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Abstract and Figures

The conventional sedimentological model suggests that the accumulation of organic-rich fine-grained sedimentary rocks (<62.5 μm) is uniquely associated with fallout processes in low energy depositional environments. This contribution analyzes organic-rich mudstones belonging to the lower section of the Vaca Muerta Formation at central areas of the Neuquén Basin (Arroyo Mulichinco, Tres Chorros and Río Neuquén localities). The studied interval is characterized by the highest organic matter content of the Vaca Muerta Formation (up to 8% TOC). The associated mudstone deposits are usually highly compacted, thus obscuring the recognition of the original fabric and the analysis of mudstone depositional processes. Nevertheless, the common occurrence of carbonate concretions within these highly compacted intervals provides an exceptional preservation of mudstone primary fabric. After macroscopic study of polished slabs and thin sections of these cemented beds, a series of facies genetically linked to muddy underflows were recognized. The origin of these deposits is related to long-lived muddy hyperpycnal flows (quasi-steady mud flows) triggered by extreme river discharges during rainfall humid periods. During their travel basinward, hyperpycnal flows, originally composed of detrital mud, would be able to go through very low gradient reliefs, incorporating the available intrabasinal components (including organic matter) to their extrabasinal sedimentary load. The rapid basinward transfer of organic-rich mud would have provided a fast deposition and efficient burial of organic matter, avoiding its potential degradation at seafloor. Muddy underflows constitute a rational mechanism to explain the common occurrence of bituminous mudstones at central areas of the Neuquén Basin.
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doi: 10.5027/andgeoV47n2-3061
Andean Geology 47 (2): 384-417. May, 2020 Andean Geology
www.andeangeology.cl
Análisis de facies en depósitos de grano fino asociados a flujos de fango.
Formación Vaca Muerta (Tithoniano-Valanginiano),
Cuenca Neuquina central, Argentina
*Germán Otharán1, 2, 3, Carlos Zavala2, 3, Mariano Arcuri2, 3, Mariano Di Meglio2, 3,
Agustín Zorzano2, 3, Denis Marchal4, Guillermina Köhler4
1 Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET). Av. Vélez Sarsfield 299, X5000JJC, Córdoba, Argentina.
german.otharan@uns.edu.ar
2 Geología de Cuencas Sedimentarias (GCS) Argentina S.R.L. Interna 1320, Bahía Blanca, 8000, Buenos Aires, Argentina.
czavala@gcsargentina.com; marcuri@gcsargentina.com; mdimeglio@gcsargentina.com; zorzan@gcsargentina.com
3 Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur, Av. Alem 1253, cuerpo B-2º Piso, Bahía Blanca, 8000, Argentina.
4 Pampa Energía S.A. Maipú 1, Piso 14, CABA, C1084ABA, Buenos Aires, Argentina.
denis.marchal@pampaenergia.com; guillermina.kohler@pampaenergia.com
* Autor de correspondencia: german.otharan@uns.edu.ar
RESUMEN. El modelo sedimentológico convencional relaciona la acumulación de rocas sedimentarias de grano
fino (<62,5 μm), ricas en materia orgánica, únicamente con procesos de decantación hemipelágica en ambientes de
baja energía. En est a contr ibución se analizan una ser ie de depósitos fangoticos con eleva do contenido de mat eria
orgánica (fangolitas bituminosas), reconocidos en los af loramientos de la sección inferior de la Formación Vaca
Muer t a, en ár eas cent rales de la Cuenca Neuquina (loca lid ade s de Arroyo Mul ichinco, Tres Chorros y Río Neuq n).
Este intervalo basal de la Formación Vaca Muerta es el que mayor contenido de materia orgánica presenta (hasta
8% COT). Los desitos fangolíticos que lo constituyen esn altamente compactados, lo que produce una pérdida
de resolución importante que limita el reconocimiento y el análisis de los procesos sedimentarios involucrados.
Sin embargo, es común encontrar niveles milimétricos a centimétricos parcialmente cementados en concreciones
carbonáticas, los cuales proveen un registro excepcional de las estructuras sedimentarias y la brica original
presente en estos depósitos fangolíticos. Estudios de cortes macroscópicos pulidos y secciones delgadas de estos
niveles cementados permitieron reconocer una serie de facies sedimentarias genéticamente asociadas a flujos
de fango. Su origen se relaciona con flujos hiperpícnicos fangosos de larga duración (flujos casi estacionarios)
desencadenados a partir de descargas directas de ríos en crecida durante períodos húmedos de precipitaciones
extremas. En su trayectoria cuenca adentro, los flujos hiperpícnicos cargados de fango detrítico habrían atravesado
zonas de muy baja pendiente e incorporado el material intracuencal disponible (lo que incluye materia orgánica)
a su carga sedimentaria extracuencal. La rápida transferencia de fango rico en materia orgánica habría permitido
alcanzar un soterramiento instantáneo, evitando de esta manera su potencial degradación en el fondo marino. Los
flujos de fango parecen constituir un mecanismo eficiente para explicar la presencia de fangolitas bituminosas en
áreas centrales de la Cuenca Neuquina.
Palabras clave: Flujos de fango, Preservación de la materia orgánica, Fangolitas bituminosas, Formación Vaca Muerta.
ABSTRACT. Facies analysis of fine-grained deposits related to muddy underflows. Vaca Muerta Formation
(Tithonian-Valanginian), central Neuquen Basin, Argentina. The conventional sedimentological model suggests
that the accumulation of organic-rich fine-grained sedimentary rocks (<62.5 μm) is uniquely associated with fallout
processes in low energy depositional environments. This contribution analyzes organic-rich mudstones belonging to the
lower section of the Vaca Muerta Formation at central areas of the Neuquén Basin (Arroyo Mulichinco, Tres Chorros
and Río Neuquén localities). The studied interval is characterized by the highest organic matter content of the Vaca
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Muerta Formation (up to 8% TOC). The associated mudstone deposits are usually highly compacted, thus obscuring
the recognition of the original fabric and the analysis of mudstone depositional processes. Nevertheless, the common
occurrence of carbonate concretions within these highly compacted intervals provides an exceptional preservation of
mudstone primary fabric. After macroscopic study of polished slabs and thin sections of these cemented beds, a series
of facies genetically linked to muddy underflows were recognized. The origin of these deposits is related to long-lived
muddy hyperpycnal flows (quasi-steady mud flows) triggered by extreme river discharges during rainfall humid periods.
During their travel basinward, hyperpycnal flows, originally composed of detrital mud, would be able to go through very
low gradient reliefs, incorporating the available intrabasinal components (including organic matter) to their extrabasinal
sedimentary load. The rapid basinward transfer of organic-rich mud would have provided a fast deposition and efficient
burial of organic matter, avoiding its potential degradation at seafloor. Muddy underflows constitute a rational mechanism
to explain the common occurrence of bituminous mudstones at central areas of the Neuquén Basin.
Keywords: Mud fl ows, Organic matter preservation, Bituminous mudstones, Vaca Muerta Formation.
1. Introducción
Históricamente, la acumulación de materiales
finos (<62,5 μm) con abundante contenido orgánico
ha sido relacionada únicamente con procesos de
decantación hemipelágica en ambientes marinos
de costa afuera dominados por aguas calmas y
fondos anóxicos (Tyson et al., 1979; Demaison
y Moore, 1980; Schlanger et al., 1987; OʼBrien y
Slatt, 1990; Bhattacharya y Walker, 1992; Boggs,
2001). Sin embargo, estos ambientes suelen present ar
una productividad orgánica relativamente baja y
por lo general no reciben aportes significativos
de materia orgánica. A su vez, el largo camino
que debe atravesar dicha materia a través de la
extensa columna de agua es un factor importante
que contribuye a su potencial degradación (Arthur
et al., 1984; Stow et al., 2001).
Por otro lado, considerando los grandes espesores
y el grado de compactación que presentan las rocas
sedimentarias de grano fino, se necesitarían tasas
de sedimentación absurdas o bien tiempos muy
prolongados para acumular espesores semejantes
de fango a partir de plumas de decantación. Hacia
fines del siglo XX, estas incógnitas e incertidumbres
acerca del modelo de decantación promovieron
el desarrollo de estudios sedimentológicos de
alta resolución en secuencias litológicas de grano
fino, los cuales documentaron por primera vez la
presencia de depósitos y estructuras sedimentarias
que no concordaban con el modelo depositacional
preexistente (Stow y Shanmugam, 1980; Seilacher
y Einsele, 1982; Stow y Piper, 1984; Macquaker y
Gawthorpe, 1993; Macquaker, 1994; Schieber, 1994,
1998). Sin embargo, los procesos sedimentarios
involucrados fueron pobremente comprendidos hasta
hace pocos años, cuando comenzaron a realizarse
ensayos de laboratorio en canales artificiales que
resultaron tra nscendent ales para entender la dimica
del transporte y acumulación de materiales finos
(Schieber et al., 2007, 2013; Schieber y Southard,
2009; Schieber y Yawar, 2009; Baas et al., 2009,
2011; Schieber, 2011). Los resultados de estos estudios
desencadenaron un paulatino cambio de paradigma
en la sedimentología de los depósitos de grano fino,
lo que permitió una completa reevaluación de los
modelos de acumulación antiguamente propuestos
(Soyinka y Slatt, 2008; Bhattacharya y MacEachern,
2009; Schieber et al., 2010; Abouel resh y Slatt, 2011;
Plint et al., 2012; Könitzer et al., 2014; Bohacs et al.,
2014; Wilson y Schieber, 2014, 2015; Schieber, 2016;
Zavala y Arcuri, 2016). Al mismo tiempo, el avance
de técnicas no convencionales de explotación de
hidrocarburos puso interés adicional en obtener una
mejor comprensión de los procesos sedimentarios
que controlan la acumulación de materiales finos con
abundante contenido de materia orgánica, a modo
de predecir aquellos intervalos con mayor potencial
hidrocarburífero. En Argentina el principal foco de
estudio es la Formación Vaca Muerta (Tithoniano
temprano-Valanginiano temprano), dado el potencial
que presentan las rocas de esta unidad como reservorio
no convencional de hidrocarburos (Askenazi et al.,
2013; Stinco y Barredo, 2014). En este contexto, se han
desarrollado numerosos trabajos interdisciplinarios
tanto desde el ámbito académico (Leanza et al.,
2011; Kietzmann et al., 2011, 2014a, b, c, 2015, 2016;
entre otros) como privado (Askenazi et al., 2013;
Galeazzi et al., 2014; González et al., 2016, entre
otros). Estas contribuciones han realizado valiosos
aportes al análisis sedimentológico, estratigráfico,
secuencial y paleoambiental del intervalo Tithoniano
temprano-Valanginiano temprano de la Cuenca
Neuquina
(formaciones Vaca Muerta y Quintuco).
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Análisis de facies en depósitos de grano fino asociados a flujos de fango
...
