos a de Nemagraptus gracilis). la cuenca (Kennedy y Garrison, 1975). Secuencia de Facies C: comprende la litofacies de pelitas negras. Estrechamente asociada con la an­ ASOCIACION DE LlTOFACIES terior, esta secuencia está vinculada a depósitos de un cortejo transgresivo e indica una rápida subida Para la presente asociación de litofacies se ha del nivel marino (Gallardo y Heredia, 1995). Ha sido elaborado un ;¡ráfico de correlación nivelado a la definida como una secuencia condensada o 'trans­ base de la Zona de Climacograptus bicornis, tenien­ gressive system tract' (TST) (Heredia y Beresi, en do en cuenta la información disponible hasta el prensa). Temporalmente, representa al Carado­ presente (Fig. 3). ciano inferior (Zona de Climacograptus bicornis).

PLATAFORMA Y TALUD CARBONATICO Calizas bioclásticas (CAMBRICO MEDIO y SUPERIOR - I~I ORDOVICICO INFERIOR) Calizas de plataforma ~ y peñplatafollTla

D Areniscas

~ Pelitas

Conglomerados y ~"'4 brechas calcáreas ~ Olistolitos

Sin escala

FIG. 4. Diagramaesquemático del ambiente deposicional del Miembro Inferior de la Formación Empozada (Llanvirniano). vista desde el suroeste (modificado de Surlyk e Ineson, 1992). S. Heredia y G. Gallardo 25

OLISTOLITOS reconocen cinco litofacies dentro del olistofito: 1- areniscas; 2- 'boundstones' oncolíticos; 3- 'wacke­ Tanto la secuencia lIanvirniana como la lIandei­ stones' y pelitas; 4- 'packstones' y areniscas; 5- lIana-caradociana basal presentan cuerpos exóti• pelitas verdosas. cos de diferentes tamaños. Beneo (1956) llamó La litofacies 1 son areniscas finas, masivas, de olistostroma al 'flysch' psefítico y olistolitos a los tonalidades ocre amarillentas, fuertemente biotur­ bloques incluidos en el mismo, conforme a la compa­ badas y que presentan cemento calcáreo (20 m de ración hecha con depósitos parecidos en los Ape­ espesor). No se observan restos fós~es. Le sucede ninos; Flügel (1982) utilizó los mismos conceptos, al la litofacies 2, 'boundstones' oncolíticos blanqueci­ igual que Friedman y Sander (1978) y Mcllreath y nos y 'packstones' gris azulino a gris oscuro, regu­ James (1986). larmente estratificados en bancos delgados. Pinna Los olistolitos pueden ser individualizados bajo (1982) asignó a estos niveles 50 m de espesor. En los siguientes criterios: terminaciones abruptas de forma transicional le sigue la litofacies 3, 'wacke­ los cuerpos de roca, distribución y orientación, ca­ stones' y pelitas pardo amarillentas de 18 m de rencia de continuidad de la estratificación de los espesor, las que presentan la típica fauna de trilo­ cuerpos dentro de las rocas que los rodean y dife­ bites, hyolites y braquiópodos inarticulados. Luego rencias litológicas impertantes. sigue la litofacies 4, 'packstones' con Jn alto porcen­ Dentro de la región estudiada y a grandes ras­ taje de areniscas finas e intercalados con pelitas en gos se reconocen tres cuerpos mayores, fragmen­ bancos delgados; sobre los mismos, se observan tados de la plataforma y del talud cámbrico y del fragmentos de