Análisis sedimentológico y estratigráfico de las metasedimentitas de bajo grado de la Formación San Luis (Proterozoico Tardío - Paleozoico Temprano): Provincia de San Luis. Argentina

Abstract

La sierra de San Luis es parte de las Sierras Pampeanas Orientales (Caminos, 1979) y se conforma de un basamento ígneo–metamórfico generado mayormente durante la orogenia Famatiniana. Sus unidades metamórficas se distribuyen en complejos metamórficos de grado variable, desde facies esquistos verdes hasta granulitas. La Formación San Luis (Prozzi y Ramos, 1988; Prozzi, 1990) es una unidad silicoclástica de origen marino afectada por metamorfismo regional de facies esquistos verdes. Aflora en el centro-sur de la sierra de San Luis en dos fajas denominadas Oriental y Occidental, que alcanzan 40 a 50 km de extensión en sentido NNE y un ancho máximo de 5 km (Ortiz Suárez et al., 1992). Dicha unidad está en contacto con esquistos mediante fajas de cizalla dúctil, en algunas de las cuales se han intruído cuerpos ígneos. Su macroestructura es un plegamiento cilíndrico con longitud de onda kilométrica, apretado e inclinado, el cual genera un clivaje de plano axial con dirección NNE y buzamiento alto al ONO y ESE (von Gosen y Prozzi, 1996; von Gosen, 1998). También se observan fajas de cizalla interna con rumbo NE y buzamiento subvertical. El protolito de esta unidad está conformado por fangolitas, areniscas, conglomerados y rocas ígneas félsicas (Ortiz Suárez et al., 1992). La edad de sedimentación de la Formación San Luis es discutida, pero se ubicaría en el lapso Neoproterozoico tardío – Cámbrico (Prozzi, 1990; Drobe et al., 2011; Perón Orrillo et al., 2012). Por esta razón, ha sido correlacionada tradicionalmente con la Formación Puncoviscana (Prozzi y Ortiz Suárez, 1994; Aceñolaza y Aceñolaza, 2005). Sin embargo, trabajos recientes la incluyen en el conjunto de unidades metasedimentarias depositadas tras la orogenia Pampeana en el margen occidental de Gondwana. Su relación genética con los complejos metamórficos de mayor grado de la sierra de San Luis también es tema de debate en la actualidad. Asimismo, en este trabajo se pone en duda la validez de su asignación como “Formación”, la cual se basa en criterios petrológicos, estructurales y sedimentarios que incumplen con las normas del Código Estratigráfico Argentino. El objetivo de este trabajo es proponer un modelo genético y evolutivo para el protolito sedimentario de la Formación San Luis. Se relevaron 7.900 m de metasedimentitas en 18 secciones estratigráficas que fueron integradas en 6 columnas distribuidas en ambas fajas. Se aplicó la metodología de análisis de facies sedimentarias, con un análisis estructural previo para determinar el modelo de deformación de la unidad. Finalmente, se construyó la columna estratigráfica y se propuso el modelo paleoambiental y evolutivo de la cuenca. El espesor de la columna sedimentaria ha sido calculado en 3.100 m en la faja Oriental y 1.700 m en la faja Occidental, en ambos casos sin descomprimir. La polaridad principal de la faja Oriental es predominantemente hacia el oeste, en tanto que la de la faja Occidental es hacia el este en su borde oriental y hacia el oeste en su borde occidental. Se han reconocido diez litofacies: Paraconglomerados con matriz fangosa masivo (Cfm), con matriz areno-fangosa y fábrica abierta (Caa) o fábrica cerrada (Cac), Sabulita con gradación normal (Sg), Vaques gruesa (Vg) y fina (Vf), Fangolitas masiva (Fm), laminada (Fl), carbonosa laminada (Fcl) y guijarrosa laminada (FGl). Han sido agrupadas en nueve asociaciones de facies: AFI (Cfm-Fm) fue depositada por flujos de detritos cohesivos con remanentes turbidíticos. AFII (Caa-Vf-Fl) y III (Cac-Vf-Fl) fueron depositadas por flujos hiperconcentrados no cohesivos con remanentes turbidíticos. AFIV (Sg-Vg-Vf), V (Vg-Vf-Fl) y VI (Vf-Fl) fueron depositadas por flujos turbidíticos gravoarenosos hasta fangoarenosos, desacelerantes, de densidad decreciente y volumen creciente. AFVII (Fl) y VIII (Fl-Fcl) fueron depositadas por decantación continua de material suspendido en plumas de baja densidad, durante periodos sin actividad biológica (AFVII) o con intensa productividad orgánica (AFVIII). AFIX (Fl-FGl) fue depositada por decantación continua de material suspendido en plumas de baja densidad, asociado a caída de material transportado por icebergs y capas de hielo marino. AFI, II y III rellenaron canales de talud, mientras que AFIV rellenó tanto canales de talud como de llanura abisal. AFV y VI se depositaron en lóbulos de llanura abisal y en albardones de los canales, desde proximales a distales. AFVII y VIII se depositaron principalmente en el talud y cubriendo al sistema durante sus pausas