En este estudio se da a conocer una serie de
depósitos fangolíticos ricos en materia orgánica
(fangolitas bituminosas) reconocidos en la sección
inferior de la Formación Vaca Muerta, ubicados en
áreas cent rales de la Cuenca Neuqui na (localidades
de Arroyo Mulich inco, Tres Chorros y Río Neuqn),
cuyo origen parece estar asociado a flujos de fango
(Ot harán y Zavala, 2016, 2018
1
; Otharán et al., 2017;
Otharán et al., 2018a, b). Estos depósitos están
altamente compactados y, asimismo, suelen sufrir
una importante meteorización, lo cual dificulta su
reconocimiento en los afloramientos. A pesar de lo
anterior, existen concreciones carbonáticas originadas
durante la diagénesis temprana que preservan la
fábrica primaria de los depósitos fangolíticos, lo
cual permite abordar estudios sedimentológicos
de alta resolución en los depósitos asociados. El
objetivo de este trabajo es discutir el origen de estos
depósitos fangoticos y asimismo el rol de los flujos
de fango en la transferencia de materia orgánica
desde las zonas de mayor producción hasta áreas
depocentrales ubicadas en sectores internos de la
Cuenca Neuquina.
2. Marco Geológico
La Cuenca Neuqui na se encuentra localizad a en el
c e n t r o - o e s t e d e A r g e n t i n a , e n t r e l o s p a r a l e l o s 3 4 y 4 0 º S
(Fig. 1). Presenta una forma triangular que abarca
una superficie de aproximadamente 160.000 km
2
(Vergani et al., 1995), limita al noreste con el
Sistema de la Sierra Pintada y al sureste con el
Macizo Norpatagónico, mientras que su extremo
occidental lo define el arco magmático andino.
Constituye una cuenca de retroarco multiepisódica
desarrollada sobre corteza continental (Mpodozis y
Ramos, 1989), cuyo origen habría estado vinculado
a la evolución del margen occidental de Gondwana
durante el Paleozoico tardío-Mesozoico (Mosquera
et al., 2011).
La historia depositacional de la Cuenca Neuquina
estuvo íntimamente relacionada con la evolución
del arco volcánico activo ubicado al oeste, el cual
habría controlado la conexión con el océano Pacífico
y ocasionado una serie de inundaciones-desecaciones
que se manifiestan repetidamente en el registro
sedimentario de la cuenca (Legarreta y Uliana, 1991;
Mutti et al., 1994). Sus depósitos representan una
sucesión predominantemente clástica de hasta 7.000 m
de sedimentitas marinas y continentales acumuladas en
su mayoría durante el Jurásico y el Cretácico. Estos
depósitos fueron agrupados en tres grandes ciclos
sedimentarios separados por discordancias de carácter
regional: “Jurásico”, “Ándico” y “Riográndico”
(Groeber, 1946). El primero de estos ciclos abarca
los grupos Precuyo, Cuyo y Lotena, mientras que el
segundo comprende los grupos Mendoza y Rayoso.
Finalmente, el ciclo Riográndico reúne a los grupos
Neuquén y Malargüe (Fig. 1).
2.1. La Formación Vaca Muerta
La Formación Vaca Muerta (Weaver, 1931,
enmend. Leanza, 1973) constituye una unidad
espesa de sedimentitas marinas acumuladas durante
el Jurásico tardío-Cretácico temprano en la Cuenca
Neuquina (Fig. 1). En el ámbito de la provincia de
Neuquén, esta unidad se compone principalmente
por una sucesión heterogénea de fangolitas arcillosas
bituminosas intercaladas con fangolitas calcáreas
y silíceas, entre las cuales es común encontrar
niveles de calizas intercalados (Kietzmann et al.,
2014a, b, 2016). Estos depósitos presentan un
elevado contenido de materia orgánica (3-8%
carbono orgánico total; Legarreta y Villar, 2015),
lo cual convierte a la Formación Vaca Muerta en
la roca madre de hidrocarburos más importante de
Argentina. Asimismo, esta unidad tiene excelentes
propiedades como reservorio no convencional de
hidrocarburos, hecho que ha despertado gran interés
en la industria durante los últimos años, y la ha
convertido actualmente en el principal reservorio
shale de Sudamérica (Askenazi et al., 2013; Stinco
y Barredo, 2014; González et al., 2016).
2.1.1. Posición estratigráfica
La Formación Vaca Muerta pertenece al Grupo
Mendoza (Stipanicic et al., 1968) y forma parte de
la Mesosecuencia Mendoza Inferior de Legarreta
y Gulisano (1989), que abarca la totalidad de los
depósitos comprendidos entre la discordancia
Intramálmica y la Intravalanginiana. Este ciclo
sedimentario se inicia con depósitos clásticos
continentales correspondientes a la Formación Tordillo
y equivalentes (Kimmeridgiano), la cual es sucedida
en forma neta-transgresiva por depósitos marinos
1 Otharán, G.A.; Zavala, C. 2018. Muddy hyperpycnal flows and organic-rich shales. In Workshop on Deep Water Sedimentation, No. 1: 10-11. Bahía Blanca.
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FIG. 1. Mapa geológico y columna estratigráfica esquemática de la región central de la Cuenca Neuquina (Modificado de Zavala et al., 2006).
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Análisis de facies en depósitos de grano fino asociados a flujos de fango
...
de offshore de la Formación Vaca Muerta (Fig. 1).
Su origen se asocia a un aumento abrupto del nivel del
mar acontecido en el Tithoniano temprano, suceso que
habría generado una rápida y catastrófica ingresión
marina que cubrió prácticamente toda la cuenca y
excedió ampliamente los límites paleogeográficos
previos (Mutti et al., 1994).
Este importante evento transgresivo favoreció
el desarrollo de una sección condensada basal con
un patrón de apilamiento retrogradante, definida
por Mitchum y Uliana (1985) como Secuencia A.
Estos depósitos muestran un contenido de materia
orgánica de hasta 12% COT, por lo que constituyen
la principal fuente de hidrocarburos de la Cuenca
Neuquina (Legarreta y Villar, 2015; González
et al., 2016). Hacia el techo, la Formación Vaca
Muerta está cubierta en contacto transicional y
diacrónico por las rocas de la Formación Quintuco
y equivalentes (Weaver, 1931), las que representan
un sistema de plataforma mixta progradante hacia
el oeste-noroeste (e.g., Mitchum y Uliana, 1985).
Mitchum y Uliana (1985) reconocieron un
total de nueve secuencias depositacionales (A-I)
para el sistema Vaca Muerta-Quintuco; en ella la
Secuencia A representa la base de la Formación
Vaca Muerta (Tithoniano temprano) y la Secuencia I
el techo de la Formación Quintuco (Valanginiano
temprano). El trabajo de Mitchum y Uliana (1985)
fue recientemente complementado con la elaboración
de una sección sísmica regional de más de 300 km
de extensión, en donde se recopiló una gran cantidad
de información de subsuelo (sísmica, registros de
pozos, testigos corona), y se incorporaron, asimismo,
datos de afloramiento (González et al., 2 0 1 6 ) .
En esta contribución, las secuencias depositacionales
reconocidas por Mitchum y Uliana (1985) para el
sistema Vaca Muerta-Quintuco (A-I) fueron divididas
en seis unidades sísmicas (U1-U6) separadas por
horizontes de distribución regional (Sattler et al.,
2016; Desjardins et al., 2016).
El sistema Vaca Muerta-Quintuco comienza
con una configuración inicial de rampa mixta
desarrollada durante el Tithoniano temprano-medio
(secuencias A-C, Mitchum y Uliana, 1985; unidades
1-2, Sattler et al., 2016), la cual presenta un arreglo
predominantemente agradacional compuesto por
clinoformas de muy bajo ángulo (Desjardins et al.,
2016). Hacia el Tithoniano tardío, la configuración
inicial de rampa habría evolucionado a un sistema de
plataforma mixta con quiebre de pendiente extendido
hasta el Valanginiano temprano (Gulisano et al., 1984;
Mitchum y Uliana, 1985; Legarreta y Gulisano, 1989;
Leanza et al., 2011). La instalación de un sistema de
plataforma habría sido posible gracias a un importante
aporte clástico proveniente del Macizo Norpatagónico
durante un período de mar alto (Leanza et al., 2011),
lo cual resultó en el desarrollo de un complejo sistema
de clinoformas sigmoidales y oblicuas progradantes
hacia el O-NO (secuencias D-I, Mitchum y Uliana,
1985; unidades 3-6, Sattler et al., 2016).
Por su parte, los depósitos típicos de la Formación
Vaca Muerta se encuentran asociados a los segmentos
de foresets y bottomsets de las clinoformas,
que represecntan las facies distales del sistema
depositacional (González et al., 2016). Su mayor
desarrollo ocurre en áreas depocentrales ubicadas en
el margen occidental de la cuenca, con espesores que
llegan a superar los 1.150 m (Leanza, 1973). Se destaca
la presencia de un intervalo turbidítico emplazado
en la sección media/superior de la Formación Vaca
Muerta en el área de Huncal, definido por Leanza
et al. (2003) como Miembro Huncal, y asignado al
Berriasiano temprano.
Por otro lado, las facies proximales del sistema
se encuentran mayoritariamente desarrolladas en
el ámbito del Engolfamiento Neuquino, en donde
se reconocen segmentos de topsets integrados por
depósitos marino-marginales de las formaciones
Quintuco y Loma Montosa (Tithoniano tardío-
Valanginiano temprano), y culminan con depósitos
continentales asignados a la Formación Puesto
González (Valanginiano temprano, Mitchum y Uliana,
1985). En el sector austral de la Cuenca Neuquina,
estos depósitos marinos someros son referidos a las
formaciones Carrín Curá y Picún Leufú, mientras
que los depósitos continentales se agrupan en la
Formación Bajada Colorada (Leanza et al., 2011).
3. Área de estudio y metodología
El área de estudio se encuentra ubicada en el
centro-oeste de la provincia de Neuquén, en uno
de los depocentros más importantes de la Cuenca
Neuquina, donde la Formación Vaca Muerta alcanza
su máximo desarrollo. Se han seleccionado dos
localidades principales (Arroyo Mulichinco y Tres
Chorros) y una localidad complementaria adicional
(Río Neuquén):
Arroyo Mulichinco. Se levantó una columna
estratigráfica de las formaciones Vaca Muerta y
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Quintuco, desde el contacto basal de la Formación
Vaca Muerta con la Formación Tordillo sobre el
valle del arroyo Mulichinco, hasta el límite entre
las formaciones Quintuco y Mulichinco, ubicado
próximo a la cumbre del cerro homónimo. En esta
columna, paralelamente con la descripción sedimen-
tológica, se efectuó un muestreo sistemático de las
rocas de la Formación Vaca Muerta para estudios
de geoquímica orgánica (% COT). A su vez, en la
sección inferior de esta unidad sobre el margen norte
del arroyo Mulichinco, se tomaron 14 muestras
(AM-01/AM-14) de depósitos fangolíticos de espesor
centimétrico-milimétrico preservados en el interior de
concreciones carbonáticas de hasta 1 m de diámetro,
las cuales fueron destinadas a la realización de cortes
macroscópicos pulidos y secciones delgadas para
posteriores estudios sedimentológicos (Fig. 2A).
Tres Chorros. Se levantó una columna estrati-
gráfica de las formaciones Vaca Muerta y Quintuco,
desde el contacto de la primera con la Formación
Tordillo, reconocida sobre el valle del arroyo El Huecú
hasta la discordancia Intravalanginiana que define
la base de la Formación Mulichinco. Paralelamente
con la descripción sedimentológica, se tomaron 8
muestras de concreciones carbonáticas presentes
en la sección inferior del perfil, con el objetivo de
analizar los procesos de sedimentación asociados
a flujos de fango (TC-01/TC-08).