trilobites. Espesor: 10m. talud ordovícico inferior, los olistolitos Estancia San Culmina la sucesión con la litofacies 5, compues­ Martín, San Isidro y La Cruz, los que se hallan ta por pelitas verdosas y lajosas, de 12 m de espe­ asociados fundamentalmente a la Secuencia L1an­ sor, con abundancia de trilobites bien preservados. virniana (Fig. 3). En el Olistolito San Isidro, diversos autores reco­ En la Quebrada Agua de La Cruz se halla el lectaron trilobites (Athabasquia digesta y Glosso­ Olistolito Estancia San Martín, definido por Pinna et pleura inexulcata), así como hyolites, braquiópodos al. (1986) como Formación Estancia San Martín; se inarticulados (Obolus? sp.) y fragmentos de espícu• lo ha registrado en los niveles basales de la Forma­ las. De los niveles del clásico bloque presente en la ción Empozada. Espesor máximo estimado: 130 m; Quebrada San Isidro, se han rescatado los trilobites 3 volumen en afloramiento estimado: 1.625.000 m . Chilometopus parabolicus, Kistocare mendozanun, Litológicamente, está compuesto por calizas y pelitas Alokistocare elongatum, Kootenia inaerta, Zacan­ alternantes, gris amarillentas y con un espesor toides ferula, Agnostussp., Mendogaspissp. Todas aproximado de 100 m. Transicionalmente, pasa a estas formas corresponden a la Zona de Glosso­ calizas negras alternantes con lutitas negras y 'chert', pleura referida al Cámbrico Medio (Borrello, 1971). cuyo espesor en el perfil de la Quebrada Agua de la El Olistolito La Cruz aparece expuesto en el Cruz es de 30 m aproximadamente. flanco sur de Quebrada San Isidro. con 20 m de Contenido paleontológico: se han hallado restos espesor (un volumen en afloramiento estimado de 3 de esponjas (Beresi y Heredia, 1995), fragmentos 1.000 m ), yen la cuchilla ubicada 600 m al norte de de trilobites y valvas indeterminadas. la anterior, con un espesor de 100 m (y un volumen 3 En las calizas negras se han hallado trilobites en afloramiento estimado en 810.000 m ). Litológi• agnóstidos determinados por Bordonaro et al. (1 993) camente, está compuesto por 'wackestones-mud­ como Glyptagnostus reticulatus y Aphelaspis sp. stones' y pe litas oscuras alternantes, con 'chert' del Cámbrico Superior. interestratificado. Borrello (1971) definió, para es­ El Olistolito San Isidro aparece en la Quebrada tos cuerpos, tres biozonas de trilobites del Cámbrico Agua de la Cruz, en el cerro Martillo y en la Quebra­ Superior: Cedaria, Elvinia y Saukia. Fragmentos o da San Isidro. Este olistolito, definido formalmente megaclastos de esta litología aparecen repetida­ por Harrington (1961) como Caliza San Isidro, apa­ mente dispuestos por arriba del Olistolito San Isidro. rece en los tramos inferiores de la Formación Em­ Análisis micropaleontólogicos, sob-e la base de pozada. Espesor máximo: 110m; volumen en aflo­ conodontos, dieron edades del Cámbrico Superior 3 ramiento estimado: 1.600.000 m . Básicamente, se (Heredia, 1987) Y tremadociana para parte de estos 26 LAS MEGATURBIDITAS DE LA FORMACiÓN EMPOZADA: UN MODELO INTERPRETATIVO •..

