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I
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO SUL
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
COMPARAÇÃO ESTRATIGRÁFICA E ISOTÓPICA (Sm-
Nd) DAS REGIÕES DO CERRO MORADO E LA TORRE,
BACIA DE ISCHIGUALASTO-VILLA UNIÓN, NOROESTE
ARGENTINO
EDUARDO GUADAGNIN
ORIENTADOR: FARID CHEMALE JR.
BANCA EXAMINADORA: Prof. Dr. Alberto Tomas Casselli
Prof. Dr. Cesar Leandro Schultz
Dr. Henrique Zerfass
Dissertação de Mestrado apresentada
como requisito para obtenção do Título
de Mestre em Geociências.
Porto Alegre – 2005
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Livros Grátis
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Milhares de livros grátis para download.
II
Ao BLUES.
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III
Agradecimentos:
Ao orientador, Farid Chemale Jr., pelo grande interesse e dedicação na
orientação desta monografia. Excelente!
Aos meus pais, Miriam e Osvaldo, e ao irmão, Felipe, pela motivação e
auxílio em todas as horas.
A Adriana Bracco, Claudia Marsicano e Alberto Casselli, pela sugestão do
tema abordado nesta dissertação e pela apresentação á área de estudo.
Aos Parques Provinciais de Ischigualasto-Valle de la Luna e La Torre-El
Chiflón nas Províncias de San Juan e La Rioja, respectivamente, pela
permissão de entrada e coleta de amostras nos parques.
A todos os guarda-parques, pela ajuda na logística de campo.
A Fabrício Vieira dos Santos e Ivo Dussin, pela valiosa ajuda no Trabalho
de Campo I.
A Guilherme Saut Schroeder, Cristina Pierini, Christian Born e Elison do
Carmo, pela ajuda no Trabalho de Campo II.
A Christian Born, pelo desenho dos blocos diagramas de evolução da
bacia.
Ao BLUES, que desde sempre foi meu maior companheiro, em especial à
Muddy Waters, Freddie King, John Lee Hooker, Howlin Wolf, Albert King, Willie
Dixon, Bo Diddley, Little Walter, Buddy Guy, Junior Wells, Elmore James,
Robert Johnson, Jimmy Reed, B. B. King, Jimmy Rogers, Lightnin Hopkins,
Albert Collins, Son House, T-Bone Walker, Big Walter Horton, Sonny Boy
Willianson I, Sonny Boy Willianson II, Big Joe Willians, Memphis Slim, Luther
Alison, Magic Sam, Magic Slim, Otis Rush, Otis Spann, Sonny Terry, Brownie
McGhee, Son Seals, Chuck Berry, Little Richard, Etta James, Bessie Smith,
James Cotton, Arthur “Big Boy” Crudup, John Hammond, Steve Ray Vaughan,
Johnny Winter, The Rolling Stones, Canned Heat e The Doors.
A ANP, pelo financiamento deste trabalho.
A todas as pessoas que, de uma forma ou de outra, colaboraram para o
desenvolvimento desta dissertação.
IV
A Desintegração da Persistência da Memória
Salvador Dali (1954)
V
Índice
1. Introdução ………………………………………………………………………..….....
1
2. Estratégias Metodológicas ………………………………………………..……....….
5
2.1. Análise Estratigráfica ..............………………………………………………..
6
2.2. Análise Isotópica Sm-Nd........………………………………………………...
7
3. Evolução Geotectônica e caracterização do embasamento................................
12
3.1 - O Ciclo Orogênico Pampeano (Cambriano ao Eo-Ordoviciano)..............
15
3.2 - O Ciclo Orogênico Famatiniano (Eo-Ordoviciano ao Eo-Carbonífero).....
16
3.3 - O Ciclo Orogênico Gondwânico (Eo-Carbonífero ao Jurássico)..............
19
3.4 - O Ciclo Orogênico Andino (Jurássico ao Cenozóico)...............................
22
4. Evolução do conhecimento Científico na bacia de Ischigualasto-Villa
Unión...........………………………………………………............................................
27
5. Resultados obtidos: Artigo - Comparação estratigráfica e isotópica (Sm-Nd)
das regiões do Cerro Morado e La Torre, bacia de Ischigualasto-Villa Unión, NW
argentino. Submetido ao Boletim de Geociências da Petrobrás..............................
34
6. Conclusões...........................................................................................................
71
Referências Bibliográficas........................................................................................
75
VI
Lista de Figuras
Figura 1
Mapa geológico da bacia de Ischigualasto-Villa Unión. Modificado
de Casselli (1998) …………………………………...............................
3
Figura 2
Principais terrenos alóctones e suturas relacionadas. As idades em
milhões de anos (Ma) indicam as idades aproximadas das suturas.
Modificado de Ramos (1995) ……......................................................
14
Figura 3
Reconstrução da proto-margem da América do Sul aos 530
Ma.......................................................................................................
15
Figura 4
Modelo de evolução geotectônica dos Andes centrais durante o
ciclo tectono-sedimentar Famatiniano. Modificado de Ramos
(1999)..................................................................................................
17
Figura 5
Modelo de evolução geotectônica dos Andes centrais entre o
Carbonífero e o Eo-Triássico. Modificado de Mpodizis & Ramos
(1990)..................................................................................................
20
Figura 6
Principais bacias extencionais geradas durante o Triássico com
suas respectivas bordas ativas, que se caracterizam pelas
principais descontinuidades crustais pré-existentes na região.
Modificado de Spalletti (2001)............................................................
22
Figura 7
Modelo de evolução geotectônica durante o Mesozóico (Ciclo
Orogênico Andino). Modificado de Ramos (1999)..............................
24
Figura 8
História térmica da amostra A-19 do embasamento adjacente a
Bacia de Ischigualasto-Villa Unión (Serra do Vale Fértil), com
utilização do programa MonteTracks e modelo de Laslett Durango...
26
VII
RESUMO
A bacia de Ischigualasto-Villa Unión (Stipanicic e Bonaparte, 1972), que
consiste de uma bacia alongada no sentido NW-SE e preenchida por rochas
sedimentares Triássicas, foi gerada durante o Eo-Triássico pela reativação de
descontinuidades crustais pré-existentes, associadas ao Gondwanides, na
região central andina. Esta limitada a oeste, pelo vale do Rio Bermejo, no qual
se encontra a zona de sutura do Vale Fértil, que se caracteriza pela borda ativa
da bacia.
Aqui, apresentar-se-á uma revisão da estratigrafia da bacia de
Ischigualasto-Villa Unión, detalhando-se duas áreas chaves do registro
estratigráfico inferior da bacia, na região do Cerro Morado e La Torre. Nestas
áreas utilizou-se de técnicas estratigráficas e isotópicas (Sm-Nd em rocha
total), com o objetivo de estabelecer uma correlação entre seus registros
estratigráficos e suas áreas-fonte, além de caracterizar o comportamento
tectônico.
Ambos os perfis apresentam na porção inferior o preenchimento por um
sistema aluvial-fluvial (Formação Tarjados sensu Romer & Jensen, 1966),
subdividido em 4 associações de fácies: leques aluviais, canais fluviais, barras
longitudinais e planície de inundação; e, na porção superior, o preenchimento
por um sistema lacustre-deltáico (Formação Los Chañares sensu Frenguelli,
1944, no Cerro Morado e, Formação Lomas Blancas sensu Bossi e Herbst,
1968, em La Torre), subdividido em 4 associações de fácies: lacustre, pró
delta, frente deltáica e planicie deltáica. Sobre as últimas unidades ocorre um
lacólito de diabásio (Formação Los Baldecitos).