Río Neuquén. En esta sección complementaria se
analizaron depósitos fangolíticos excepcionalmente
preservados en el interior de concreciones carboná-
ticas presentes en la sección basal de la Formación
Vaca Muerta. Asimismo, se tomaron 9 muestras de
concreciones carbonáticas para posteriores estudios
sedimentológicos (RN-01/RN-09).
3.1. Columnas estratigráficas
Las secciones estratigráficas fueron medidas con
báculo de Jacob, capa a capa, de base a techo, y se
describieron detalladamente todos aquellos rasgos
s e d i m e n t o l ó g i c o s r e c o n o c i b l e s e n l a s u n i d a d e s d e r o c a .
El registro de los datos se efectuó en forma digital
mediante el uso del programa LithoHero, diseñado
específicamente para levantamiento de columnas
estratigráficas (Iparraguirre et al., 2016, 20182).
El relevamiento estratigráfico de las columnas fue
complementado con medidas de rayos gamma (RG) con
una densidad de 3 medidas/báculo mediante el empleo
de un scintilómetro portátil (Exploranium GR-113) a
fin de posibilitar la construcción de un registro de RG.
3.2. Análisis de carbono orgánico total (COT %)
Se efectuaron determinaciones de carbono
orgánico total (COT) en muestras de roca de la
For macn Vaca Muer ta cor respondientes al perfil de
Arroyo Mulichinco, para obtener un registro continuo
del contenido orgánico de esta unidad en sectores
inter nos de la Cuenca Neuquina. El estudio se reali
sistemáticamente en muestras recolectadas a lo largo
de todo el perfil, con una densidad de muestreo de
1 muestra cada 1,5 m de espesor estratigráfico en
los primeros 100 m de espesor acumulado; luego la
d e n s i d a d d e m u e s t r e o s e r e d u j o a 1 m u e s t r a c a d a 3 m
de espesor estratigráfico. El estudio se hizo por
combustión seca sobre un total de 295 muestras,
con un Analizador Automático de Carbono LECO
(CR-12).
3.3. Cortes pulidos de concreciones carbonáticas
La ejecución de cortes macroscópicos pulidos de
rocas constituye una técnica sencilla y útil para el
análisis sedimentológico de sucesiones litológicas
de grano fino (Schieber, 1994, 1998). Sin embargo,
no existen menciones en la bibliografía acerca de
estudios sedimentológicos en secciones pulidas de
concreciones carbonáticas. Estos cuerpos cementados
suelen presentar una compactación muy baja, dado
que su crecimiento ocurre durante la diagénesis
temprana, próximo a la interfaz agua-sedimento
(Wes t phal et al., 2000; Lash y Blood, 20 04; Abouelresh
y Slatt, 2012). Como resultado de ello se genera una
estruct ura rígid a capaz de soportar la carga litostática
a medida que progresa el soterramiento (Bathurst,
1970), lo que proporciona un registro excepcional
de las estructuras sedimentarias primarias y de la
fábrica original presente en depósitos fangolíticos
(K ietzmann y Palma, 2011; Kietzman n et al., 2014a,
b, c, 2016; Otharán y Zavala, 2016, 2018; Otharán
et al., 2017). Si bien existen procesos diagenéticos
tardíos que generan cuerpos cementados de morfología
similar a las concreciones (frecuentemente referidos
2 Iparraguirre, J.; Arcuri, M.; Zavala, C.; Di Meglio, M.; Zorzano, A. 2018. Lithohero: Creating comprehensive sedimentary logs from cores and outcrops.
In Workshop on Deep Water Sedimentation 1: p. 6. Bahía Blanca.
390
Análisis de facies en depósitos de grano fino asociados a flujos de fango
...
como nódulos), es importante resaltar que estos
cuerpos se encuentran constituidos principalmente
por concentraciones de minerales autigénicos que
durante su crecimiento producen una deformación
de los sedimentos adyacentes (Sellés-Martínez,
1996). Por tales razones, estos cuerpos no resultan
de interés a este trabajo.
La técnica empleada consiste en muestrear
concreciones carbonáticas que a priori exhiban
los rasgos sedimentarios primarios (Fig. 2B y C).
Luego, las muestras son sometidas al proceso de
corte y pulido para finalmente ser escaneadas y
procesadas digitalmente para alcanzar una mejor
caracterización (Fig. 2D). Se realizaron 31 cortes
macroscópicos pulidos de concreciones carbonáticas
distribuidas en la sección inferior de la Formación
Vaca Muerta (Figs. 3 y 4). Se observó que en algunos
casos la fábrica primaria puede encont rarse obliterad a
por procesos diagenéticos (recristalización y/o
reemplazo), lo cual dificulta el reconocimiento de
FIG. 2. Concreciones carbonáticas en la Formación Vaca Muerta. A. Concreciones alineadas según el plano de estratificación en la
sección inferior de la Formación Vaca Muerta en el perfil de Arroyo Mulichinco (Fig. 3B). B-C. Preservación excepcional de
la fábrica primaria en el interior de una concreción. Se reconocen marcas de erosión asociadas a procesos de erosión (flechas
amarillas). D. Corte pulido de la concreción exhibida en C. Nótese la resolución milimétrica que permiten obtener los intervalos
cementados, lo cual facilita el análisis de procesos de sedimentación en sucesiones finas (<62,5 μm).
391
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los rasgos sedimentarios primarios de los depósitos
fangolíticos asociados.
3.4. Análisis de facies
Se realizó un análisis descriptivo de facies a escala
milimétrica-centimétrica en depósitos fangolíticos
c o n t e n i d o s e n e l i n t e r i o r d e c o n c r e c i o n e s c a r b o n á t i c a s .
Es necesario aclarar que el análisis de facies fue empleado
con la finalidad de lograr un mejor entendimiento de
los procesos sedimentarios asociados al transporte y
depositación de materiales finos (<62,5 μm).
Para la descripción y caracterización de los
depósitos finos se utilizó la clasificación de Lazar et al.
(2015a). Luego, sobre la base de las características
macroscópicas-mesoscópicas primarias reconocidas
en los cortes pulidos de concreciones carbonáticas,
se definieron diferentes litofacies genéticamente
vinculadas. Posteriormente las facies fueron cali-
bradas con estudios petrográficos de secciones
delgadas, orientados a la caracterización textural de
cada facies; se analizó, asimismo, el arreglo interno
de sus componentes primarios y, en menor medida,
se hicieron alusiones en cuanto a su composición.
Para la clasificación de las facies se utilizó una
nomenclatura puramente descriptiva, la cual permite,
a priori, conocer las principales características
que definen a cada litofacies. Esta nomenclatura
comprende un código de tres letras similar al propuesto
por Miall (1985), donde las dos primeras hacen
referencia a la composición textural, indicándose
con mayúscula el tipo de litología y en minúscula,
como subíndice, el tamaño de grano predominante.
La letra restante se coloca en mayúscula y señala
la estructura sedimentaria predominante en cada
facies. Así, por ejemplo, la facies FgM corresponde
a fangolitas gruesas (Fg) macizas (M), mientras que
la facies FsR hace referencia a fangolitas arenosas
(Fs) con laminación ondulítica de corriente (R).
Esta nomenclatura tiene la ventaja de ser flexible,
ya que permite la incorporación de nuevas facies
al esquema inicial.
4. Resultados
Los resultados se presentan en dos columnas
que resumen la estratigrafía de la Formación
V a c a M u e r t a e n e l á r e a d e e s t u d i o ( F i g s . 3 y 4 ) .
Junto con dichas columnas se presentan los estudios
de COT y las mediciones de rayos gamma.
4.1. Columnas estratigráficas
4.1.1. Arroyo Mulichinco
En esta sección la Formación Vaca Muerta se
dispone en contacto neto sobre areniscas y heterolitas
verdosas de la Formación Tordillo, y es cubierta en
forma transicional por la Formación Quintuco, la
cual tiene muy poca expresión en esta localidad y es
rápidamente sucedida por bancos conglomerádicos
correspondientes a la Formación Mulichinco, cuya
base define la discordancia Intravalanginiana (Fig. 3A).
En esta localidad, la Formación Vaca Muerta alcanza
un espesor de aproximadamente 1.370 m y está
compuesta principalmente por fangolitas finas a medias
bituminosas, con intercalaciones de fangolitas calcáreas
y bancos menores de calizas (mudstone/wackestone).
Para su descripción, esta columna ha sido dividida en
tres intervalos:
Sección inferior (0-585 m). La base de la
Formación Vaca Muerta está definida por delgados
bancos de calizas mudstone con amonites, y continúa
con fangolitas finas a medias bituminosas intercaladas
con niveles de fangolitas finas a gruesas calcáreas
con restos de valvas y amonites (Fig. 3A y B). Estos
depósitos también se caracterizan por la presencia
de restos vegetales y pirita, y en forma subordinada
aparecen niveles de calizas (mudstone/wackestone)
de hasta 45 cm de espesor. Es común la presencia de
vetillas de calcita fibrosa (beef) de hasta 10 cm de
espesor. Asimismo, la sección inferior de la Formación
Vaca Muerta contiene intercalaciones de delgados
niveles tobáceos y concreciones carbonáticas alineadas
según el plano de estratificación (Figs. 2A y 3B).
Estas últimas pueden alcanzar un desarrollo de hasta
1 m de diámetro, e internamente se caracterizan por
presentar estructuras sedimentarias primarias tales
como laminación ondulítica, laminación paralela y
gradación interna, además de estructuras de erosión
a s o c i a d a s a n i v e l e s d e p i r i t a o x i d a d a ( F i g . 2 C y D ) .
Los depósitos contenidos en el interior de las
concreciones carbonáticas serán tratados en detalle
más adelante a partir del análisis sedimentológico de
diferentes cortes macroscópicos pulidos (5. Análisis
de facies).
Sección media (585-1.045 m). En este intervalo
disminuye considerablemente el contenido de
carbonato presente en las sucesiones finas.
Del mismo modo, los niveles de concreciones
carbonáticas se encuentran disminuidos, al igual
que las vetillas de calcita fibrosa (tipo beef ) .
392
Análisis de facies en depósitos de grano fino asociados a flujos de fango
...
FIG. 3. A. Columna estratigráfica de la Formación Vaca Muerta en el perfil de Arroyo Mulichinco. Se presenta un registro de rayos gamma y una curva de carbono orgánico total (%
COT) obtenida a partir del análisis de 295 muestras. Se correlacionan las diferentes secuencias compuestas reconocidas (ciclos transgresivo-regresivos) con las unidades sísmicas
definidas por Sattler et al. (2016) y Desjardins et al. (2016). B. Detalle del intervalo condensado basal de la Formación Vaca Muerta. Estos depósitos son los que mayor cantidad de
materia orgánica presentan, con picos de hasta 8% COT. Se realizó un muestreo específico de niveles de concreciones carbonáticas para el análisis de los procesos de sedimentación
asociados (muestras AM-01/AM-14).
393
Otharán et al. / Andean Geology 47 (2): 384-417, 2020
FIG. 4. Columna estratigráfica de la Formación Vaca Muerta en el perfil de Tres Chorros. Se presenta un registro de rayos gamma. Las secuencias compuestas reconocidas (ciclos transgresivo-
regresivos) fueron correlacionadas con las unidades sísmicas definidas por Sattler et al. (2016). Se tomaron muestras de concreciones carbonáticas presentes en la sección inferior
de la Formación Vaca Muerta con la finalidad de estudiar los procesos de sedimentación asociados (muestras TC-01/TC-08).