cuerpos (Heredia, 1995). En fragmentos menores, Secuencia Llandeillana-Caradociana basal se hallaron especímenes de Tonkinella stephensis Al igual que la secuencia anterior, gran parte de (Cámbrico Medio). los olistolitos y megaclastos fueron aportados por En la Secuencia Llandeillana-Caradociana se rocas no aflorantes en la actualidad. Fueron genera­ pueden ubicar otros olistolitos de menor tamaño, en dos en áreas de plataforma, desde marginales has­ las quebradas San Isidro y Agua de La Cruz. ta distales, de cuenca o talud e incluso de lugares Litológicamente, son pelitas negras con graptolitos con exposición de rocas ígneas (extracuencales). del Ordovícico Inferior, en donde se hallan represen­ Se tiene presente, además, que bajo el modelo pro­ tadas las Zonas de Tetragraptus aproxima tus, T. puesto por Van Wagoner et al. (1988) y Posamen­ fruticosus, T. quadribrachiatus (Bordonaro y Peralta, tier et al. (1988), la exposición de la plataforma 1987). Aparecen también 'mudstones' oscuros con generaría el aporte de ese material a la cuenca, y a conodontos del Cámbrico Superior (Phakelodus te­ pesar de registrarse el material del talud del Are­ nuis Miller) (Heredia, 1995) y otros con trilobites nigiano, mediante bloques, no se han hallado frag­ (Trilobagnostus sp. y Pseudagnostus idalis idalis) mentos de las áreas de la plataforma que hayan asignados al Cámbrico Superior (Bordonaro et al., podido determinarse, fehacientemente, como per­ 1993). En forma subordinada, se han observado tenecientes a la Formación San Juan (Ordovícico bloques redondeados de areniscas con estratifica­ Inferior). ción festoneada, provenientes de una plataforma somera, y bloques de rocas ígneas con evidentes TRANSPORTE signos de transporte prolongado (Gallardo y Heredia, 1995). El transporte en ambas secuencias es gravita­ En el caso de esta sucesión, la abundancia y cional, como flujo de detritos, en donde la actividad tamaño del material alóctono resedimentado, junto tectónica ha jugado un rol de gran importancia. Sin con la presencia de bloques de rocas graníticas embargo, nose descarta que en el evento más joven (Iitofacies de paraconglomerado), sugieren una pro­ se hayan verificado fluctuaciones del nivel marino funda erosión del área de aporte y talud, lo que (Beresi, 1990) de características globales, cuya pre­ indica un fuerte control estructural (Gallardo y Here­ sencia habría afectado y contribuido, de manera dia, 1995). significativa, al aporte de olistolitos a las áreas de talud y cuenca. AREA DE APORTE Muchos de los olistolitos están deformados in­ tensamente. Como esta perturbación de la estratifi­ Secuencia Llanvirniana cación no continúa en la roca de caja, es obvio que Sobre el análisis litológico y paleontológico de su génesis se halla asociada al ambiente original del los olistolitos distribuidos en esta secuencia se ob­ olistolito y, por lo tanto, el transporte sufrido por estos serva que las áreas de aporte no se hallan expues­ megaclastos no produjo deformación alguna en tas actualmente. Las edades de los olistolitos indi­ estos cuerpos de rocas. vidualizados sobre la base de su contenido paleon­ La litología de la roca en la que los olistolitos se tológico son, fundamentalmente, del Cámbrico Me­ alojan, es un elemento indicador del modo de trans­ dio y Superior. A pesar de que esta secuencia posee porte. Los olistolitos se hallan asociados con depó• bloques de diferentes partes del dominio de una sitos gravitacionales, pobremente seleccionados, y plataforma y de diferentes edades dentro del Cám­ con pelitas y sedimentitas de grano fino. En las dos brico, e incluso del Ordovícico basal, los mega­ secuencias, las areniscas se hallan pobremente bloques y fragmentos de la plataforma carbonática representadas. Los olistolitos de la secuencia lIan­ (Formación San Juan) del Ordovícico Inferior com­ virniana se caracterizan por sus formas preferente­ ponen una proporción escasa de la totalidad de los mente prismáticas y angulosas, llegando a tamaños olistolitos citados. Estos aparecen, fundamental­ que superan los 100 m de espesor y los 400 m de mente, en las sierras del Tontal y La Invernada longitud, sugiriendo áreas de aporte cercanas y (Banchig et al., 1993; Bercowski y Fernández, 1988) transporte poco prolongado. La mayoría de los olis­ y Yerba Loca (Benedetto y Vaccari, 1992). tolitos presenta los planos de estratificación parale- S. Heredia y G. Gallardo 27 los a los de la roca huésped; similar observación fue El modo de transporte gravitacional que produjo realizada por Heubeck (1992), Leitch y Cawood los depósitos de las litofacies de Conglomerados (1980), Naylor (1982), Hine et al. (1992) y Teale y oscuros y Paraconglomerados está asociado a un Young (1987). Esta orientación de relativa concor­ evento turbidítico (Stow, 1986), en donde se mani­ dancia de los olistolitos con la estratificación de la fiestan efectos de transporte prolongado en bloques matriz pelítica sugiere que los olistolitos fueron y megaclastos (Facies de Paraconglomerados; for­ sostenidos por flujos gravitatorios de masa pelítica, mas redondeadas preferentemente), así como apor­ la cual redujo efectivamente la resistencia del corte te extracuencal (rocas graníticas), indicando expo­ basal (Heubeck, 1992; Leitch y Cawood, 1980; sición de las áreas de la plataforma adyacente Srivastava et al., 1972). (Posamentier et al., 1988).