A formação Tarjados apresenta as maiores idades T
DM
na região do
Cerro Morado, variando entre 1,33 e 1,60 Ga, enquanto que em La Torre os
valores oscilam entre 1,03 e 1,30 Ga. Isso é interpretado aqui como uma
variação da área fonte entre as duas regiões na época de sua sedimentação,
cujas regiões poderiam estar compartimentadas em termos tectônicos a época
de sua deposição.
A formação Los Chañares possui idades T
DM
variando entre 0,90 e 1,36
Ga, e a formação Lomas Blancas possui idades T
DM
entre 0,99 e 1,35 Ga, com
dominância de valores próximos a 1 Ga nos dois blocos.
VIII
Os diabásios da formação Los Baldecitos possuem idades T
DM
entre
0,51 e 0,33 Ga, cujo dado é interpretado com uma extração mantélica próxima
a 130 Ma de um manto modificado pela orogenia do Ciclo Gondwânico, ou até
mesmo pelo processo de slab break-off da crosta oceânica consumida pela
colisão do micro-continente Cuyania com a proto-margem do Gondwana
(Ramos, 1999). Todas as rochas dessa formação obtiveram valores de Epsilon
Nd positivos.
A integração dos dados estratigráficos e isotópicos nos permite
interpretar as duas áreas como meio-grábens distintos na etapa inicial de
preenchimento, em função da discrepância entre as idades T
DM
entre as áreas.
A partir da transgressão lacustre as áreas-fonte são uniformizadas e o alto
estrutural pré-existente é transgredido.
IX
ABSTRACT
The NE-SW-trending Ischilgualsto-Villa Unión Basin, situated in the
Central Andes, Argentina, is filled up by Triassic sedimentary rocks with
volcanic contribution. In the Eo-Triassic, this basin has been generated by the
reactivation of pre-existing crustal discontinuities associated with late tectonic
stages of the Gondawanides. It is limited to the West by the Bermejo River
which is located along the Valle Fértil Suture Zone, the active border of the
basin.
In order to establish a stratigraphic correlation, sedimentary provenance
and tectonics, stratigraphic techniques and Sm-Nd isotopes have been applied
in two key areas of the Ischigualasto-Villa Unión basin, the Cerro Morado and
the La Torre region.
The lower section of both areas is represented by an alluvial-fluvial
system (Tarjados Fm.), divided into 4 facies associations: alluvial fan, fluvial
chanel, longitudinal bars and flood plain. The upper section consists of the Los
Chañares Fm, in the Cerro Morado, and Lomas Fm., in the La Torre. It is a
lacustrine-deltaic system with lake, pro-delta, deltaic front and deltaic plain
facies. Presence of acid tuffs and volcaniclastic layers are also recognized in
these areas, with major contribution in the upper section. Overlying the whole
section occur lacholith of basic rocks (Baldecitos Fm.).
The Tarjados Fm. has model ages (T
DM
)
in the Cerro Morado region
ranging from 1.33 to 1.60 Ga, while in the La Torre from 1.03 to 1.30 Ga. This
results point to different source areas during the deposition of these units,
suggesting that these regions could be tectonic compartmented during
deposition of this formation.
The Los Chañares and the Lomas Blancas Fm. show T
DM
between 0.90
and 1.36 Ga and 0.99 and 1.35 Ga, respectively. The dominant model ages
close to 1.0 Ga in both areas, suggesting provenance of the Grenvillian Cuyana
Terrane.
The diabases of the Los Baldecitos Fm. present T
DM
ranging from 0.51 to
0.33 Ga and positive epsilon Nd values, which is interpreted to be melted from a
modified mantle by the Gondwanides Cycle .
X
The sedimentological-stragraphic and isotopic data suggest that these
regions can be interpreted as two distinct hemi-grabens separated by structural
highs which have been connected during the deltaic-lacustrine phase.
1. Introdução
2
1. Introdução
A Bacia de Ischigualasto-Villa Unión situa-se entre as latitudes 67° 30´
S e 68° 30´ S e as longitudes 29° 15´ W e 30° 30´ W, no sudoeste da Província
de La Rioja e nordeste da Província de San Juan, Argentina (Figura 1).
Trata-se de uma bacia alongada no sentido NW-SE e preenchidas por
rochas sedimentares Triássicas. A bacia limita-se a norte, pelas Serras de Maz
e de Famatina, a leste, pelas serras de Sañogasta, Vilgo e Paganzo e, ao sul,
pela Serra do Vale Fértil. À oeste, é limitada pelo vale do Rio Bermejo, que se
dispõe ao longo de uma grande zona de fraqueza crustal, a sutura do Vale
Fértil.
3
Figura 1: Mapa geológico da Bacia de Ischigualasto-Villa Unión. Modificado de Casselli (1998).
4
A Bacia de Ischigualasto-Villa Unión é conhecida mundialmente por
conter numerosas espécies de vertebrados fossilizados, tais como
Rincossauros, Dicinodontes e os primeiros dinossauros (Eo-Raptor), e por ser
Patrimônio da Humanidade (UNESCO).
As rochas Triássicas da bacia ocorrem de forma discordante sobre o
embasamento granítico-gnáissico Paleozóico e sedimentos permo-carboníferos
da Bacia de Paganzo. O limite oeste da bacia, que se caracteriza por ser a
margem de sedimentação ativa, é condicionado por uma zona de fraqueza da
crosta, que é uma grande zona de sutura crustal (Sutura do Vale Fértil), com
direção NW-SE, associada à amalgamação do terreno Cuyania à margem sul-
ocidental do Gondwana.
A formação desta bacia está vinculada ao desenvolvimento de um
importante regime transtrativo que ocorreu durante o Triássico na região central
andina, reativando estruturas pré-existentes e gerando falhamentos direcionais
e normais. Este regime foi acompanhado de manifestações vulcânicas e
piroclásticas, iniciadas no limite Permo-Triássico e ativas durante grande parte
da evolução da bacia. Um importante evento compressional ocorrido no
Cenozóico Superior e ligado à Orogenia Andina provocou o soerguimento
diferencial das rochas da bacia, gerando estruturas deformacionais rúpteis
(falhas normais, inversas e transcorrentes) que ocasionaram grandes inversões
tectônica e estratigráfica
.
Neste trabalho apresentar-se-á, em primeira instância, uma revisão da
estratigrafia da Bacia de Ischigualasto-Villa Unión, detalhando-se duas áreas
chave do registro estratigráfico inferior da bacia, na região do Cerro Morado e
La Torre. Nestas áreas, foram utilizadas técnicas estratigráficas (levantamento
de perfis estratigráficos colunares, medição da paleocorrentes, entre outros) e
isotópicas (Sm-Nd em rocha total), com o objetivo de estabelecer uma
correlação entre seus registros estratigráficos e suas áreas-fonte, além de
caracterizar o comportamento tectônico.
5
2. Estratégias Metodológicas
6
2. Estratégias Metodológicas
As estratégias metodológicas adotadas neste trabalho, a fim de
comparar as duas regiões de interesse (Cerro Morado e La Torre), foram: (i) a
análise estratigráfica, utilizando-se de conceitos clássicos da Estratigrafia
Moderna, a fim de gerar um arcabouço estratigráfico para as regiões de estudo;
(ii) e a análise isotópica Sm-Nd, em rocha total, para caracterizar e comparar
as áreas fonte das duas regiões estudadas.
Esses dois métodos serão abordados de forma sucinta nesse capítulo,
uma vez que muitos dos conceitos discutidos já são de amplo domínio no
campo das Geociências.