sedimentarias. AFIX se depositó en la zona de máximo proglacial de un sistema glacimarino. La evolución del relleno sedimentario de la faja Oriental puede dividirse en dos intervalos. El intervalo inferior inicia sin base visible, con la depositación de la AFVII (200 m) en una llanura abisal. Luego se depositaron las AFV y VI (300 a 600 m) formando lóbulos arenosos de llanura abisal. El intervalo superior comprende la depositación de AFVII (más de 1500 m) en un talud continental que era periódicamente erosionado y rellenado por complejos de canales de talud. Se han reconocido tres de estos complejos. El primero está compuesto por las AFI, II, III y IV (100 a 400 m) y presenta una extensión lateral de unos 11 km, con geometría irregular y asimétrica que permite inferir un relleno multiepisódico con migración lateral del complejo hacia el sur. Los otros dos complejos se encuentran hacia el techo de la secuencia y están compuestos por las AFIV y V (200 m), con una extensión lateral de 5 km y muy leve asimetría. Este intervalo está coronado por la AFVIII, depositada en el talud durante un periodo de alta productividad orgánica. El arreglo cicloestratigráfico se interpreta como la progradación normal del talud sobre los lóbulos de llanura abisal. La evolución del relleno sedimentario de la faja Occidental se puede dividir en tres intervalos. El intervalo inferior inicia sin base visible, con la depositación de AFV y VI (600 m) en lóbulos arenosos de llanura abisal. Estos lóbulos fueron luego erosionados por, al menos, dos complejos de canales multiepisódicos, que fueron rellenados por la AFIV (300 m). La geometría irregular y asimétrica de ambos complejos permite inferir un relleno multiepisódico con migración lateral de los canales. El segundo intervalo inicia con una superficie de erosión que alcanza unos 14 km de extensión lateral, interpretada como la superficie basal de un canal erosivo o de by pass. Este fue posteriormente rellenado por las AFIX y VII (100 a 300 m) correspondientes a la zona de máximo proglacial de un sistema glacimarino. El tercer intervalo comienza con la erosión de los depósitos glacimarinos durante la instalación de nuevos complejos de canales, rellenados por la AFIV (100 a 150 m), con unos 5 km de extensión lateral y geometría asimétrica debida a un relleno multiepisódico con migración lateral de canales. Estos complejos de canales están asociados con lóbulos arenosos de llanura abisal conformados por las AFV y VI (700 m). Este arreglo cicloestratigráfico se interpreta como una pausa en la sedimentación de un sistema de canales y lóbulos de llanura abisal, debida a un evento glacial. No se han encontrado niveles estratigráficos que permitan una correlación fiable de ambas fajas, sin embargo, es posible postular cuatro hipótesis a modo preliminar. En los primeros tres casos ambas fajas pertenecerían a la misma cuenca sedimentaria, con distintas posibilidades de correlación entre los lóbulos de llanura abisal. La cuarta alternativa, basada en las edades disponibles para cada faja, establece que estas se habrían depositado en cuencas independientes y diacrónicas. Teniendo en cuenta la posible filiación de los depósitos glacimarinos de la faja Occidental con la glaciación Gaskier (580 Ma, Perón Orrillo et al., 2012) y las dataciones radimétricas de la faja Oriental (510 Ma, Drobe et al., 2011); se infiere que la faja Occidental se habría depositado antes del inicio de la subducción durante el ciclo orogénico Pampeano, mientras que la faja Oriental lo habría hecho tras el final del ciclo Pampeano y antes del inicio de la subducción correspondiente al ciclo orogénico Famatiniano. A partir de esta última propuesta se plantea un posible modelo evolutivo que comienza antes de los 580 Ma con la depositación del protolito de la faja Occidental de la Formación San Luis en el talud oriental del arco de islas correspondiente al Complejo Metamórfico Nogolí; separado del cratón Río de la Plata, en el margen occidental de Gondwana, por una dorsal centro-oceánica. Durante el ciclo orogénico Pampeano (555 – 525 Ma) este arco de islas y sus sedimentos se desplazan hacia el este, pero la subducción se detiene antes de su acreción al cratón Río de la Plata. Entre los 525 y 490 Ma se depositan los protolitos del Complejo Metamórfico Pringles y de la faja Oriental de la Formación San Luis en una cuenca de antepaís formada al oeste del orógeno pampeano, hasta que ésta se cierra por la acreción del arco de islas contra el borde occidental de Gondwana. Finalmente, a los 460 Ma el Terreno Cuyania colisiona contra el margen occidental de Gondwana dando lugar a la deformación de ambas fajas de la Formación San Luis y la exhumación del basamento ígneo-metamórfico.