MODELO SEDIMENTARIO

La precordillera occidental ordovícica fue relle­ con un margen abrupto, en donde las rocas deriva­ nada con sedimentos aportados por flujos gravita­ das a la cuenca pertenecían fundamentalmente, a cionales. Estos transportaron detritos (Spalletti et una antigua plataforma y talud del Cámbrico Medio al., 1989; Astini, 1988) y megaclastos (Gallardo y y Superior, en cambio el aporte de megafragmentos Heredia, 1995; Bordonaro et al. , 1993; Banchig el de la plataforma carbonática ordovícica fue menor al., 1993) de las regiones adyacentes. La Forma­ (Fig. 4). Regionalmente, los depósitos lIanvirnianos ción Empozada constituye un buen ejemplo de este están asignados a cortejos transgresivos (Astini et mecanismo y puede representar un modelo de de­ al., 1995; Heredia y Beresi, en prensa), por lo cual posición de estas dos secuencias 'turbidíticas'. este evento de colapso no se vincula a caídas del nivel marino, sino a un evento tectónico regional SECUENCIA LLANVIRNIANA asociado a subducción y 'ritting' (Astini et al., 1995). La magnitud de estos depósitos permite enmarcarla Hine et al. (1992) propusieron un modelo para el como asociados a un 'evento con'Julsivo' en el depósito de grandes bloques (>de 100 m de espesor sentido de Clitton (1988). y de 300 m de longitud), y en el cual las megabre­ chas se forman como resultado del colapso del SECUENCIA LLANDEILLANA-CARADOCIANA BASAL margen de la plataforma, siendo el aporte de tipo lineal, ydurante el cual, los flujos de detritos e rodados Por otra parte, numerosos autores (Vail et al., depositan su carga en el talud y en el fondo de la 1977; Van Wagoner et al., 1988; Posamentier et al., cuenca. En este modelo, el talud está controlado por 1988; Kolla y Macurda, 1988; Kolla y Perlmutter, fallas lístricas y el mecanismo que produce estos 1993) asociaron el desarrollo de los sistemas turbi­ depósitos estaría estrechamente vinculado a la ac­ díticos a estadios del nivel del mar bajo, con la ción de sismos recurrentes (regiones tectónicamente consiguiente exposición subaérea y erosión de la activas). Estos autores enfatizaron, además, que plataforma adyacente. La erosión submarina en el estos fenómenos podrían manifestarse, incluso, en talud, con la formación de cañones y ló::>ulos clásticos plataformas carbonáticas con bajo relieve. Sin em­ en la cuenca, es seguida en etapas finales de este bargo, tanto las sucesiones caóticas con 'slumps' y sistema, por el relleno de los cañones submarinos. 'slides', como los fragmentos de calizas sincrónicas Definimos así, dos eventos elásticos con una con la roca de caja, o niveles autóctonos de pelagitas generación diferente implantados en la precordillera calcáreas que se consideran indicadores de típicas de Mendoza, uno acaecido durante el Llanvirniano asociaciones de taludes carbonáticos (Mullins, (megabrechas aportadas por un escarpe lineal de 1983), no han sido detectados en la Secuencia Llan­ un antiguo talud y plataforma) (Fig. 4), Yotro durante virniana. Por lo tanto, se vincula la misma a un evento el Llandeillano-Caradociano (aportado por cañones de colapso en donde el aporte ha sido de tipo lineal, submarinos o 'point source') extendido hasta el 28 LAS MEGATURBIDITAS DE LA FORMACiÓN EMPOZADA: UN MODELO INTERPRETATIVO ...

Caradociano basal (sedimentitas de cuenca profun­ la Secuencia 1 (S1) de edad lIanvirniana, la Secuen­ da). De esto se desprende que la diferencia entre cia 2 (S2) de edad lIandeillana tardía-caradociana ambos eventos está dada por la morfología del talud basal y la Secuencia 3 (S3) del Caradociano inferior. y el ambiente tectónico. Esto permite individualizar