Abaixo, estão descritos e discutidos os fundamentos teóricos da
aplicação dos métodos utilizados e os procedimentos analíticos adotados.
2.1 - Análise Estratigráfica
A análise estratigráfica foi efetuada com auxílio de perfis colunares
verticais levantados em campo, nas regiões do Cerro Morado (Parque
Provincial de Ischigualasto-Valle de la Luna) e Cerro La Torre (Parque
Provincial de La Torre-El Chiflón) (ver Figura 1), além da medição de
paleocorrentes com o auxílio de bússola.
7
As fácies sedimentares foram definidas a partir de seus atributos
físicos, como geometria das camadas, granulometria, aspectos texturais,
estruturas sedimentares e paleocorrentes, e depois agrupadas em Associações
de Fácies.
Dessa forma, foi possível caracterizar melhor os sistemas
deposicionais que preenchem as duas áreas em questão, que, por sua vez,
norteou a amostragem e interpretação dos dados isotópicos.
2.2 - Análise Isotópica Sm-Nd
O sistema Sm-Nd baseia-se no decaimento de um isótopo radioativo
de samário (
147
Sm) para um isótopo estável de neodímio (Nd
143
) por emissão
de partículas α. A constante de decaimento é alta, com uma meia-vida de 106
bilhões de anos.
Tanto o Sm quanto a Nd são elementos do grupo das terras raras
(ETR), ocorrendo como elementos traço em muitos minerais formadores de
rocha, como silicatos, fosfatos e carbonatos.
O alto estado de valência de praticamente todos os ETRs (geralmente
+3, exceto o Ce e Eu), somada a tendência de hidrolização do íon, faz com que
os ETRs realizem ligações covalentes (alta força de ligação) com os ânions aos
quais estão combinados. Isso faz com que esses elementos tenham baixa taxa
de solubilidade e mobilização, e, portanto, não sofram modificações
substanciais devido a processos de alteração, intemperismo e diagênese.
A abundância do isótopo radiogênico Nd
143
e a razão Nd
143
/ Nd
144
na
Terra Global (Bulk Earth – BE) tem um aumento com o passar do tempo, em
decorrência do decaimento do Sm
147
para o Nd
143
. O aumento da razão
143
Nd/
144
Nd na Terra Global, em função do tempo, pode ser descrito por um
modelo baseado na idade e na razão Sm/Nd da Terra, além da razão
143
Nd/
144
Nd primordial, que podem ser obtida com o estudo de meteoros
condríticos. Sendo assim, pode-se determinar o tempo de residência na crosta
de uma determinada rocha.
8
O modelo considera a geração de uma rocha por fusão parcial do
manto condrítico, denominado CHUR (chondritic uniform reservoir), gerando
dois outros reservatórios: um empobrecido em elementos “magmatófilos”, o
manto empobrecido (DM – depleted mantle) e um enriquecido nesses
elementos, as rochas crustais (CR – crustal rocks). Dessa forma, pode-se
calcular a idade de formação de uma determinada rocha crustal em relação ao
reservatório CHUR (T
CHUR
), assumindo a premissa que a evolução da razão
Sm/Nd não manto é similar à evolução dessa razão em sistemas condríticos.
Em relação ao DM (T
DM
), assume-se a premissa que a razão Sm/Nd evolui em
um manto que se torna empobrecido em elementos incompatíveis devidos as
muitas fusões geradas pela formação e extração da crosta.
O cálculo é realizado a partir da equação abaixo:
onde as razões isotópicas da amostra e do DM são as razões atuais.
Alternativamente pode-se substituir o DM por CHUR e calcular o tempo de
formação da rocha em relação ao CHUR.
Da mesma maneira, pode-se calcular o desvio da razão Nd
143
/ Nd
144
entre a rocha considerada e o reservatório CHUR (ou reservatório DM) em um
determinado tempo t. Este tempo pode ser uma idade qualquer, que
geralmente é assumida como a idade de cristalização da rocha. Esse desvio é
definido como εNd, que é calculada a partir da equação abaixo:
Para todos esses cálculos, é necessário estimar a composição do
manto empobrecido (DM). Isso é obtido a partir de modelos dependentes de
fatores como: a idade considerada para a formação da crosta, se a formação
da crosta foi contínua ou episódica, e se deve ser considerada ou não a
existência de uma heterogeneidade no manto primordial. Sendo assim, o
T
DM
=
(
143
Nd/
144
Nd) amostra – (
143
Nd/
144
Nd)DM
(
147
Sm/
144
Nd) amostra - (
147
Sm/
144
Nd)DM
]
[
x 10000
1
λ
ln
ε
Ndt =
(
143
Nd/
144
Nd)t amostra – (
143
Nd/
144
Nd)tCHUR
(
143
Nd/
144
Nd)tCHUR
]
[
x 10000
9
modelo escolhido para o calculo deve ser citado em qualquer trabalho
isotópico. O Laboratório de Geologia Isotópica da Universidade Federal do Rio
Grande do Sul utiliza o modelo proposto por De Paolo (1981), por ser o modelo
mais amplamente utilizado no mundo. Nesse modelo, o DM é considerado
como uma média das razões e Nd
143
/ Nd
144
de basaltos de cordilheiras meso-
oceânicas (MORB – mid oceans ridge basalts) iguais a 0.222 e 0.513114,
respectivamente. Já para o CHUR, considera-se 0.1967 e 0.512638 para as
razoes Nd
143
/ Nd
144
e Sm
147
/ Nd
144
, respectivamente, e que são idênticas as da
Terra Global.
Devido às características geoquímicas do Sm e do Nd, a idade modelo
calculada por ambos os métodos (seja T
CHUR
ou T
DM
) e por qualquer modelo de
evolução da Terra, é na maior parte das vezes pouco afetada pelos processos
do ciclo exógeno, uma vez que a rocha é extraída do manto e se posiciona na
crosta. Em decorrência disto, a idade modelo (T
DM
) pode ser utilizada para
estudos de proveniência de rochas sedimentares (McDaniel et al., 1997,
Goldstein et al., 1997). Se as rochas sedimentares analisadas forem originarias
de apenas uma fonte, o T
DM
dessas rochas será idêntico ao da rocha fonte dos
sedimentos. Caso haja mais de uma fonte, o valor T
DM
obtido para a rocha
sedimentar irá se situar em uma linha intermediária entre os valores T
DM
das
rochas fonte dos sedimentos.
Além do T
DM
, também é possível a utilização do εNd relativo ao CHUR,
porém nesse caso, é necessário que se infira uma idade ao qual esse fator
está sendo calculado. O εNd se torna uma ferramenta ainda mais poderosa,
quando associada ao T
DM
. Pois com esse fator, pode-se distinguir a origem das
rochas fonte dos sedimentos. εNd positivos normalmente são associados a
rochas oriundas de fusão do manto ou rochas com componentes mantélicas
gerados muito próximo da extração mantélica pela crosta, isto é, tempo de
residência crustal entre extração do manto e geração não são maiores que 300
Ma. Assim, o valor de T
DM
podem auxiliar nos estudos de proveniência. Já os
dados de εNd podem informar a idade da extração mantélica, quando a rocha
teve uma evolução geológica simples.
10
2.2.1 – Procedimento Analíticos
A análise isotópica foi efetuada em 32 amostras de rochas
sedimentares e ígneas hipoabissais coletadas nos dois perfis estratigráficos
levantados em campo. Foram coletadas amostras pertencentes a todas as
associações de fácies descritas nas regiões estudadas, seu embasamento
sedimentar e magmatismo básico que está no topo das duas seções. As
análises foram executadas no Laboratório de Geologia Isotópica da UFRGS.