394
Análisis de facies en depósitos de grano fino asociados a flujos de fango
...
En esta sección se han reconocido deslizamientos
sinsedimentarios (slumps) en depósitos de fangolitas
calcáreas y calizas mudstone (Fig. 3A). Hacia el
tope de este intervalo aparece una sucesn clástica
arenosa de aproximadamente 80 m de espesor, la
c u a l c o r r e s p o n d e r í a a l o s d e p ó s i t o s q u e L e a n z a
et al. (2003) d e f i n i e r o n c o m o M i e m b r o H u n c a l .
Este miembro está representado por bancos de
areniscas finas a medias macizas, a veces con
estratificación cruzada tipo hummocky isótropo
(HCSi), ondulas de corriente y marcas de erosión
asociadas, entre los que se intercalan niveles de
fangolitas medias con estratificación lenticular
y ondulosa. Los depósitos que componen el
Miembro Huncal muestran una composición mixta
(silicoclástica-carbonática) y están caracterizados por
una interdigitación de componentes intracuencales
(carbonatos, intraclastos arcillosos, amonites) y
extracuencales (clastos detríticos, restos vegetales,
micas). Hacia el techo, los bancos de areniscas
del Miembro Huncal se encuentran parcialmente
bioturbados. Este intervalo culmina con fangolitas
finas a medias con estratificación lenticular y
ondu losa, entre las que se intercalan delgados niveles
de calizas (mudstone). Es común la presencia de restos
vegetales y micas asociados a las facies heterolíticas,
las que en algunos sectores se encuentran levemente
bioturbadas (Fig. 3A).
Sección superior (1.045-1.481 m). Este intervalo
cuspidal de la Formación Vaca Muerta se caracte-
riza por fangolitas finas a gruesas intercaladas con
delgados bancos de calizas (mudstone). En cuanto
al contenido de niveles cementados, se reconoce un
escaso desarrollo de concreciones carbonáticas, las
cuales rara vez se encuentran alineadas. A su vez,
los niveles de vetillas de calcita fibrosa están muy
poco representados. Hacia el tope, en un intervalo
semicubierto ubicado justo por debajo de la base de
la Formación Mulichinco, aparecen niveles de calizas
(packstone y rudstone) de hasta 0,8 m de espesor.
Este acotado intervalo cuspidal predominantemente
carbonático se atribuye a la Formación Quintuco,
unidad que tendría una representación muy esca-
sa en el área de estudio. La base de la Formación
Mulichinco está definida por la súbita aparición de
conglomerados clasto-soportados con estratificación
cruzada asintótica y estratificación
cruzada tipo
hummocky anisótropo (HCSa).
Interpretación. Los depósitos correspondientes
a la sección inferior de la Formación Vaca Muerta en
la localidad de Arroyo Mulichinco se corresponden
con un ambiente de cuenca dominado por fondos
anaeróbicos (Spalletti et al., 2008), hecho que habría
favorecido la preservación de la materia orgánica. En
este contexto paleoambiental, la depositación de los
materiales finos que integran este intervalo habría
ocurrido principalmente a partir dos mecanismos
principales: flujos de fango y procesos de decantación
hemipelágica (Otharán et al., 2018a). Asimismo,
los depósitos volcaniclásticos presentes se habrían
acumulado a partir de procesos de decantación desde
nubes de ceniza, que quedaron sujetos a un posterior
retrabajo por medio de flujos de fango (Otharán
et al., 2018a). Por otro lado, los niveles de calizas
(mudstone/wackestone) que intercalan con las facies
finas se habrían acumulado a partir de corrientes de
fondo desencadenadas durante eventos de tormenta,
tal como lo describen Kietzmann et al. (2014b, 2016)
en el área de Puerta Curaco.
A partir del análisis del perfil de rayos gamma,
se interpreta que la sección inferior de la Formación
Vaca Muerta abarca tanto las unidades 1 y 2 como
el intervalo inferior de la Unidad 3 de Sattler et al.
(2016). Estas unidades representan grandes ciclos
transgresivo-regresivos o secuencias compuestas
(Kietzmann et al., 2014a), y sus límites están general-
mente asociados a niveles carbonáticos (Fig. 3A). El
pasaje entre cortejos transgresivos y regresivos dentro
de cada secuencia se relaciona con intervalos de fango-
litas bituminosas con elevado COT y con niveles de
concreciones carbonáticas asociados (Fig. 3B).
Particularmente, la Unidad 1 representa una
s e c c i ó n c o n d e n s a d a b a s a l d e a p r o x i m a d a m e n t e
90 m de espesor, caracterizada por fangolitas
calcáreas bituminosas con abundantes concreciones
carbonáticas. Estos depósitos fangolíticos son los que
mayor contenido de materia orgánica tienen, con valores
m e d i o s d e 4 % C O T y p i c o s m á x i m o s d e h a s t a 8 % C O T .
Los rasgos sedimentarios primarios preservados en
el interior de las concreciones (superficies de erosión,
truncaciones internas en la laminación, ondulas de
fango, gradación normal/inversa) permiten asociar el
origen de par te de los desitos fangolíticos contenidos
d e n t r o d e l a U n i d a d 1 a f l u j o s d e f a n g o ( O t h a r á n
et al., 2018a). Lo mismo ocurre para aquellos
d e p ó s i t o s a s o c i a d o s a l i n t e r v a l o b a s a l d e l a U n i d a d 2
(2,16-5,14% COT). Los depósitos rest antes (unidades
2 y 3) ubicados hacia el techo de la sección inferior
muestran un contenido orgánico significativamente
menor, con un valor promedio de 2,103% COT.
395
Otharán et al. / Andean Geology 47 (2): 384-417, 2020
Los depósitos que integran la sección media de
la Formación Vaca Muerta muestran el pasaje desde
un ambiente de cuenca a un medio de talud, reflejado
por la presencia de deslizamientos gravitacionales
y depósitos turbidíticos (Miembro Huncal, Leanza
et al., 2003; Spalletti et al., 2008). Esta sección se
corresponde con el intervalo superior de la Unidad 3
y prácticamente la totalidad de la Unidad 4 de Sattler
et al. (2016), las cuales muestran geometrías de
c l i n o f o r m a s p r o g r a d a n t e s d e a l t o á n g u l o ( D e s j a r d i n s
et al., 2016). A partir del análisis de líneas sísmicas,
Pose et al. (2014) y Arregui (2014) relacionan
reflectores de tipo caótico con deslizamientos
gravitacionales en la Unidad 3 (Desjardins et al.,
2016). De esta manera, la acumulación de los
materiales que componen la sección media de la
Formación Vaca Muerta en el perfil de Arroyo
Mulichinco habría estado controlada por flujos
gravitativos de sedimentos, desencadenados a partir
de desestabilizaciones del talud, el cual, de acuerdo
con Leanza et al. (2003), estaría ubicado en el
margen occidental activo de la cuenca (Spalletti et
al., 2008). El contenido orgánico de este intervalo es
significativamente menor que en la sección inferior,
c o n v a l o r e s c o m p r e n d i d o s e n t r e 0 , 2 0 y 3 , 6 4 % C O T
(Fig. 3A), en concordancia con los estudios de
geoquímica orgánica presentados por González
et al. ( 2 0 1 6 ) p a r a l a s u n i d a d e s 3 y 4 d e l s i s t e m a V a c a
Muerta-Quintuco.
Los depósitos de la sección media de la
Formación Vaca Muerta podrían estar asociados
a un talud depositacional desarrollado a partir de
las sucesivas progradaciones provenientes del sur;
estos depósitos componen las unidades 3 y 4 del
sistema Vaca Muerta-Quintuco (Sattler et al., 2016).
Esto fue previamente advertido por Naipauer et al.
(2015), quienes a partir de edades U-Pb en circones
detríticos contenidos en los niveles arenosos del
Miembro Huncal, interpretan un área de aporte
ubicada en los rgenes austral y oriental de la
cuenca. De esta manera, el origen de los depósitos
que componen la sección media de la Formación
Vaca Muerta podría estar vinculado tanto a flujos
intracuencales asociados a desestabilizaciones
del talud como a flujos hiperpícnicos generados a
partir de descargas directas provenientes de ríos
en crecida (shelf-margin deltas). Por su parte, los
depósitos mixtos que componen el Miembro Huncal
(representados principalmente por bancos de areniscas
macizas con abundantes restos vegetales) podrían
relacionarse con un sistema de canales y lóbulos
hiper cnicos deposita dos en un medio de talud-pie
de talud. Asimismo, la bioturbación comúnmente
asociada a estos depósitos podría estar vinculada
a la incorporación de los organismos productores
en zonas proximales del sistema, transportándolos
junto con la carga sedimentaria extracuencal hasta
el quiebre de la plataforma, donde habría ocurrido su
acumulación en sectores de alta pendiente y habrían
conformado un sistema de clinoformas progradantes
de alto ángulo (unidades 3 y 4).
Finalmente, la sección superior de la Formación
Vaca Muerta se asociaría a un ambiente de plataforma
silicoclástica externa (Unidad 5) que hacia el
techo habría evolucionado a una plataforma mixta
silicoclástica-carbonática, la cual representa la
t r a n s i c i ó n a l a Fo r m a c i ó n Q u i n t u c o ( U n i d a d 6 , S a t t l e r
et al., 2016). Los depósitos finos de este intervalo
se habrían acumulado a partir de procesos de
decantación hemipelágica (González et al., 2016),
mientras que las facies carbonáticas estarían
vinculadas a eventos de tormenta de variada duración
y magnitud (Kietzmann et al., 2014a, 2016). Al
igual que en la sección media, los valores de COT
son generalmente bajos en este intervalo cuspidal
(0,20-3,70% COT).
4.1.2 Tres Chorros
En este perfil, la Formación Vaca Muerta se
dispone en contacto neto sobre bancos de areniscas y
heterolitas correspondientes a la Formación Tordillo,
mientras que su techo está definido por un pasaje
transicional a la Formación Quintuco, la cual está
representada por un intervalo de aproximadamente
40 m compuesto por fangolitas arenosas con
intercalaciones de calizas (packstone). Estos depósitos
son cubiertos por espesos bancos de areniscas macizas
correspondientes a la Formación Mulichinco, cuya
base define la discordancia Intravalanginiana (Fig. 4).
En claro contraste con el perfil de Arroyo Mulichinco,
en esta sección la Formación Vaca Muerta alcanza
un espesor de aproximadamente 530 m.
Litogicamente, la Formación Vaca Muerta está
integrada por fangolitas finas a medias grisáceas con
importantes intercalaciones de calizas (wackestone/
packstone). Los intervalos finos se componen de
f a n g o l i t a s a r c i l l o s a s q u e a l t e r n a n c o n b a n c o s d e
3 a 5 m de fangolitas calreas laminadas, los cuales
alcanzan su mayor desarrollo en la sección media
de la Formacn Vaca Muerta (230-440 m). Por otro
396
Análisis de facies en depósitos de grano fino asociados a flujos de fango
...
lado, la sección basal de esta misma formación se
caracteriza por una sucesión de fangolitas finas
bituminosas con frecuentes intercalaciones de
calizas (packstone) y niveles de concreciones
carbonáticas de hasta 50 cm de diámetro alineadas
según el plano de estratificación (Fig. 4). A
diferencia del perfil de Arroyo Mulichinco, en esta
localidad los niveles tobáceos aparecen en forma
subordinada. Asimismo, la presencia de fangolitas
bituminosas con vetillas de calcita fibrosa (beef )
es significativamente menor.