The San Luis range is part of the Eastern Pampean Ranges (Caminos, 1979) and it is formed by an igneous - metamorphic basement generated mostly during the Famatinian Orogeny. Its metamorphic units are distributed in metamorphic complexes of variable degree, from greenschist to granulites facies. The San Luis Formation (Prozzi and Ramos, 1988; Prozzi, 1990) is a silicoclastic unit of marine origin affected by regional metamorphism of greenschist facies. It outcrops in the south-central sector of the San Luis range in two belts denominated Eastern and Western, which reach 40 to 50 km of extension in direction NNE and a maximum width of 5 km (Ortiz Suárez et al., 1992). It is in contact with schists by means of ductile shears, some of which has been intruded by igneous bodies. Its macrostructure is a cylindrical folding with kilometric wavelength, tight and inclined, which generates a cleavage of axial plane with direction NNE and subvertical dipping to the NW and SE (von Gosen and Prozzi, 1996; von Gosen, 1998). Internal shear bands with NE bearing and subvertical dipping are also observed. The protolith of this unit is formed by mudstones, sandstones, conglomerates and felsic igneous rocks (Ortiz Suárez et al., 1992). The age of sedimentation of the San Luis Formation is discussed, but it would be located in the Late Neoproterozoic – Cambrian lapse (Prozzi, 1990; Drobe et al., 2011; Perón Orrillo et al., 2012). For this reason, it has been traditionally correlated with Puncoviscana Formation (Prozzi and Ortiz Suárez, 1994; Aceñolaza and Aceñolaza, 2005). However, recent papers include it as part of the metasedimentary units deposited after the Pampean orogeny in the western margin of Gondwana. Its genetic relationship with the highest-grade metamorphic complexes in the San Luis range is also a topic of discussion. In this paper, it is also questioned the validity of its assignation as “Formation”, since it is based on petrological, structural and sedimentary criteria that do not comply with the norms of the Argentine Stratigraphic Code. The objective of this research is to propose a genetic and evolutionary model for the sedimentary protolith of the San Luis Formation. It was surveyed 7,900 m of metasedimentites in 18 stratigraphic sections which were integrated into 6 stratigraphic columns, distributed in both belts. It was applied a sedimentary facies analysis, with a previous structural analysis to determine the model of deformation of this unit. Finally, it was constructed a stratigraphic column and proposed the paleoenvironmental and evolutionary model of the basin. The thickness of the sedimentary column has been calculated at 3,100 m in Eastern belt and 1,700 m in Western belt, in both cases without decompressing. The main direction of younging of Eastern belt is predominantly toward the west, while that of Western belt is to the east at its oriental border and towards the west at its western border. It has been recognized ten lithofacies: paraconglomerates with massive mud matrix (Cfm), matrix-supported paraconglomerates with sand-mud matrix (Caa), clast-supported paraconglomerates with sand-mud matrix (Cac), normal-graded sabulites (Sg), coarse-grained wackes (Vg), fine-grained wackes (Vf), massive mudstones (Fm), laminated mudstones (Fl), laminated carbonaceous mudstones (Fcl) and laminated pebbly mudstones (FGl). They have been grouped in nine facies associations: AFI (Cfm-Fm) was deposited by cohesive debris flows with turbiditic remnants. AFII (Caa-Vf-Fl) and III (Cac-Vf-Fl) were deposited by non-cohesive hyperconcentrated flows with turbiditic remnants. AFIV (Sg-Vg-Vf), V (Vg-Vf-Fl) and VI (Vf-Fl) were deposited by gravel-sandy to mud-sandy decelerating turbiditic flows which decreases its density and increases its volume. AFVII (Fl) and VIII (Fl-Fcl) were deposited by continuous settling of suspended sediment in low-density plumes, during periods without biological activity (AFVII) or with intense organic productivity (AFVIII). AFIX (Fl-FGl) was deposited by debris falling from icebergs and seasonal sea-ice, associated with continuous settling of suspended sediment in low-density plumes. AFI, II and III filled slope channels, while AFIV filled both slope and abyssal channels. AFV and VI were deposited in lobes of abyssal plain and channels levees, from proximal to distal. AFVII and VIII were deposited mainly