As amostras coletadas foram pulverizadas e pesadas junto com
traçador isotópico Sm149-Nd150. Após foram dissolvidas em frasco de Teflon
com adição de mistura de 7 ml HF-HNO3 e colocados em chapa quente por 3-
4 dias. Após estes dias, as amostras foram secas. Adicionaram-se 7 ml HCl 6N
no resíduo e deixou-se na chapa quente de 1 a 2 dias até dissolver a amostra
completamente. Assim, a amostra dissolvida foi passada em colunas com
resina catiônica AG-50W-X8 (200-400 mesh) para separar os elementos terras
raras.
Em seguida, a amostra com REE separados foi passada em colunas
aniônicas com resina HDEHP LB-B50-A (100-200µm), segundo a metodologia
de Patchett & Ruiz (1987). Cada amostra foi seca e depositada com H
3
PO
4
0,25 N em filamento simples de Ta para Sm e no filamento de Ta externo com
arranjo triplo Ta-Re-Ta para Nd.
As razões isotópicas foram medidas no modo estático com um
Espectrômetro de Massa Multicoletor VG 54 no Laboratório de Geologia
Isotópica da UFRGS. Normalmente foram medidas 100 razões de isótopos de
Nd com intensidade de 0,2 a 1,0 volt do feixe de 144
Nd
. Razões de Nd foram
normalizadas para Nd
146
/ Nd
144
= 0.7219. As análises foram ajustadas para
variações do bias instrumental com uso do padrão interno Nd Spex = 0,511110
± 0.000014. Os brancos obtidos durante as análises foram menores que 1000
pg para Nd e menores que 200 pg para o Sm.
Idades de residência crustal (T
DM
) foram calculadas utilizando o modelo
de manto empobrecido de De Paolo (1981). Valores de εNd(t) foram calculados
11
com base as idades obtidas por datação disponível na literatura e dados
bioestratigráficos.
12
3. Evolução Geotectônica e caracterização do
embasamento
13
3. Evolução Geotectônica e caracterização do
embasamento
A Bacia de Ischigualasto-Villa Unión esta localizada sobre a província
morfotectônica Famatina, segundo a classificação de Ramos (1995).
A natureza do embasamento da região estudada registra uma história
complexa de acresções e colisões, sendo seus estágios finais desenvolvidos
durante o Proterozóico Superior e o Paleozóico Inferior (Ramos, 1988). As
suturas entre os distintos blocos e suas características controlaram a evolução
geológica de muitas bacias sedimentares desenvolvidas na Argentina durante
Mesozóico.
A borda ativa da Bacia de Ischigualasto-Villa Unión coincide com a
sutura gerada pela acresção do microcontinente Cuyania a protomargem do
Gondwana. Na Figura 2 observam-se os principais terrenos reconhecidos e
suas respectivas suturas, no setor central dos Andes.
14
Figura 2: Principais terrenos alóctones e suturas relacionadas. As idades em milhões
de anos (Ma) indicam as idades aproximadas das suturas. Modificado de Ramos
(1995).
A evolução geotectônica dos Andes centrais no Fanerozóico é
resumida por Ramos (1988), que define três ciclos orogênicos principais: o
ciclo orogênico Pampeano (Cambriano ao Eo-Ordoviciano), o ciclo orogênico
Famatiniano (Eo-Ordoviciano ao Devoniano) e o ciclo orogênico Gondwânico
(Carbonífero ao Triássico).
15
3.1 - O Ciclo Orogênico Pampeano (Cambriano ao Eo-
Oordoviciano)
O terreno Pampia foi acrecionado ao cráton Rio de la Plata entre o
Neo-Proterozóico e o Eo-Cambriano, durante a orogênese Pampeana (em
torno dos 530 Ma, segundo Rapela et al., 1998). Durante a orogenia Pampiana,
o terreno Arequipa-Antofalla colide com o cráton Amazônico. Entre o
Cambriano e o Eo-Ordoviciano este bloco estava separado do continente e
posteriormentre amalgamado durante o Neo-Ordoviciano (orogenia Ocloyca)
(Bahlburg & Herve, 1997).
Figura 3: Reconstrução da proto-margem da América do Sul aos 530 Ma. Acresção do
terreno Pampia marca o clímax da orogenia Pampeana. AAC: Cráton Arequipa-
Antofalla; AMC: Cráton Amazônico; RAC: Cráton Rio Apa; RPC: Cráton Rio de la
Plata. Modificado de Rapela et al. (1998).
16
3.2 - O Ciclo Orogênico Famatiniano (Eo-Ordoviciano ao Eo-
Carbonífero)
O ciclo tectono-sedimentar Famatiniano agrupa uma série de eventos
orogênicos que afetaram o setor norte e central da protomargem do Gondwana
durante o Paleozóico inferior. Esse ciclo caracteriza-se pela acresção de
diferentes terrenos à proto-margem do Gondwana, levando a consolidação
tectônica dessa área (Figura 4). A natureza destes terrenos é, em muitos
casos, exótica, provavelmente derivada do continente Laurentia, e em outros
casos para-autóctone. As evidências existentes para caracterizar a acresção
de terrenos durante esse ciclo são a presença de seqüências ofiolíticas
descontínuas e rochas cálcico-alcalinas dentro do continente. Essas
seqüências ofiolíticas sugerem a presença de bacias oceânicas entre a proto-
margem do Gondwana e esses terrenos. O ciclo Famatiniano é formado por
dois eventos diastróficos, as orogênias Ocloyca e Chañica.
17
Figura 4: Modelo de evolução geotectônica dos Andes centrais durante o ciclo
tectono-sedimentar Famatiniano. Modificado de Ramos (1999).
O ciclo Famatiniano tem como evento inicial o início da subducção da
crosta oceânica que separava a protomargem do Gondwana de um arco intra-
oceânico, o arco magmático Famatina (Figura 4 – a), com magmatismo de
arco associado, sendo que, segundo Lazarte (1992), o clímax da atividade
magmática nesse arco ocorreu entre 490 e 470 milhões de anos (Ma).
O segundo evento desse ciclo caracteriza-se pela colisão do arco
magmático Famatina à protomargem do Gondwana (Figura 4 – b), em torno
dos 470 Ma, com a geração de granitos colisionais (Ramos, 1999). Esse
terreno é interpretado por Ramos & Vujovivh (1993), como um terreno siálico
de origem paraautóctone ao Gondwana. Para Pankhurst et al. (1998), o terreno
18
faria parte da protomargem do Gondwana e seu arco magmático parte das
Serras Pampeanas ocidentais. Esses autores consideram a existência de um
arco interno do tipo trondjemítico, e para oeste um arco externo
contemporâneo, com a geração de granodioritos do tipo ‘’I’’ e grandes batólitos
graníticos do tipo ‘’S’’.
A acresção do microcontinente Cuyania à protomargem do Gondwana
se dá entre 460 e 440 Ma (Figura 4 – c). Esse microcontinente é interpretado
por Ramos (1996) como um bloco composto, uma vez que se reconhecem
suturas internas ao bloco. Identificadas em campo como uma grande faixa
ofiolítica de possível idade Greenvilliana. Cominguez & Ramos (1990) atestam,
por meio de linhas sísmicas, a existência de uma descontinuidade crustal
interna ao bloco e a associam a importantes zonas miloníticas. Essa sutura
interna, com idade de 1050 Ma, limita dois terrenos oceânicos, que segundo
Vujovich & Kay (1996) correspondem a arcos de ilhas intraoceânicos.