Los depósitos que integran la sección cuspidal
de la Formación Vaca Muerta en el perfil de Tres
Chorros (440-575 m) están compuestos por fangolitas
finas a gruesas con delgados niveles heterolíticos
intercalados y presencia de calizas (wackestone/
packstone) de hasta 50 cm de espesor (Fig. 4). Hacia
el techo se observa un relativo aumento en las facies
heterolíticas y, además, los intervalos de fangolitas
muestran un tamaño de grano grueso a arenoso
(485-575 m). Estos depósitos se corresponden con
las facies distales de la Formación Quintuco.
Interpretación. De forma análoga al perfil
de Arroyo Mulichinco, los depósitos basales
de la Formación Vaca Muerta en esta localidad
se encuentran representados por una sección
condensada de 20 m de espesor, correlacionada
con la Unidad 1 de Sattler et al. (2016). A diferencia
del perfil de Arroyo Mulichinco, en esta localidad
se interpreta una configuración inicial de rampa
restringida a cuenca, la cual abarcaría tanto la
Unid ad 1 como el intervalo inferior de la Unidad 2, y
a l c a n z a r í a u n d e s a r r o l l o d e 1 6 0 m d e e s p e s o r ( F i g . 4 ) .
Estos depósitos son equivalentes a la Asociación
de Facies 1 de Kietzmann et al. (2014b, 2016), y
son el resultado de la interacción de procesos de
decantación y flujos de fango de distinta naturaleza.
Los depósitos asociados a estos flujos se encuentran
bien documentados en el interior de los niveles de
concreciones carbonáticas presentes en esta sección
(Otharán et al., 2017, 2018a), y serán tratados en detalle
a continuación (5. Análisis de facies sedimentarias).
Asimismo, las calizas (packstone) que aparecen
intercaladas con los depósitos fangolíticos se
relacionan con eventos de tormenta que habrían
d e s e n c a d e n a d o c o r r i e n t e s d e f o n d o ( K i e t z m a n n
et al., 2014a, 2016) y habrían favorecido el transporte
de importantes cantidades de material bioclástico
desde ambientes de rampa media a proximal hacia
porciones distales del sistema.
A diferencia del perfil de Arroyo Mulichinco, en la
localidad de Tres Chorros no se obser va desarrollado
un sistema de plataforma, talud y cuenca, sino que se
inter preta un sistema de bajo gradiente con un pasaje
transicional desde un ambiente de rampa restringida
cuenca a un ambiente de rampa externa. En esta
localidad, los depósitos turbidíticos correspondientes
al Miembro Huncal no se encuentran presentes,
y tampoco se reconocieron rasgos sedimentarios
asociados a procesos de resedimentación. Esto
contrasta con las interpretaciones de Spalletti et
al. (2008), quienes describen depósitos turbidíticos
asimilables al Miembro Huncal en la sección superior
de la Formación Vaca Muerta en la vecina localidad
de Rahueco y los asignan al Berriasiano tardío-
Valanginiano temprano (Spalletti et al., 2008). Se
interpreta que las areniscas referidas por Spalletti
et al. (2008) al Miembro Huncal en realidad
representan la secuencia basal de la Formación
Mulichinco, la que en la localidad de Rahueco se
inicia con lóbulos arenosos de plataforma.
La evolución del conjunto Vaca Muerta-Quintuco
hacia un sistema de rampa externa está evidenciada
por una mayor participación de depósitos carbonáticos,
tal como lo sugieren Kietzmann et al. (2016) para la
Asociación de Facies 2 presente en las localidades de
Yesera del Tromen y Puerta Curaco. Esta configuración
se extiende hasta los 480 m (Fig. 4), desde los depósitos
c o m p r e n d i d o s e n t r e e l i n t e r v a l o s u p e r i o r d e l a U n i d a d 2
hasta la sección media de la Unidad 5 (Sattler
et al., 2016). Finalmente, el sistema evolucionaría
a una rampa mixta dominada por una sedimentación
clástica-carbonática bajo condiciones de mayor
energía, lo que representa el pasaje transicional de
la Formación Vaca Muerta (intervalo superior de
la Unidad 5) a la Formación Quintuco (Unidad 6).
5. Análisis de facies sedimentarias
E l a n á l i s i s s e d i m e n t o l ó g i c o r e a l i z a d o e n 31 c o r t e s
pulidos de concreciones carbonáticas permitió
reconocer una variedad de depósitos fangolíticos que
pueden agruparse básicamente en 4 facies sedimen-
tarias: fangolitas gruesas macizas (FgM), fangolitas
arenosas con laminacn ondulítica (FsR), fangolitas
arenosas con laminación paralela (FsL) y fangolitas
finas macizas (FfM). En la tabla 1 se describen las
principales características de cada facies, se mencio-
nan los procesos sedimentarios que le habrían dado
origen y se indica en qué muest ras fueron reconocidas.
397
Otharán et al. / Andean Geology 47 (2): 384-417, 2020
Como puede observarse en la figura 5A y B,
estos depósitos suelen presentarse en sucesivas
capas gradadas de espesor variable (<1-5 cm), las
que comúnmente se encuentran delimitadas por
contactos erosivos (Fig. 5C, D y E). En algunos
casos, los límites de capas están definidos por un
nivel anaranjado de pirita oxidada que se reconoce
muy bien en la superficie externa de las concre-
ciones (Fig. 5F). Las capas pueden tener gradación
normal o eventualmente gradación inversa (Fig. 5A
y B). Las variaciones granulométricas preliminares
surgidas a partir de la observación directa de los
cortes macroscópicos pulidos fueron posteriormente
ajustadas mediante estudios de secciones delgadas.
La perfecta preservación de la fábrica primaria en
estos depósitos se asocia a la ausencia de bioturbación
sumada a una cementación temprana que produjo
un “congelamiento” de la fábrica depositacional.
A continuación, se realizauna descripción
detallada de cada facies y se harán interpretaciones
acerca de su origen. Es destacable que gran par te de
las facies son composicionalmente mixtas, integradas
por una interdigitación de componentes detríticos
extracuencales y componentes intracuencales (intra-
clastos, calciesferas, agregados de materia orgánica).
5.1. Facies FgM: fangolitas gruesas macizas
5.1.1. Descripción
La facies FgM está integrada por fangolitas
gruesas macizas silíceas. Suele disponerse en forma
transicional (Fig. 6A y B) sobre facies de fangolitas
finas macizas (FfM) o eventualmente facies laminadas
(FsL), o bien define bases netas/erosivas (E, Fig. 6C,
D y E). Como puede observarse en el corte pulido de
la muestra AM-01 (Fig. 6D), cuando la facies FgM
define bases erosivas, es común encontrar marcas
de erosión (Me, Fig. 6D y E) u ocasionalmente
estructuras de deformación asociadas, entre las que
se reconocen estructuras en llamarada (flame) y
laminación convoluta.
Las estructuras deformacionales no se reconocen
con facilidad, sino que su identificación solo es factible
en cortes macroscópicos pulidos. La facies FgM está
compuesta por fango grueso (>32 μm) detrítico de
c o l o r g r i s á c e o , r e p r e s e n t a d o p o r c l a s t o s d e c u a r z o y
(*) Se detallan las muestras donde han sido reconocidas las diferentes facies estudiadas. De un total de 31 cortes macroscópicos pulidos,
en 4 muestras (AM-05, AM-11, RN-07 y TC-04) se observa una fábrica primaria completamente obliterada debido a procesos
diagenéticos, razón por la cual estas muestras no fueron utilizadas en la caracterización de las diferentes facies sedimentarias.
TABLA 1. DESCRIPCIÓN E INTERPRETACIÓN GENÉTICA DE FACIES SEDIMENTARIAS ASOCIADAS A FLUJOS
DE FANGO, IDENTIFICADAS EN LA SECCIÓN BASAL DE LA FORMACIÓN VACA MUERTA EN LA PARTE
CENTRAL DE LA CUENCA NEUQUINA (LOCALIDADES DE ARROYO MULICHINCO, RÍO NEUQUÉN Y TRES
CHORROS). (*)
398
Análisis de facies en depósitos de grano fino asociados a flujos de fango
...
plagioclasa, con algunos líticos subordinados (Fig. 6E
y F). Además, se caracteriza por presentar un arreglo
macizo, aunque en algunos casos puede tener lamina-
ción planar difusa, discontinua, paralela (Fig. 6D).
Interpretación. La base erosiva asociada a la
facies FgM se relaciona con flujos de fango que
se desplazan por el fondo a una velocidad (Vflujo)
suficiente para erosionar el sustrato fangoso (Vflujo>
µ
erosión
(Umbral de erosión de sustratos fangosos),
Schieber,
1998). A medida que avanza la erosión, el material
removido del fondo es progresivamente incorporado
a la carga sedimentaria del flujo, lo que contribuye a
FIG. 5. A-B. Capas gradadas (ver triángulos: n-gradación normal; i-gradación inversa) de espesor milimétrico delimitadas por bases
netas a erosivas (E) (muestras AM-10 y AM-12, respectivamente). C. Estructuras de deformación (Def) asociadas a bases
erosivas (E) y laminación curvada continua no paralela, asociada a ondulas de fango (muestra RN-06). D. Nótese la tendencia
granocreciente/granodecreciente (n-gradación normal; i-gradación inversa) de las diferentes láminas que componen esta
capa, así como también la presencia de depósitos macizos y laminados (muestra AM-01). E. Detalle del contacto erosivo
observado en D. Marcas de erosión asociadas a la erosión de un sustrato fangoso en estado firme. Sobre la base erosiva se
disponen materiales detríticos de tamaño fango grueso. F. Aspecto de los depósitos de fango próximos a la superficie externa
de concreciones carbonáticas. Se observan límites de capas netos/erosivos (E) con niveles anaranjados de pirita oxidada (Py)
asociados (afloramiento sector Arroyo Mulichinco).
399
Otharán et al. / Andean Geology 47 (2): 384-417, 2020
un aumento de su concentración sedimentaria. Cuando
la facies FgM se dispone en base neta, se interpreta
que hubo un período de no depositación entre los
depósitos subyacentes y FgM (Lazar et al., 2015b).
Esta pausa en la sedimentación puede estar asociada
a un mismo evento depositacional, lo cual sugiere
un aumento en la velocidad de f lujo que inhibe la
acumulación de fango, pero asimismo no alcanza
a erosionar el fondo fangoso (msedimentación (Velocidad
crítica de acumulación de fango) <Vflujo<µ erosión).