CORRELACION REGIONAL

En un intento por transferir el modelo a otras varias unidades, una de las más complejas es la partes de la cuenca ordovícica (Fig. 5) se ha recurri­ Formación Villavicencio (Harrington, 1941) (Fig. 5), do a las descripciones e interpretaciones, que de la que engloba varios olistolitos. El mayor de ellos norte a sur en la precordillera occidental (Baldis y corresponde al Cerro Pelado, megacuerpo de 11 Chebli, 1969), fueron realizadas por Ortega et al. km de largo y 500 m de espesor, el cual exhibe (1991) para la =ormación Yerba Loca (Fürque, 1963); calizas del Cámbrico Superior (Heredia, 1990). Un Caballé et al. (1992) para el Grupo Vallecito (Fürque análisis detallado de los Cordones de Cortaderas y y Caballé, 1985) en la Sierra de la Invernada; Ban­ de Alojamiento (Harrington, 1941) en la Provincia chig et al. (1993) para las formaciones Los Ratones de Mendoza permitiría dilucidar si corresponden a (Banchig, 1982) y Los Sombreros (Cuerda et al., enclaves tectónicos (Cuerda, 1988) o a olistolitos de 1983}; y por último, Spalletti et al. (1989) para la edad cámbrica, originarios de un talud carbonático Formación Portezuelo del Tontal (Cuerda et al., 1985). y alojados en pelitas Ilanvirnianas (Fig. 5).

SECUENCIA 1 (51) SECUENCIA 2 (52)

Identificada en la Formación Yerba Loca por Esta secuencia posee una gran distribución en Ortega et al. (1991) fue descrita como turbiditas toda la precordillera. Se halla representada por arenosas en lóbulos. Posee olistolitos del Cámbrico turbiditas delgadas asociadas a cuerpos básicos y Medio, del Cámbrico Inferior tardío, y en menor 'pillow lavas', en la precordillera occidental. Aparece proporción, del Ordovícico Inferior. Estos han sido en la Sierra de Yerba Loca, en la Formación Yerba ubicados al oeste de Jachal en la sección de los Loca (Ortega et al., 1991), en la Sierra de La In­ túneles viales, los cuales fueron estudiados por vernada, en la Formación La Invernada (Caballé et Benedetto et al. (1986) y citados por Bordonaro al., 1992), en la Sierra del Tontal en las formaciones (1990), y se rallan incluidos entre pelitas verdes y Portezuelo Tontal y Los Sombreros (Cuerda et al., areniscas. Benedetto y Vaccari (1992) excluyeron 1983) yen Calingasta en la Formación Alcaparrosa esta sucesión de la Formación Yerba Loca y la (Schauer et al., 1987). correlacionaron con la Formación Los Sombreros. En el caso de la precordillera de Mendoza, los La edad de esta sucesión (Astini, 1988) permite autores coincidieron en que, parte de la Formación correlacionarla con la S1 (Fig. 5). Villavicencio (Harrington, 1941) posee una edad lIan­ Se la ha identificado en la Sierra de La Invernada deillana tardía-caradociana basal, sugerida porCuer­ (Caballé et al., 1992); litológicamente, se halla aso­ da et al. (1988), y representa la continuidad austral ciada a 'abanicos submarinos turbidíticos' con una de los afloramientos de la Sierra del Tontal. La participación pelítica importante (Formación Corra­ asimilamos, asimismo, a depósitos de un abanico lito); las descripciones de Banchig et al. (1993) turbidítico en una posición superior y media ('upper indican olistolitos del Cámbrico (Fig. 5). fan' y 'middle fan'), lugar al cual llegaron, even­ Individualizada en la Sierra del Tontal (Banchig tualmente, flujos de detritos. Ejemplos de estos et al., 1993) (Fig. 5), representan 'turbiditas pro­ fragmentos lo constituyen las pelitas negras con ximales' con olistolitos, mostrando fuertes similitu­ tetragráptidos citadas por Cuerda et al. (1993), des litológicas con la S1 de la Formación Empozada. siendo ésta similar a la graptofauna hallada por Ciertamente, perdura el desconocimiento sobre Bordonaro y Peralta (1987) en los bloques pelíticos S. Heredia y G. Gallardo 29