Sobre o microcontinente ocorre uma espessa seqüência de carbonatos
plataformais, onde ocorrem fósseis da fauna cambriana de Olenellus (Borrello,
1965), fauna que não é registrada no Gondwana, apenas na Laurásia. O
embasamento dessa seqüência possui, portanto, afinidades à província
proterozóica de Grenville, na América do Norte.
A integração desses aspectos e a presença de suturas crustais
limítrofes ao bloco (Ramos, 1996) levaram a interpretação da origem alóctone
desse microcontinente. Ele teria se consolidado inicialmente no domínio da
Laurásia, rifteado e migrado em direção ao Gondwana, até a colisão (Ramos et
al., 1986, Astini et al., 1995, Astini, 1996).
Essa hipótese é contestada por Aceñolaza (2003), que interpreta a
origem do microcontinente como de origem paraautóctone ao Gondwana,
estando associado a extensas falhas transcorrentes.
A colisão desse microcontinente ocorre entre o Meso e Neo-
Ordoviciano, produzindo uma orogenia conhecida como Orogênese Ocloyica e
gerando a Sutura do Vale Fértil. Está foi de extrema importância para a
geração da Bacia de Ischigualasto-Villa Unión, no Triássico, e inversão
tectônica, no Cenozóico.
19
A colisão de um novo bloco siálico, conhecido como Chilenia (Ramos
et al., 1984), gera a orogenia Precordilleirana (Figura 5 – a). O contexto
geodinâmico e a cronologia da colisão não são consensuais entre os
pesquisadores. Astini (1996) interpreta a colisão como tendo ocorrido no Eo-
Devoniano, sendo que para Ramos et al. (1984) e Ramos (1988), ela ocorreu
no Eo-Carbonífero, denominando-a de orogenia Chañica.
Durante os esforços decorrentes da Orogenia Chañica, antigas zonas de
suturas crustais de antepaís (Fernández-Seveso & Tankard, 1995) foram
reativadas por efeitos transtrativos, possivelmente sendo o mecanismo de
subsidência inicial do ciclo Gondwânico, que se inicializaria a seguir.
3.3 - O Ciclo Orogênico Gondwânico (Eo-Carbonífero ao Jurásico)
Após o regime compressional do final do Paleozóico, instala-se na
região oeste do Gondwana um intenso processo extensional com reativação de
falhas Paleozóicas e um intenso vulcanismo (Uliana & Biddle, 1988), conhecido
como Ciclo Choiyoi (Llambías et al., 1993), no limite Permo-Triássico, que
marca o início do Ciclo Gondwânico (Figura 5 – b).
20
Figura 5: Modelo de evolução geotectônica dos Andes centrais entre o
Carbonífero e o Eo-Triássico. Modificado de Mpodizis & Ramos (1990).
O regime extensional que caracterizou o Gondwana no limite Permo-
Triássico gerou uma intensa atividade magmática. O amplo predomínio das
rochas vulcânicas ácidas em relação às básicas levou Zeil (1981) a interpretar
que a origem desse magmatismo estaria exclusivamente associada ao
fenômeno extensional que se implantou na margem ocidental do Gondwana.
Dois episódios magmáticos são definidos por diferentes autores para o
Ciclo Choiyoi (Llambías & Sato, 1990, 1995; Mpodozis & Kay, 1990; Parada,
1990; Kleiman, 1993). O primeiro possui caráter intermediário, gerado entre
275 e 263 Ma, e o segundo de caráter ácido, datado entre 257 e 243 Ma
(Llambías & Sato, 1995).
Ramos & Kay, (1991) e Llambías & Sato (1995) sugerem que o
primeiro episódio teve origem em crosta continental espessa, intrudindo-se em
ambiente de intraplaca por fusão parcial em alto grau de níveis crustais
profundos a médios sobre um regime tectônico extensional pós-colisional.
21
É essa extensão generalizada que desencadeia a formação das bacias
sedimentares Triássicas do Gondwana.
As bacias triássicas são consideradas por diversos autores como
bacias do tipo rifte (Uliana et al., 1989; Ramos & Kay, 1991; Ramos, 1992;
Kokogian et al., 1993; entre outros) (Figura 6) com geometrias de meio-gráben
(Spalletti, 1997), sendo que na Bacia de Ischigualasto-Villa Unión a geometria
do meio-gráben é, mais ou menos, uniforme (Milana & Alcober, 1995)
Segundo Mpodozis & Kay (1990), o regime extensional responsável
pela geração das bacias Triássicas está relacionado aos processos de
adelgaçamento crustais e distensão pós-colisionais do Neo-Paleozóico.
Segundo Spalletti (1997), as bacias sedimentares Triássicas caracterizam-se
por sistemas de rifte passivos, gerados por mecanismos de cisalhamento
simples e colapso extensional de regiões orogênicas, possibilitando a intrusão
de magmas básicos de alta temperatura. O autor não descarta a hipótese, para
as etapas finais de preenchimento das bacias, da associação com esforços
transtrativos ao longo de descontinuidades crustais (suturas) de grande escala.
A possibilidade da geração das bacias Triássicas ter ocorrido por
transcorrência foi levantada por Uliana et al. (1989), Rapela et al. (1992) e
Tankard et al. (1995).
Segundo Ramos & Kay (1991), as bacias Triássicas são sistemas de
riftes desconectos entre si no início da evolução tectônica das bacias e,
limitados por lineamentos tectônicos de primeira ordem em escala continental,
relacionados a zonas de suturas crustais, formadas durante a acresção de
sucessivos terrenos, como Cuyania e Chilenia.
As bacias sedimentares triássicas podem apresentar diversos estados
de preenchimento vinculados com a atividade dos sistemas de falhas, aportes
sedimentares e intensidade do vulcanismo síncrono à sedimentação.
22
Figura 6: Principais bacias extensionais geradas durante o Triássico com
suas respectivas bordas ativas, que se caracterizam pelas principais descontinuidades
crustais pré-existentes na região. Modificado de Spalletti (2001).
3.4 - O Ciclo Orogênico Andino (Jurássico ao Cenozóico)
Durante o Cretáceo Inferior a região de retroarco esteve controlada, tal
qual o arco, por processos extensionais iniciados no limite Jurássico-Cretáceo
23
e gerados pelo desenvolvimento de uma zona de subducção tipo Marianas
(Ramos, 1988; Mpodozis & Ramos, 1989) (Figura 7 - a). Esse sistema
extensional esteve estritamente vinculado à abertura do oceano Atlântico Sul,
precedido pelos importantes sistemas de riftes gondwânicos Triássicos. É essa
extensão que gera a bacia rifte de Salta e as bacias de retro-arco de Neuquén,
Rio Mayo e Magallanes. O arco magmático localizava-se na Cordilheira
Costeira e o regime extensional é resultado da elevação do gradiente termal,
que induziu estiramento crustal, e, ao mesmo tempo deposição de espessa
pilha de sedimentos e metamorfismo regional.
Durante o Cretáceo Inferior a Médio o regime extensional cessa e dá
início à transição para uma tectônica compressiva (Figura 7 - b), que se
estabelece no Cretáceo Superior, iniciou-se a deformação e inversão tectônica
(Figura 7 - c).
Essa mudança do regime tectônico gera o fechamento das bacias de
intra e retroarco e a migração do arco magmático para o leste. O fechamento
dessas bacias está associado ao encurtamento produzido pelo Aconcágua
Fold-Thrust belt. A falta de vulcanismo expressivo de idade Cenozóica na
região é atribuída ao baixo ângulo da placa oceânica consumida.