in the slope and covering the all the system during its pauses. AFIX was deposited in the maximum proglacial zone of a glacimarine system. The evolution of the sedimentary filling of Eastern belt can be divided into two intervals. The lower interval begins with no visible base, with the deposition of AFVII (200 m) in an abyssal plain where later were deposited AFV and VI (300 to 600 m) forming sandy lobes. The upper interval comprises deposition of AFVII (over 1,500 m) on a continental slope that was periodically eroded and refilled by slope channel complexes. It has been recognized three of these complexes. The first one consists of AFI, II, III and IV (100 to 400 m) and has a lateral extension of about 11 km, with irregular and asymmetric geometry, that allows to infer a multiepisode filling with lateral migration of the channels towards the south. The other two complexes are located towards the top of the sequence and are composed of AFIV and V (200 m), with a lateral extension of 5 km and very slight asymmetry. This interval is capped by AFVIII, deposited in the slope during a period of high organic productivity. This cycloestratigraphic arrangement is interpreted as the normal progradation of a slope over lobes of abyssal plain. The evolution of the sedimentary filling of Western belt can be divided into three intervals. The lower interval begins with no visible base, with the deposition of AFV and VI (600 m) forming sandy lobes on the abyssal plain. These lobes were then eroded by, at least, two channel complexes which were filled by AFIV (300 m). Its asymmetric geometry allows inferring a multiepisode filling with lateral migration of the channels. The second interval begins with an erosion surface that reaches about 14 km of lateral extension, interpreted as the basal surface of an erosive or bypass channel. It was later filled by the AFIX and VII (100 to 300 m) corresponding to the maximum proglacial zone of a glacimarine system. The third interval begins with the erosion of the glacimarine deposits during the installation of new channel complexes, filled by AFIV (100 to 150 m), with about 5 km of lateral extension and asymmetric geometry due to a multiepisode filling with lateral channel migration. These channel complexes are associated with sandy lobes of abyssal plain that are formed by AFV and VI (700 m). This cycloestratigraphic arrangement is interpreted as a pause in the sedimentation of a system of channels and lobes of the abyssal plain, caused by a glacial event. It has not been found stratigraphic levels that allow a reliable correlation of both belts; however, it is possible to postulate four hypotheses in a preliminary way. In the first three cases, both belts belong to the same sedimentary basin, with different possibilities of correlation between the lobes of abyssal plain. The fourth alternative, based on the ages available for each belt, states that they would have been deposited in independent and diachronic basins. Considering the possible affiliation of glacimarine deposits from Western belt with the Gaskier glaciation (580 Ma, Perón Orrillo et al., 2012) and the radiometric dating of Eastern belt (510 Ma, Drobe et al., 2011); it is inferred that Western belt would have been deposited before the Pampean orogeny, while Eastern belt would have been deposited between the Pampean and Famatinian orogenies. Based on this last possibility it is proposed an evolutionary model that begins before 580 Ma with the deposition of the protolith of Western belt of the San Luis Formation on the eastern slope of the island arc corresponding to the Nogolí Metamorphic Complex, separated from the Rio de la Plata craton, at the western margin of Gondwana, by a mid-ocean ridge. During the Pampean orogenic cycle (555-525 Ma) this island arc and its sediments move eastward, but the subduction stops before its accretion to the Rio de la Plata craton. Between 525 and 490 Ma, the protoliths of the Pringles Metamorphic Complex and the Eastern belt of the San Luis Formation are deposited in a foreland basin formed to the west of the Pampean orogen, until it is closed by the accretion of the island arc against the western margin of Gondwana. Finally, at 460 My Cuyania Terrane collides against the western margin of Gondwana resulting in the deformation of both belts of the San Luis Formation and the exhumation of the basement.