ORIENTAL

SIERRA DE _--IOo.... , . . ,.J YERBA LOCA ~ N I

.... , SIERRA DE LA INVERNADA

.. Carbonatos de plataforma Clásticos de cuenca profunda ~ con olistolitos

FIG.5. Distribución de los afloramientos de las se­ cuencias S 1. S2 y S3, en las sierras ce ViIla­ vicencio, Tontal , Tigre. La Invernada,! Yerba Loca. Los principales olistolitos cámbricos y ordov{cicos están citados para: 1· San Isidro; 2· Cerro Pelado; 3· Los Sombreros; 4· Los 20km Ra ones; 5. Los Túneles. Ollstolitos sospecha- L _ __-.J'--~~:L_..l _____~~~=__.J dos: 6- Alojamiento; 7- Cortad eras. 30 LAS MEGATURBIDITAS DE LA FORMACiÓN EMPOZADA: UN MODELO INTERPRETATIVO ...

del Miembro Inferior de la Formación Empozada y gamiento de la cuenca, fundamentalmente en la alojados, también, en la Secuencia 2 (Zona de precordillera occidental, aunque este evento se Nemagraptus gracilis). En la Formación Empozada, registra también en regiones orientales. este evento ro aparece asociado con cuerpos ul­ Se ha identificado esta secuencia en la Sierra de trabásicos, evidentemente, por su posición dentro Yerba Loca, en la Formación Yerba Loca (Ortega et de la cuenca. al., 1991), en la Sierra del Tontal en la Formación Portezuelo Tontal (Cuerda et al., 1986), al sudeste SECUENCIA 3 (S3) de Calingasta en la Formación Alcaparrosa (Schauer et al., 1987), como así también en la Formación La El carácter regional y transgresivo de esta se­ Invernada (Fürque et al., 1990). En la precordillera cuencia queda de manifiesto por sus características oriental se ha reconocido la S3 en la Formación Los deposicionales, en donde queda indicado un aho- Azules (Alfaro y Cuerda, 1990).

CONCLUSIONES

• Se ha analizado la estratigrafía del Miembro aporte de olistolitos desde la Sierra de Yerba Inferior de la Formación Empozada, individuali­ Loca hasta el extremo sur de la precordillera, en zando tres secuencias deposicionales (según el el cual las megabrechas parecen indicar que criterio de Van Wagoner et al., 1988), mediando fueron aportadas por un escarpe lineal de un entre las d:>s primeras una discordancia regional. antiguo talud y plataforma de edad cámbrica, y • Las S1 y E2 corresponden a megaturbiditas que en forma subordinada de la plataforma y talud de representan posiciones de talud; mientras que la edad ordovícica inferior. Indica, asimismo, el S3, con lutitas negras, se asigna a cuenca pro­ momento del cambio de margen pasivo a uno funda. activo. • El análisis bioestratigráfico y ambiental de las • S2 (Llandeillano-Caradociano basal): evento de secuencias ordovícicas de la precordillera occi­ 'Iowstand', manifestado por una completa aso­ dental pe-mite correlacionar los eventos que ciación de facies desde turbiditas delgadas con generaron el depósito de estas complejas suce­ lavas almohadilladas (cuenca profunda), turbi­ siones. ditas de lóbulo arenoso-pelítico, y por último, • Se homologan así los eventos identificados en el relleno de cañones submarinos, los cuales re­ Miembro ~ nferior de la Formación Empozada presentan etapas finales del evento S2. con los que generaron los depósitos de las • S3 estrechamente asociado a S2 y con el que formaciones Villavicencio, Portezuelo Tontal, Los puede ser considerado como un solo evento, y Sombreros, Alcaparrosa, La Invernada, Corralito, manifestado regionalmente, implica un ahoga­ Los Ratones y Yerba Loca. miento de la cuenca turbidítica del Caradociano • S1 (Llanvi-niano): evento transgresivo asociado basal de la precordillera. a una intensa actividad tectónica, que genera el

AGRADECIMIENTOS

Los autores desean agradecer al Dr. M. Hünicken agradecen al Dr. M. Suárez (Servicio Nacional de (Museo de Paleontología, Universidad Nacional de Geología y Minería) y a un evaluador anónimo por Córdoba), por la lectura crítica del manuscrito y sus sus críticas constructivas y revisión detallada del valiosas sugerencias. Especialmente, los autores texto original. S. Heredia y G. Gallardo 31

REFERENCIAS

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Manuscrto recibido: Septiembre 27,1994; aceptado: Septiembre 26. 1995.