La etapa de erosión/no depositación es sucedida
por otra agradacional en donde tiene lugar la
acumulación de fango grueso transportado en
suspensión turbulenta una vez que el flujo ha
FIG. 6. Facies FgM (fangolitas gruesas macizas). A. FgM en superficie externa de concreción carbonática (afloramiento sector Río
Neuquén); B. Pasaje transicional entre FgM y FfM (muestra RN-04). Nótese la tendencia granodecreciente/granocreciente
presente en esta muestra (ver triángulos: n-gradación normal; i-gradación inversa); C. Contacto erosivo (E) de FgM sobre FsL
(muestra TC-02); D. FgM dispuesta en base erosiva sobre FfM (muestra AM-01). Presencia de marcas de erosión asociadas (Me);
E. Detalle del contacto erosivo (E) presente en D. La superficie de erosión es irregular y establece un fuerte contraste litológico
entre los depósitos subyacentes y suprayacentes. Nótese la presencia de agregados de materia orgánica posiblemente amorfa
en FfM (Mo) y calciesferas (ca); F. Componentes de la facies FgM, integrada principalmente por materiales detríticos tamaño
fango grueso (32-62 μm). Se observan clastos de cuarzo (Q), plagioclasa (Pl), fragmentos líticos (Li) y pirita (Py).
400
Análisis de facies en depósitos de grano fino asociados a flujos de fango
...
entrado en fase de desaceleración. El arreglo
interno macizo sugiere una acumulación rápida a
partir de flujos con importante concentración de
fango en suspensión turbulenta (Baas et al., 2011).
De esta manera, la rápida acumulación de la carga
sedimentaria habría inhibido el desarrollo de facies
laminadas (FsR, FsL).
5.2. Facies FsR: fangolitas arenosas con laminación
ondulítica
5.2.1. Descripción
La facies FsR se compone de fangolitas arenosas a
gruesas con ondulas de fango (Fig. 7A). La lam inación
ondulítica es asimétrica y está representada por
FIG. 7. Facies FsR (fangolitas arenosas con laminación ondulítica). A. Ondulas de fango grueso detrítico asociadas a flujos de fango
unidireccionales (afloramiento sector Arroyo Mulichinco; escala: lapicera, 14 cm). B. FsR en superficie externa de concreción
carbonática (afloramiento sector Río Neuquén). C. Láminas de sotavento de bajo ángulo en un corte pulido de la muestra
RN-03 tomada en B. Marcas de erosión (Me) asociadas a la base de FsR. D. Detalle de las láminas de sotavento exhibidas en
C, las cuales muestran una composición mixta constituida por láminas intraclásticas (ic) oscuras tamaño arena muy fina con
calciesferas (ca), intercaladas con láminas detríticas de color claro integradas por clastos de cuarzo (Q) y plagioclasa (Pl) tamaño
fango grueso-arena muy fina. E-F-G. Laminación ondulítica constituida principalmente por granos arcillosos compuestos (gc).
Los granos compuestos podrían interpretarse como intraclastos provenientes de la erosión del fondo subyacente compuesto
por FsL. Nótese, asimismo, la presencia de foraminíferos (f) como constituyentes de la facies FsR (muestra RN-01).
401
Otharán et al. / Andean Geology 47 (2): 384-417, 2020
l á m i n a s d e s o t a v e n t o d e b a j o á n g u l o ( F i g . 7A , B , C y D ) ,
con excepciones menores donde se preservan las
caras de barlovento (Fig. 7E). Esta facies suele
disponerse en base erosiva (Fig. 7E y F), a veces
con marcas de erosión y estructuras de deformación
asociadas (Fig. 7C). En cuanto a su composición, las
láminas de sotavento pueden estar integradas por
clastos de cu arzo y plagioclasa tamo fango gr ueso
a arena muy fina (Fig. 7D) o eventualmente por
granos compuestos (gc) que consisten en agregados
a r c i l l o s o s t a m a ñ o a r e n a m u y f i n a a f i n a ( F i g . 7 F y G ) .
El término granos compuestos se emplea en el
sentido de Lazar et al. (2015b) para aquellos casos
donde no es posible discriminar petrográficamente
el origen de los agregados de arcilla.
Interpretación. La laminación ondulítica
que define a la facies FsR es equivalente a las
ondulas de fango generadas a partir de ensayos
de laboratorio en canaletas (Schieber et al.,
2007). Por lo tanto, el origen de la facies FsR se
relaciona con la acción de procesos tractivos en
flujos de fango un idireccionales. En contraste con
FgM, el desarrollo de FsR estaría vinculado con
flujos de fango diluidos con una concentración
sedimentaria relativamente baja (<6,9%, Baas et al.,
2011). De esta manera, los materiales más gruesos
(limo, intraclastos, f lóculos de arcillas, etc.) que
decantan desde la nube de suspensión en un flujo
turbulento diluido adquieren un comportamiento
hidráulico semejante a partículas de arena muy
fina, y son transportados por tracción a la base del
flujo (Schieber et al., 2007, 2013). Las evidencias
sedimentológicas encontradas sugieren que, durante
la migración de las ondulas de fango, la relación
tracción/decantación (t/d) de los flujos asociados
habría sido fluctuante, y habría condicionado la
preservación de las minas de barlovento y la
morfología de las ondulas, así como también la
composición de las láminas.
Al igual que en la facies FgM, la presencia de un
contacto basal erosivo mostraría que inicialmente estos
flujos de fango habrían sido capaces de erosionar el
fondo fangoso, incorporando el material intracuencal
erosionado a su carga sedimentaria, y eventualmente
transportarlo por tracción (Fig. 7G). Ensayos de
laboratorio en canales artificiales han comprobado
que, a una profundidad de 5 cm, un flujo de fango
con una velocidad de 15-30 cm/s puede transportar
arcillas floculadas (y/o intraclastos arcillosos, fango
calcáreo) como carga tractiva, y así dar lugar a la
formación y migración de ondulas de fango (Schieber
et al., 2007; Schieber y Southard, 2009; Schieber y
Yawar, 2009; Schieber et al., 2013).
5.3. Facies FsL: fangolitas arenosas con laminación
paralela
5.3.1. Descripción
Esta facies se compone de fangolitas arenosas
a gruesas finamente laminadas (Fig. 8A). Por lo
g e n e r a l , l a f a c i e s F s L s e p r e s e n t a e n f o r m a n e t a / e r o s i v a
(Fig. 8B y C), y está definida por una laminación fina
caracterizada por láminas planares continuas dispuestas
en forma paralela (Fig. 8C). Composicionalmente,
dicha facies es semejante a la facies FsR (Fig. 7),
caracterizada por una alternancia milimétrica de
láminas de fangolitas medias a gruesas compuestas
por fango detrítico extracuencal (Fig. 8E), y por
láminas oscuras de fangolitas arenosas compuestas
en su mayoría por intraclastos y calciesferas de
origen intracuencal (Fig. 8D, E y F).
Interpretación. La laminación milimétrica
que caracteriza a la facies FsL está relacionada
con una decantación selectiva de materiales finos
transportados en suspensión turbulenta en flujos
de fango. El hecho de que esta facies exhiba una
diferencia composicional tan marcada entre láminas
de fangolitas gruesas detríticas y fangolita s arenosas
intraclásticas parece estar asociado a un fenómeno
de competencia hidráulica entre las partículas. Se
interpreta que el origen de las variaciones rítmicas
en el tamaño del grano común a la facies FsL podría
estar asociado a flujos de larga duración sujetos a
ligeras fluctuaciones en su velocidad y concentración
sedimentaria (Otharán y Zavala, 2018; Otharán et al. ,
2018b).
Suponiendo que se parte de un flujo de fango
con una velocidad inicial mayor a la velocidad
crítica para la acumulación de fango grueso-arenoso
(Vf (Velocidad de flujo)FG (Velocidad crítica de
acumulación de fango grueso)) y menor que la
velocidad crítica de erosión de sustratos fangosos
en estado soposo (Vf<µ erosión (Umbral de erosión de
sustratos fangosos)), podrá ocurrir:
Si el flujo con V
f
>µ
FG
<µ
erosión
experimenta
una importante aceleración, logrará vencer la
velocidad crítica de erosión (Vf >µ erosión), por lo
cual ocurrirá una erosión parcial del sustrato.
Si en cambio el mismo flujo con Vf >µFG<µ erosión
sufre una pérdida de velocidad, entrará al campo de
402
Análisis de facies en depósitos de grano fino asociados a flujos de fango
...
acumu lación de fango gr ueso (Vf<µFG), por lo cual
ocurrirá una decantación de fango grueso detrítico,
y se generará una lámina de fangolita gruesa.
Por otro lado, las láminas oscuras compuestas
por intraclastos y calciesferas, si bien presentan
un tamaño de grano significativamente mayor
al de los granos detríticos, se acumularían bajo
condiciones de menor energía, dado que su peso
específico es significativamente menor. De esta
manera, conforme disminuye la concentración
de materiales detríticos el flujo pierde velocidad
de manera progresiva, hasta f inalmente entrar en
el campo de acumulación de fangolitas arenosas
intraclásticas.
FIG. 8. Facies FsL (fangolitas arenosas con laminación paralela). A. Laminación milimétrica caracterizada por la alternancia de láminas
de fangolitas gruesas detríticas y fangolitas arenosas intraclásticas (afloramiento sector Arroyo Mulichinco). B. FsL dispuesta
directamente sobre una superficie de erosión con estructuras de deformación asociadas (Def). Nótese el pasaje transicional entre
FsL y FfM sobreyacente (muestra TC-07). C-D. FsL compuesta por una alternancia de láminas de granos arcillosos compuestos
(gc) y láminas detríticas compuestas por clastos de cuarzo (Q) tamaño fango grueso y material intracuencal (calciesferas, ca) en
forma subordinada (muestra RN-02). E-F. Alternancia de láminas detríticas extracuencales (e), compuestas por clastos de cuarzo
(Q), plagioclasa (Pl) y fragmentos líticos subordinados (Li), y láminas intracuencales (i) representadas principalmente por intra-
clastos de arcilla (ic), calciesferas (ca), foraminíferos (f) y posibles agregados de materia orgánica amorfa (Mo) (muestra RN-03).
403
Otharán et al. / Andean Geology 47 (2): 384-417, 2020
Si este mismo flujo de baja velocidad sufre una
rápida e importante aceleración hasta superar
la velocidad crítica de acumulación de fango
grueso detrítico (V
f
>µ
FG
), se producirá un breve
período de no depositación extendido hasta que
la velocidad de flujo se encuentre por debajo del
umbral de transporte de fango gr ueso. Una vez por
debajo de este umbral, comenzará nueva-mente
la decantación de partículas de fango grueso.
5.4. Facies FfM: fangolitas finas macizas
5.4.1. Descripción
Esta facies se compone por fangolitas finas
(<8 μm) a medias (8-32 μm) macizas, de composición
arcillosa. Por lo general la facies FfM se dispone en
base transicional sobre facies FgM o FsL, y genera
d e p ó s i t o s e n r i q u e c i d o s e n m a t e r i a o r g á n i c a ( F i g . 9 A ,
B y C), aunque podría presentarse en base neta (Fig.
9D). Petrográficamente se reconoce la presencia
de material bioclástico intracuencal (calciesferas
en conjunto con agregados de materia orgánica),
restos vegetales y pirita, todos dispuestos en forma
diseminada en una matriz de fango fino (Fig. 9C,
E y F).