24
Figura 7: Modelo de evolução geotectônica durante o Mesozóico (Ciclo Orogênico
Andino). Modificado de Ramos (1999).
A) Evolução durante o Jurássico e o Cretáceo Inferior, onde a paleoplaca de
Farallones era subductada com ângulo superior a 45
o
graus, gerando
extensão de intra-arco;
B) Evolução durante o Cretáceo Inferior, onde a paleoplaca de Farallones
diminui o seu ângulo de subducção, que se tornando inferior a 45
o
graus,
gera bacia de retro-arco em função da migração do arco em direção à
fossa, e;
C) Evolução durante o Cretáceo Superior, onde a paleoplaca de Farallones
diminui ainda mais o seu ângulo de subducção estabelecendo-se uma
margem do tipo andina, com inclinação da placa subductada de 30
o
graus,
gerando cavalgamentos na região de retro-arco e gap de vulcanismo.
25
Durante o Cenozóico (Mioceno-Pleistoceno), instala-se, na margem
ocidental do Gondwana, um regime compressional relacionado à Orogenia
Andina, que gerou a reativação de antigas zonas de fraquezas crustais. A bacia
de Ischigualasto-Villa Unión foi então soerguida, pela inversão tectônica da
sutura do Vale Fértil e de outras falhas relacionadas.
Segundo Guadagnin (2004) a bacia de Ischigualasto-Villa Unión foi
soerguida durante o Mioceno, de forma escalonada, controlada pelas principais
descontinuidades geológicas do embasamento. As amostras da formação
Talampaya analisadas por Traço de Fissão em apatita obtiveram as maiores
temperaturas (em torno dos 100º C) a 5 Ma.
A Figura 8 mostra a evolução termal de uma amostra coletada na Serra
do Vale Fértil e analisada por Traços de Fissão em Apatitas por Guadagnin
(2004), que apresenta os principais eventos de soerguimento e denudação da
Bacia e regiões adjacentes.
No Triássico Inferior a região de estudo sofreu uma rápida subsidência,
associada geração da bacia de Ischigualasto-Villa Unión. Durante o Jurássico e
o Cretáceo Inferior, as rochas da bacia sofreram uma leve diminuição da
temperatura, associado a um soerguimento, gerado por compensações
isostáticas. Durante o Cretáceo Médio ao Mioceno, a região de estudo sofre
uma subsidência associada a um contexto de Foreland, gerado por
carregamento crustal. O soerguimento da bacia de Ischigualasto-Villa Unión se
dá bruscamente durante o Mioceno, de forma escalonada, iniciando em torno
de 12 Ma.
26
Figura 8: História térmica da amostra A-19 do embasamento adjacente a Bacia de
Ischigualasto-Villa Unión (Serra do Vale Fértil), com utilização do programa
MonteTracks e modelo de Laslett Durango – a) Todas as curvas simuladas; b) Curva
de melhor ajuste; c) Histograma de distribuição do comprimento de traços confinados.
Modificado de Guadagnin (2004).
27
4. Evolução do conhecimento Científico na bacia
de Ischigualasto-Villa Unión
28
4. Evolução do conhecimento Científico na bacia
de Ischigualasto-Villa Unión
O primeiro registro referente ao Triássico argentino decorre de Darwin,
que em 1846, numa viagem de Buenos Aires a San Juan, descreveu troncos
fossilizados de Araucarites (Araucarioxylon protoaraucana) (apud Brea, 1997)
na região de Paramillos de Uspallata.
Em 1870, o presidente da Argentina, Domingos Sarmiento, sanciona
uma lei, que oferecia 25000 pesos fuertes para o descobridor de uma mina de
carvão, a fim de implantar um sistema ferroviário em todo o país.
A Bacia de Ischigualasto-Villa Unión só foi descoberta quatro anos
depois, em 1874, pelo geólogo Steizner, que descreveu os sedimentos numa
viagem de San Jose de Jachal a Patquia. A Steizner também se devem os
primeiros trabalhos científicos (Steizner, 1885, 1923-24), que exibiam mapas
da Bacia de Ischigualasto-Villa Unión, a sul da serra de Famatina e a norte da
serra de La Huerta.
Uma descrição completa da estratigrafia da região do Cerro Morado foi
feita por Bondembender (1911), que descreveu 5 unidades:
• Paganzo III: arenitos e conglomerados vermelhos com mais de 200
metros de espessura. Triássico.
29
• Piso I: arenitos cinza amarelados com espessura entre 400 e 500
metros com restos de Thinnfeldia. “Rético”.
• Piso II: margas com concreções e arenitos amarelados com espessura
entre 400 e 500 metros. “Rético”.
• Piso III: arenitos avermelhados com espessura inferior a 100 metros.
“Jurássico”.
• Piso IV: arenitos de coloração vermelho vivo com mais de 300 metros
de espessura. “Cretáceo Andino Superior”.
O autor, além da subdivisão de unidades, publica um mapa dos
afloramentos triássicos da região do Cerro Morado e El Chiflón-La Torre (ver
Figura 1).
Esse trabalho sofre pequenas modificações, feitas por Groeber &
Stipanicic (1953) nos pisos III e IV, atribuindo-os também ao Triássico, que
publicam uma versão atualizada.
Com respeito aos registros fossilíferos, Huene (1931) descreveu
pegadas na formação Los Rastros, evidenciando a existência de vertebrados
na bacia. Frenguelli (Cabrera, 1943) foi o primeiro a coletar fósseis de ossos na
bacia, na formação Ischigualasto.
Frenguelli (1944) gera uma nova coluna estratigráfica e denomina a
bacia de “Ischigualasto-Ischichuca”.
4. Estratos de Gualo
SÉRIE DE ISCHIGUALASTO-ISCHICHUCA: 3. Estratos de Ischigualasto
2. Estratos de Los Rastros
1. Estratos de Ischichuca
Posteriormente, Groeber & Stipanicic (1953), geram duas sínteses dos
conteúdos científicos sobre a bacia, modificando o quadro de Frenguelli &
Ramaccioni, rebatizando os Estratos de Gualo como Estratos de Los
Colorados, seguindo a definição de de la Mota (1949).
30
Romer & Jensen (1966) definem melhor a parte inferior da coluna
estratigráfica da bacia, na zona de Talampaya-Gualo, individualizando novas
formações e coletando belíssimas coleções de fósseis. Esses trabalhos tiveram
prosseguimento com pesquisadores locais, liderados por José Bonaparte, onde
foram solucionados problemas paleo-faunísticos e estratigráficos.
Abaixo, encontram-se as descrições originais das Lito-Formações que
preenchem a Bacia de Ischigualasto-Villa Unión, além da região onde foram
definidas, em ordem decrescente em idade.
• Formação Talampaya: reconhecida por Romer (1966) e descrita por
Romer & Jensen (1966), que agrupam na formação um conjunto de estratos
bem expostos no rio Talampaya.
Compõe-se de uma sucessão bastante uniforme de sedimentos de cor
vermelho pálido, integrada por delgados extratos de arenitos de grão fino, que
se estendem até o norte por Aicuña, Tambillos e Cuesta de Miranda (Stipanicic
& Bonaparte, 1972).
Segundo Stipanicic & Bonaparte (1979), as formações Talampaya-
Tarjados correspondem, de forma aproximada, aos estratos de Paganzo III, de
Bodenbender (1911), embora os autores não os definam na mesma área.
Paganzo III foi definido por Bodenbender (1911) na região do Cerro Bola,
enquanto Talampaya e Tarjados foram definidos por Romer (1966) e Romer &
Jensen (1966) na região do rio Talampaya.