Interpretación. Los materiales que la componen
y el carácter macizo de sus depósitos sugieren una
depositación relativamente rápida de materiales finos
contenidos en flujos de fango de baja velocidad
(V
f
<µ
FF
). Es probable que esta facies re presente el
último estadio evolutivo de flujos de fango que ya han
depositado su carga sedimentaria más gruesa (fango
grueso detrítico, agregados de arcillas floculada s,
intraclastos arcillosos, etc.), transportando solo los
remanentes finos s livianos (fango fino rico
en materia orgánica y microfósiles). La elevada
concentración de arcillas propia de la facies FfM
sugiere una transformación de flujo, dado que la
cohesión interna de las partículas de arcilla habría
favorecido un aumento en la viscosidad de flujo y
u n a d i s m i n u c i ó n s i g n i f i c a t i v a e n l a t u r b u l e n c i a ( B a a s
et al., 2009, 2011). A esta altura, los flujos asociados
se desplazarían a velocidades muy bajas hasta
alcanzar su zona terminal donde finalmente se
extenuarían por completo. No obstante, existen
casos donde la facies FfM no se encuentra
desarrollada al techo de las capas, sino que puede
pasar transicionalmente a facies FgM (Figs. 5A,
B y 6B), lo cual se relaciona con fluctuaciones de
flujo en flujos de fango de larga duración.
6. Asociación de facies
Los depósitos de flujos de fango a menudo se
disponen en capas de fangolitas gradadas de espesor
centimétrico separadas por contactos erosivos/netos
que definen períodos de erosión/no depositación
(Fig. 5). Durante este período se interpreta que la
velocidad del flujo se encontraría por encima del
umbral crítico para la acumulación de fango grueso
(Vf>µFG).
Una vez que el flujo comienza su etapa de
desaceleración, su carga sedimentaria se deposita
en forma gradada (V
f
<µ
FG
). Internamente, los
depósitos asociados pueden presentar un arreglo
macizo (FgM, FfM) o laminado (FsL, FsR), lo
cual está directamente relacionado con variaciones
en la velocidad, la turbulencia y la concentración
sedimentaria del flujo (Baas et al., 2011; Ot ha n y
Zavala, 2018; Otharán et al., 2018a). Por lo general, a
mayor velocidad de flujo mayor turbulencia, lo cual
provoca un aumento en la capacidad y competencia de
flujo, y favorece un incremento en la concentración
sedimentaria y el tamaño del grano de la carga en
suspensión tu rbulenta. Por lo tanto, la velocidad del
flujo controla la velocidad de decantación de la carga
en suspensión turbulenta y condiciona el desa r rollo
de las diferentes facies reconocidas.
Dentro de las facies laminadas, se entiende
que FsR requiere mayores velocidades de flujo
que FsL, dado que la primera involucraría un
transporte por tracción de las partículas a la base
del flujo (Schieber et al., 2007; Lazar et al., 2015b).
De esta manera, la carga sedimentaria más gruesa
que colapsa desde la nube de suspensión sería
eventualmente transportada por tracción a la base
del flujo turbulento. Por otro lado, se interpreta
que el desarrollo de FsL podría estar asociado a
flujos de fango de menor velocidad, donde habría
predominado un mecanismo de colapso selectivo
de las partículas transportadas en suspensión
turbulenta, y habría generado depósitos finamente
laminados (Fig. 10).
Dentro de las facies macizas, el desarrollo de
la facies FgM parece estar asociado a flujos con
mayor concentración de sedimentos (Fig. 10). Su
origen se relaciona con un colapso relativamente
rápido de la carga sedimentaria transportada en
suspensión turbulenta, lo cual habría inhibido el
desarrollo de estructuras sedimentarias, y habría
generado depósitos macizos (Ichaso y Dalrymple,
404
Análisis de facies en depósitos de grano fino asociados a flujos de fango
...
2009; Zhang et al., 2017). En aquellos casos donde la
facies FgM conforma capas normalmente gradadas,
su origen se relaciona con una disminución gradual
d e l a v e l o c i d a d y t u r b u l e n c i a d e l f l u j o ( F i g . 5A y B ) .
Por el contrario, cuando esta facies se dispone en
forma transicional sobre la facies FfM, su origen
estaría asociado a un aumento en la competencia
del flujo debido a un incremento de su velocidad
(Figs. 5D y 6B).
Por último, la facies FfM estaría vinculada con
flujos de fango compuestos principalmente por fango
fino (<8 μm), material calcáreo intracuencal y materia
orgánica en suspensión turbulenta. La acumulación
de la carga fina residual habría sido posible solo bajo
condiciones de muy baja velocidad de flujo una vez
que toda la carga sedimentaria más gruesa ha sido
depositada (Fig. 10). El aumento de la viscosidad de
flujo inducido por la creciente cohesión interna de
FIG. 9. Facies FfM (fangolitas finas macizas). A-B. Fangolitas finas macizas bituminosas (muestras AM-02 y TC-08, respectivamente).
Esta facies comúnmente se dispone en forma transicional sobre otras facies y genera depósitos granodecrecientes (ver triángulo
en b, n: gradación normal). C. Pasaje transicional de FgM a FfM (ver triángulo, n: gradación normal). Presencia de pirita (Py)
diseminada (muestra AM-03). D-E-F. Fangolitas finas detríticas con abundante contenido de materia orgánica en forma de
agregados oscuros (muestra AM-01). Presencia subordinada de calciesferas (ca) en forma diseminada, y posibles agregados
de materia orgánica amorfa (Mo).
405
Otharán et al. / Andean Geology 47 (2): 384-417, 2020
las partículas arcillosas que componen el fango fino
residual (Fig. 9E) habría favorecido el colapso de la
carga sedimentaria remanente, sin posibilidad de un
eventual transporte por tracción (Baas et al., 2 0 0 9 , 2 0 1 1 ) .
La rápida acumulación de la facies FfM habría permi-
tido alcanzar un soterramiento rápido y efectivo de fango
fino y agregados de materia orgánica (Fig. 9E y F).
6.1. Origen de los flujos de fango
Existen básicamente 4 mecanismos principales
para el origen de flujos de fango (Lazar et al., 2015b):
1) corrientes de fondo (corrientes contorníticas),
2) flujos densos desencadenados durante eventos
de tormenta en ambientes de rampa/plataforma,
3) flujos turbidíticos intracuencales asociados a
desestabilizaciones del talud, y 4) f lujos hiperpícnicos
fangosos asociados a descargas directas de ríos
en crecida. Por lo general, su diferenciación en
el registro fósil suele ser una tarea compleja y,
si bien existen aproximaciones que caracterizan
individualmente a los depósitos asociados, hasta el
momento no existe un modelo de facies definitivo
para cada uno de estos procesos (facies genéticas).
FIG. 10. Relación entre las diferentes facies asociadas a flujos de fango en función de la velocidad de f lujo y de la concentración de
sedimentos del flujo.
406
Análisis de facies en depósitos de grano fino asociados a flujos de fango
...
Esto se debe a que gran parte de lo que se conoce
actualmente acerca de corrientes de densidad proviene
de estudios en depósitos granulométricamente más
gruesos (Bouma, 1962; Reineck y Singh, 1971;
Aigner, 1982; Mutti, 1992; Stow y Mayall, 2000;
Mulder et al., 2003; Zavala et al., 2006; Mulder y
Chapron, 2011, entre otros), mientras que los estudios
enfocados al análisis de depósitos de flujos de fango
son recientes (Soyinka y Slatt, 2008; Bhattacharya
y MacEachern, 2009; Schieber et al., 2010; Wilson
y Schieber, 2014, 2015; Schieber, 2016), por lo que
aún existen más incertidumbres que certezas (Sorby,
1908; Schieber, 2011).
El origen de las facies mixtas reconocidas
en los depósitos analizados en esta contribución
podría estar asociado a f lujos hiperpícnicos
fangosos originados durante períodos húmedos de
precipitaciones extremas que dan lugar a grandes
inundaciones (Mutti et al., 1996), y generan flujos
casi estacionarios de larga duración (semanas/
meses, Zavala et al., 2 0 1 1 ; Z a v a l a y A r c u r i , 2 0 1 6 ) .
La composición mixta de los depósitos podría
asociarse a flujos de fango de origen extracuencal
(cargados de materiales detríticos y restos vegetales)
que al ingresar en el medio marino habrían
producido una erosión parcial del fondo fangoso,
e incorporado aquellos materiales intracuencales
disponibles a su carga sedimentaria extracuencal
(intraclastos arcillosos, microfósiles, agregados
de materia orgánica, etc.).
Los flujos hiperpícnicos casi estacionarios
permiten explicar de manera coherente la recurrencia
vertical de facies observada en los depósitos
estudiados, así como también la común aparición
de depósitos granocrecientes y estructuras de
erosión internas en un mismo depósito. Estos ra sgos
sedimentarios se relacionan con fluctuaciones en la
velocidad y concentración sedimentaria de un flujo
hiperpícnico sostenido (fluctuaciones de flujo), lo
cual está controlado por variaciones en la descarga
del sistema f luvial asociado (Nakajima, 2006;
Zavala et al., 2006; Soyinka y Slatt, 2008). De esta
manera, cuanto mayor sea la descarga proveniente
de sistemas fluviales en crecida, mayor será la
velocidad de los flujos hiperpícnicos asociados.
Lo anterior se ve reflejado en una recurrencia
vertical de facies con tendencia granocreciente/
granodecreciente (Fig. 11A) o eventualmente
estructuras de erosión inter nas en un mismo depósito
(Fig. 12), lo que evidencia una mayor capacidad y/o
c o m p e t e n c i a d e f l u j o s h i p e r p í c n i c o s s o s t e n i d o s .
De esta manera, disposiciones de facies con tendencia
granodecreciente se asociarían a una disminución
en la velocidad de flujo (desaceleración de flujo),
mientras que secuencias de facies con tendencia
granocreciente sugieren un aumento en la velocidad
de flujo (aceleración de f lujo, Fig. 11B).
Esta característica básica permitiría diferenciar los
depósitos asociados a flujos hiperpícnicos fangosos casi
estacionarios (de larga duración, Fig. 11) de aquellos
asociados a eventos de tormenta y f lujos turbidíticos
intracuencales, los cuales son de carácter episódico,
suelen tener una corta duración, y producen depósitos
granodecrecientes. Sin embargo, durante los picos
máximos de descarga, la velocidad de flujo (V
f
)
puede llegar a vencer el umbral de erosión (merosión)
de fondos fangosos (Vf>µ erosión), generando erosión
y omisión parcial de facies previamente depositadas
(Fig. 12). En estos casos, la distinción entre depósitos
asociados a flujos hiperpícnicos casi estacionarios y
flujos episódicos es mucho más compleja (Mulder
et al., 2003; Bhattacharya y MacEachern, 2009;
Wilson y Schieber, 2014; Schieber, 2016), ya que las
estructuras de erosión internas podrían confundirse
con límites de capas (Fig. 12).
6.2. Erosión de fondos fangosos
Los flujos de fango son corrientes de turbidez
de baja densidad constituidas por una mezcla de
agua y materiales finos transportados en suspensión
turbulenta. Los depósitos asociados a menudo
presentan base erosiva, lo cual demuestra que estos
flujos pueden alcanzar velocidades suficientes
para erosionar fondos fangosos (V
flujo
>µ
erosión
) .
Este proceso favorece la incorporación de los materiales
erosionados a la carga sedimentaria del f lujo. De
esta manera, un flujo de fango con una composición
inicial A que atraviesa y erosiona un fondo fangoso
de composición B, tendrá una composición final
AB. En el caso de flujos hiperpícnicos fangosos,
el resultado final será una composición mixta de
material extra e intracuencal (EI, Fig. 8E y F).