• Formação Tarjados: reconhecida por Romer (1966) e descrita por Romer
& Jensen (1966) na região de Talampaya-Gualo.
O membro inferior começa com um conglomerado de base, discordante
sobre a formação Talampaya, com espessura entre 2 e 3 metros, sucedidas
por 130 metros de arenitos vermelhos, com cores vivas, que se alternam com
pelitos vermelhos pardos e opacos. O membro superior compõe-se de 120
metros de arenitos, em sua maior parte brancos, porém ao norte a formação
apresenta, em geral, cores vermelhas (Romer & Jensen, 1966).
31
• Formação Ischichuca (Los Chañares): descrita primeiramente por
Frenguelli & Ramaccioni (in Frenguelli, 1944) na região do cânion Ischichuca
Grande.
Segundo Frenguelli & Ramaccioni, apresenta na base fan
conglomerados intercalados com tufos e tufos retrabalhados, na seção média,
uma alternância de arenitos, pelitos e carbonatos e no topo uma intercalação
entre arenitos, pelitos tufáceos e carbonosos.
A formação Los Chañares foi reconhecida por Romer (1966) e
primeiramente descrita por Romer & Jensen (1966) na região de Talampaya-
Gualo.
Segundo Bonaparte (1967, 1969), a formação Los Chañares equivale à
formação Ischichuca, já que se observam mesmas características
megascópicas, litológicas e conteúdo fossilífero. Sendo assim, a formação Los
Chañares perde validade estratigráfica, sendo interpretada como uma variação
lateral da formação Ischichuca.
A formação Ischichuca possui espessuras variadas na bacia, de 75
metros (formação Los Chañares, Romer & Jensen, 1966) a 200 metros
(Hoyada de Ischigualasto).
• Formação Los Rastros: descrita primeiramente por Frenguelli &
Ramaccioni (in Frenguelli, 1944) na região do cânion homônimo. A formação
Los Rastros equivale exatamente ao Piso I (Rético) de Bondenmender (1911).
Possui espessuras variadas na bacia, apresentando 1000 metros na Hoyada
de Ischigualasto, 470 metros na região do Cerro Bola e 200 metros na região
de Gualo (Stipanicic & Bonaparte, 1972).
Em sua porção inferior predominam arenitos cinzas de grão fino a
médio, enquanto que na porção superior dominam tufos argilosos de coloração
acinzentada intercalados com arenitos. Em todo o intervalo da formação Los
Rastros são freqüentes as camadas delgadas de carvão e pelitos carbonosos,
com 50 centímetros de espessura média (Frenquelli, 1948; Heim, 1949;
Borrello, 1954).
32
• Formação Ischigualasto: descrita primeiramente por Frenguelli &
Ramaccioni (in Frenguelli, 1944) na região da Hoyada de Ischigualasto.
Equivale aos Pisos II e III (Rético) de Bondembender (1911).
Apresenta espessura variando entre 500 e 600 metros em sua seção
tipo, 900 metros na região do Cerro Bola (Yrigoyen & Stover, 1970) e 175
metros na região de Talampaya, arroio Água Escondida (Stipanicic &
Bonaparte, 1972).
Sua sedimentação inicia com conglomerados, descritos primeiramente
por Frenguelli & Ramaccioni (in Frenguelli, 1944), que os posicionavam
estratigraficamente no final da formação Los Rastros, porém, Yrigoyen &
Stover (1970) o colocam na base da formação Ischigualasto, o que é aceito
nesse trabalho. Sobre o “Conglomerado de La Peña” ocorre um nível de tufos
bentoníticos, datado por Rogers et al. (1993) pelo método Ar-Ar, com idade de
228.5 ± 0.3 Ma (limite meso-neo triássico).
Após, a sedimentação torna-se homogênea na base, com intercalações
de arenitos, conglomerados, pelitos e tufos. Na porção mediana, há o
predomínio de argilas e, no topo, ocorrem intercalações de arenitos com
conglomerados com freqüentes concreções esféricas (Stipanicic & Bonaparte,
1972).
• Formação Los Colorados: descrito primeiramente por Bossi (1970) na
região da Hoyada de Ischigualasto. Equivale ao Cretáceo Superior Andino de
Bondembender (1911) e aos Estratos de Gualo de Frenguelli & Ramaccioni (in
Frenguelli, 1944, 1948).
Apresenta espessuras muito variadas, possuindo 1000 metros ao norte
do Cerro Rajado e, no cânion de Ischichuca, tem somente 95 metros no arroio
Água Escondida (Stipanicic & Bonaparte, 1972).
Ortiz (1968) e Yrigoyen & Stover (1970) descrevem uma leve
discordância angular na base da formação, porém Frenguelli (1944, 1948) e
Groeber & Sripanicic (1953) descrevem o contato inferior da formação como
concordante à formação Ischigualasto.
33
Estudos micropaleontológicos começaram a ser freqüente a partir de
1965, gerando um valioso acervo de informações cronológicas ao triássico,
destacando-se os trabalhos de Herbst (1965, 1970, 1972).
Nas duas últimas décadas foram publicados diversos trabalhos com
respeito ao magmatismo permo-eotriássico, definindo manifestações
vulcânicas de arco, retroarco e intraplaca, sendo os mais importantes os de
Linares et al. (1980), Kay et al. (1989), Llambías et al. (1990, 1993), Llambías &
Sato (1990, 1995) e Ramos (1993).
Nos últimos anos surgiram três trabalhos sobre análises
paleoambientais. Kokogian et al. (1987) fizeram a análise paleoambiental da
Bacia de Ischigualasto-Villa Union inteira, Spalletti (2001) da formação
Ischigualasto e Casselli et al. (2001) da formação Los Colorados.
Nos últimos 5 anos surgiram trabalhos sobre termocronologia por
traços de Fissão em apatita na região dos Andes Centrais, destacando-se os
de Ávila (2003) e Guadagnin (2004), nas Bacias de Cuyo e Ischigualasto-Villa
Unión, respectivamente, que caracterizam principalmente a deformação e
inversão das bacias durante o Cenozóico.
34
5. Resultados Obtidos
35
5. Resultados Obtidos
Os resultados obtidos nesta dissertação encontram-se no artigo abaixo,
intitulado “Comparação estratigráfica e isotópica (Sm-Nd) das regiões do Cerro
Morado e La Torre, bacia de Ischigualasto-Villa Unión, NW argentino”,
submetido no Boletim de Geociências da Petrobrás. O artigo está formatado
segundo as normas da mesma.
Assunto:
artigo submetido ao BGP
De:
ejmilani@petrobras.com.br
Data:
Qua, Dezembro 28, 2005 7:59 am
Para:
[email protected] (menos)
Programa:
Lotus Notes Release 5.0.11 July 24, 2002
Opções:
Ver cabeçalho completo | Ver Versão para Impressão | Guardar enderecos
Caros colegas: acuso o recebimento do manuscrito "Correlação
estratigráfica e isotópica...", de vossa autoria. O mesmo será
encaminhado a dois revisores de nosso Corpo Consultivo, e tão logo eu
tenha alguma avaliação, lhes informarei.
sds, bom 2006!
Edison José Milani
Coordenador do Comitê Editorial
Boletim de Geociências da Petrobras
36
Correlação estratigráfica e isotópica (Sm-Nd) das regiões do Cerro Morado e
La Torre, Bacia de Ischigualasto-Villa Unión, NW da Argentina.
Stratigraphic and isotopic (Sm-Nd) correlation of Cerro Morado and La Torre
regions, Ischigualasto-Villa Unión Basin, NW of Argentina
Eduardo Guadagnin
1, 2
, Farid Chemale Jr.