Es necesario recordar que el grado de erosión de
un fondo fangoso es directamente proporcional al
contenido relativo de agua que presenta el sustrato
(Potter et al., 1980). Por lo tanto, para un mismo
flujo será más simple erosionar un fondo soposo
saturado de agua que uno en estado firme. Por su
parte, en presencia de fondos cohesivos hidroplásticos
407
Otharán et al. / Andean Geology 47 (2): 384-417, 2020
(en estado soposo), el paso de un flujo de fango
puede producir una deformación del sustrato por el
que se desplaza y generar estructuras de deformación
(Sanders, 1965; Schieber, 1998; Potter et al., 2005).
De acuerdo con Schieber (1998), se requieren veloci-
dades de al menos 150 cm/s para producir estructuras
deformacionales en un sustrato fangoso con 70% de
porosidad (Einsele et al., 1974). La común ocurrencia
de estructuras deformacionales por debajo de bases
erosivas sugiere un origen vinculado al mismo proceso
erosivo, en donde previo a la erosión del sustrato
soposo ocurriría una deformación parcial del fondo
(Figs. 5C, 7C, 8B, 9A y D). Por otro lado, cuando
en lugar de estructuras de deformación se reconocen
marcas de erosión asociadas a las bases erosivas,
se asume que se trata de una erosión de un sustrato
FIG. 11. Depósitos sedimentarios asociados a flujos de fango casi estacionarios. A. Depósitos granodecrecientes/granocrecientes
asociados a f luctuaciones en la velocidad de flujos hiperpícnicos fangosos (muestra AM-01). La recurrencia vertical de
f a c i e s c o n p a s a j e s t r a n s i c i o n a l e s e n t r e s í s u g i e r e c a m b i o s e n l a s p r o p i e d a d e s h i d r o d i n á m i c a s d e l o s f l u j o s a s o c i a d o s .
B. Explicación de los depósitos con tendencia granocreciente/granodecreciente a partir de fluctuaciones en la velocidad
de un flujo hiperpícnico sostenido (basado en Zavala et al., 2006). Este gráfico muestra la relación velocidad-tiempo en un
flujo casi estacionario. Se interpreta que las sucesivas fluctuaciones en la velocidad de flujo (aceleraciones-desaceleraciones
de flujo) a través del tiempo (t1-t4) habrían condicionado el desarrollo de las diferentes facies y la gradación interna de
los depósitos asociados.
408
Análisis de facies en depósitos de grano fino asociados a flujos de fango
...
f a n g o s o e n e s t a d o f i r m e , n o s a t u r a d o ( F i g s . 6 D ,
E, 7E, F y 8C).
De esta manera, según la magnitud y duración del
evento erosivo, podrán encontrarse diferentes tipos de
estructuras de erosión asociadas. Si se considera un
fondo fangoso tipo (compuesto por una capa super-
ficial de fango saturado o zona saturada, y una capa
m á s p r o f u n d a d e f a n g o s c o m p a c t a d o s n o s a t u r a d o s ,
Fig. 13A y B) sobre el cual comienza a desplazarse un
flujo de fango sostenido, podría ocurrir lo siguiente:
En una primera etapa, a medida que el flujo se
desplaza por el fondo, ejerce una fuerza de arrastre
que resulta en una deformación incipiente de los
materiales que componen el sustrato (Fig. 13C).
Asociado al avance de la deformación ocurre el
desarrollo de estructuras deformacionales, al mismo
tiempo que el flujo comienza a erosionar el sustrato
soposo (Fig. 13D y E).
Si el evento erosivo perdura en el tiempo (Vflujo
>µ
erosión
), se puede alcanzar a remover por completo
el sustrato soposo hasta profundidades donde los
sedimentos se encuentran en estado firme.
Si la erosión continúa, ahora sobre un sustrato en
estado firme (Fig. 13F), puede ocurrir una separación de
flujo bajo condiciones severas de velocidad y generar
vórtices que erosionan el fondo y producen marcas de
erosión (Dżulyński y Sanders, 1962; Sanders, 1965).
Este razonamiento sigue las ideas de Vail
et al. (1992) y Schieber (1998), quienes relacionan
la presencia de marcas de erosión con eventos de
alta energía que habrían removido al menos la capa
superficial de fango saturado hasta alcanzar pro-
fundidades donde los materiales se encuentran en
estado firme (Fig. 6A). Sin embargo, existen otras
explicaciones posibles, por ejemplo, puede ocurrir
que la capa superficial de fango soposo se encuentre
eventualmente ausente debido a un período de muy
baja tasa de acumulación que inhibe su desarrollo.
En este caso, el pasaje de un flujo de fango con
capacidad erosiva podría generar marcas de erosión
en un fondo fangoso inicialmente en estado firme.
Por lo tanto, se debe tener en cuenta que la presencia
de marcas de erosión no siempre indica una erosión
profunda de fondos fangosos.
7. Discusión
Durante mucho tiempo los depósitos de grano
fino que componen la Formación Vaca Muerta fueron
asociados a procesos de decantación hemipelágica en
un medio marino de offshore caracterizado por una
columna de agua estratificada y fondos disóxicos-
anóxicos (Gulisano et al., 1984; Legarreta y Uliana,
1991, entre otros). Sin embargo, recientes estudios
FIG. 12. Evidencias de fluctuaciones en la velocidad (v) de un flujo hiperpícnico fangoso de larga duración (flujos casi estacionarios).
Las aceleraciones en la velocidad de f lujo generadas durante los picos de descarga fluvial pueden causar erosión interna en
un mismo depósito (Vflujo>µ erosión), con la consecuente omisión parcial de facies previamente depositadas.
409
Otharán et al. / Andean Geology 47 (2): 384-417, 2020
sedimentológicos han demostrado que parte de los
depósitos finos que constituyen esta unidad se habrían
acumulado bajo condiciones considerablemente más
energéticas que lo antiguamente previsto (Kietzmann
et al., 2008, 2011, 2014a, b, 2016; González Tomas-
sini et al., 2014; González et al., 2016; Reijenstein
et al., 2017, entre otros).
Por otro lado, si bien las zonas internas de la
Cuenca Neuquina habrían sido propicias para el
almacenamiento y la preservación de la materia
orgánica (Kietzmann et al., 2016), aún no se termina
de comprender la razón por la cual los depósitos con
mayor riqueza orgánica se encuentran generalmente
asociados a áreas depocentrales. Por lo general, estos
ambientes suelen presentar una productividad orgánica
relativamente baja y, asimismo, el aporte de materia
orgánica proveniente de plumas boyantes tiene un
potencial de preservación muy bajo, debido al largo
camino que debe recorrer a través de la extensa
columna de agua (Arthur et al., 1984; Stow et al.,
2001). Durante los últimos años, el desarrollo de
expediciones oceanográficas en sistemas depositacio-
nales actuales permitió obtener una mejor compren-
sión acerca de los mecanismos más eficaces para la
transferencia de fango rico en materia orgánica hacia
el interior de las cuencas oceánicas (Baudin et al.,
2010, 2017a, b; Biscara et al., 2011; Stetten et al.,
2015; Mignard et al., 2017). Estas contribuciones
FIG. 13. Erosión de fondos fangosos por acción de flujos de fango. A-B. Fondo fangoso laminado, compuesto por una zona superior
saturada en agua (zona soposa) y una inferior caracterizada por fangos laminados compactados (zona firme). C. El pasaje
de un flujo de fango entrante ocasiona una deformación incipiente de los fangos laminados que componen el fondo fangoso
saturado. D. En presencia de flujos de fango sostenidos, el flujo continúa actuando sobre el fondo fangoso, lo cual favorece
un incremento en el grado de deformación, y asimismo comienza a ocurrir una erosión incipiente del fondo fangoso saturado.
E. La deformación y erosión del fondo fangoso siguen avanzando, dejando una zona saturada remanente de escaso espesor.
F. Si el f lujo de fango sostenido mantiene su velocidad por encima de la velocidad crítica para erosionar fondos fangosos
saturados, podrá remover por completo la zona saturada, y alcanzar la zona firme. En fondos fangosos firmes, la erosión
dependerá de la velocidad de flujo.
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Análisis de facies en depósitos de grano fino asociados a flujos de fango
...
mencionan que los flujos gravitativos de sedimentos
juegan un rol clave en la transferencia, acumulación
y preservación (secuestro) de la materia orgánica en
ambientes marinos de offshore.
El intervalo basal de la Formación Vaca Muerta se
corresponde con zonas de bottomsets de las unidades
1 y 2 definidas por Sattler et al. (2016). Los depósitos
asociados poseen hasta 8% COT, razón por la cual
este intervalo es considerado uno de los principales
objetivos no convencionales de la Formación Vaca
Muerta (González et al., 2016). Frecuentemente,
las evidencias que permiten interpretar el origen de
parte de las rocas de grano fino incluidas dentro del
segmento basal de la Formación Vaca Muerta, se
encuentran preservadas en el interior de concreciones
carbonáticas exentas de compactación, algunas
de las cuales fueron estudiadas en detalle en esta
contribución. El arreglo interno que exhiben estos
depósitos indicaría un posible origen relacionado
con flujos de fango de origen extracuencal (flujos
hiperpícnicos fangosos).
De acuerdo con Mutti et al. (1996), el origen de
los flujos hiperpícnicos está controlado por cambios
climáticos cíclicos de diferente magnitud (ciclos
de Milankovitch), los que proveen las cantidades
suficientes de agua para producir inundaciones
catastróficas. En particular, la Formación Vaca
Muerta es un ejemplo mundialmente conocido de
una sucesión rítmica caracterizada por ciclos marga-
caliza que responden a un control cíclico externo en
la sedimentación, posiblemente inducido por cambios
climáticos (Scasso et al., 2002, 2005; Kietzmann
et al., 2011, 2015). Estos ciclos climáticos podrían
evidenciarse en sectores internos de la cuenca como
depósitos hemipelágicos (ciclos secos) rítmicamente
interrumpidos por depósitos hiperpícnicos (ciclos
húmedos). De esta manera, durante los períodos
húmedos la tasa de denudación superficial habría
aumentado al mismo tiempo que se activaban las redes
de drenaje, lo que habría incrementado drásticamente
el volumen de fango detrítico aportado a la cuenca
(Mutti et al., 1996). Una vez alcanzada la línea de
costa, la elevada concentración sedimentaria que
tendrían los sistemas fluviales habría permitido vencer
la densidad del agua marina y generar descargas
hiperpícnicas periódicas capaces de atravesar relieves
de muy baja pendiente por centenares de kilómetros
(Nakajima, 2006; Soyinka y Slatt, 2008; Bhattacharya
y MacEachern, 2009; Mulder y Chapron, 2011;
Zavala y Arcuri, 2016).
Sin embargo, hasta el momento se desconoce
el rol de los flujos hiper pícnicos en la acumulacn
de los sedimentos que dieron origen a las rocas
incluidas en la Formación Vaca Muerta. Esto
se debe principalmente a que los niveles de
fangolitas están altamente compactados, lo cual
produce una pérdida de resolución importante
y torna complicado el análisis de procesos
s e d i m e n t a r i o s a e s c a l a c e n t i m é t r i c a - m i l i m é t r i c a .
Si bien los depósitos de flujos hiperpícnicos fangosos
parecen estar presentes en sectores internos de la
Cuenca Neuquina (localidades de Arroyo Mulichinco,
Tres Chorros y Río Neuquén), es necesario aclarar