1
, Ivo Antônio Dussin
1
, Guilherme
Saut Schroeder
1
, Christian Corrêa Born
1
e Felipe Guadagnin
1
.
1
Laboratório de Geologia Isotópica – UFRGS. Av. Bento Gonçalves, 9500.
Prédio 43129 – Porto Alegre - RS - CEP 91501-970
2
Bolsista do programa PRH-12 (ANP-UFRGS)
RESUMO
A Bacia Ischigualasto-Villa Unión foi gerada no Triássico pela reativação de
descontinuidades crustais pré-existentes, durante os estágios finais do
Gondwanides
. Estudos estratigráficos e isotópicos são utilizados para
comparar o preenchimento sedimentar e proveniência de duas áreas chave da
bacia, Cerro Morado e La Torre, nas quais afloram as unidades da seção rifte
basal, com um sistema aluvial-fluvial, na base, e lacustre-deltaico, na porção
superior.
O sistema deposicional aluvial-fluvial (Fm. Tarjados) divide-se em associações
de fácies de leque aluvial, canal fluvial, barras longitudinais e planície de
inundação. A interdigitação vertical e lateral caracteriza um sistema fluvial
braided, marcado pela migração lateral de barras longitudinais e canais com
planície de inundação pouco desenvolvida. O sistema deposicional lacustre-
deltaico (Fm. Lomas Blancas e Los Chañares) é dividido em associações de
fácies de lago, pró-delta, frente deltáica e planície deltáica. Esse sistema
lacustre é preenchido por um delta tipo Gilbert com contribuição de cinzas
piroclásticas.
Os dados isotópicos da Formação Tarjados evidenciam maiores Idades
Modelos (T
DM
) no Cerro Morado, variando entre 1,60 e 1,33 Ga, enquanto que
em La Torre variam entre 1,03 e 1,30 Ga, sugerindo a presença de dois meio-
grábens, com contribuições de diferentes áreas fonte. As Formações Los
37
Chañares e Lomas Blancas possuem Idades Modelo (T
DM
) em torno de 1,0 Ga,
indicando proveniência sedimentar oriunda de um terreno de idade grenviliana
(Terreno Cuyana).
ABSTRACT
The Ischigualasto-Villa Unión Basin was formed in the Triassic due to
reactivation of the pre-existing crustal descontinuities, during late stages of the
Gondwanides.
Stratigraphic and isotope studies are used to compare the sedimentary infilling
and provenance of two key areas of the basin, the Cerro Morado (CM) and La
Torre (LT) zones, which are represented by basal alluvial-fluvial system and
upper lacustrine-deltaic as part of earlier rifting.
The alluvial-fluvial depositional system (Tarjados Fm.) is divided in facies
associations of alluvial fan, channel, longitudinal bars and flood plain. A vertical
and lateral facies variation is recognized as braided fluvial system, marked by
lateral migration of longitudinal bars and channels with a flood plain weak
developed. The lacustrine-deltaic system (Lomas Blancas and Los Chañares
Fm.) is divided into facies associations of lake, pro-delta, delta front and delta
plain. The lacustrine system was feeded by a Gilbert type delta and well
characterized by the contribution of pyroclastic ashes.
The isotopic data of Tarjados Fm. point to the oldest model ages (T
DM
). In the
CM area it ranges from 1.60 to 1.33 Ga, while in the LT area are positioned
between 1.03 to 1.30 Ga, suggesting contribution of different source areas in
the two distinct hemi-grabens separated by a structural high. The Los Chañares
and Lomas Blancas formations show dominant model ages close to 1.0 Ga,
suggesting provenance of a grenvilian-age terrane (terreno Cuyana).
(Expanded abstract available at the end of the paper)
Expanded Abstract
In the Eotriassic the proto margin of Western Gondwana has been strongly
affected by an expressive extensional event, which gave rise to several en
echelon NNW-SSE trending sedimentary basins with volcanogenic contribution.
This large-scale extensional rifting was associated with transtensional tectonics
of the late stage of Gondwanides where the early crustal discontinuities formed
38
by the terrane accretion, such as Cuyania and Chilenia, played a very important
role (Ramos, 1988).
One of these rift basins is the Ischigualasto-Villa Unión (IVU) Basin (Stipanicic
and Bonaparte, 1972), a NW-SE elongated basin filled by Triassic sedimentary
rocks with some volcanoclastic and volcanic contribution. It is westerly limited
by the Bermejo River, where occurs the Eopaleozoic Valle Fertil suture. During
the Triassic this suture has been reactivated as the active border of the IVU
Basin.
Our main purpose is to review the basin stratigraphy of the IVU Basin, in the
Cerro Morado and La Torre region, where the lower stratigraphic record is
exposed. In order to correlate these regions and define the main source areas,
stratigraphic techniques and Sm-Nd isotope data has been used. Furthermore
we characterize the main tectonic events to present an evolution model for the
basin.
The lower stratigraphic units of both regions are represented by alluvial-fluvial
deposits of the Tarjados Fm (sensu
Romer and Jensen, 1966). Lacustrine-
deltaic sediments set up the upper section of these areas and are described as
Los Chañares Fm. (sensu Frenguelli, 1944), in the Cerro Morado, and Lomas
Blancas Fm. (sensu Bossi and Herbst, 1968), in the La Torre region. Intrusive
alkaline basic rocks overlay the upper section units in both regions.
The depositional alluvial-fluvial system is divided into the following facies
associations: alluvial fan, channel, longitudinal bars and flood plain. A lateral
and vertical interfigering of these facies associations is recognized and
suggests a sandy braided fluvial system marked by lateral migration of the
longitudinal bars and channels with a weakly developed flood plain and alluvial
deposition. This system is a high energy one areal and had a high input of
coarse sediments with variation of discharge and depth of fluvial channels.
The isotopic data of the alluvial-fluvial units for the Tarjados Fm. show older Nd
Model Ages (T
DM
) in the Cerro Morado region, ranging from 1.60 to 1.33 Ga,
whereas in the La Torre region the values vary from 1.30 to 1.03 Ga. The
combined stratigraphic, sedimentological and isotope informations point to
distinct sources for both regions during the sedimentation of Tarjados unit,
representing two compartmented regions or two independent hemi-grabens.
The Loma Negra Range, situated between the two regions, is interpreted to be
39
the structural high which divided these hemi-grabens during the Tarjados Fm.
deposition.
During this stage a mechanical subsidence is reported due to the border fault
activity. Great space accommodation was therefore produced and the
basement highs were eroded, inducing a fast erosion of the basin source areas
and sedimentation of the alluvial-fluvial system.
Overlying these units is exposed the lacustrine-deltaic system with lake, pro-
delta, delta front and delta plain facies associations. The most distal facies units
occur in the La Torre region. The lacustrine was characterized by continuous
sedimentation with pyroclastic ash and feeded by Gilbert-type delta river-
dominated. This system corresponds to a retrogradational set of five
parassequences in the La Torre region, indicating a lacustrine transgression.
The Los Chañares Fm., in the Cerro Morado region, has Nd Model Ages
(T
DM
) varying from 1.36 to 0.90 Ga. Similar values are also obtained for the
samples of the Lomas Blancas Fm., situated in the La Torre region, ranging
from 1.35 to 0.99 Ga. Therefore model ages are mostly close to 1.0 Ga in both
regions and point to a Grenvillian age for the source rocks of the deltaic-
lacustrine sediments, situated in the Cuyana terrane. These youngest model
ages do correspond to more pyroclastic contribution in sediments. These data
support that during the lacustrine transgression there is input of same source
area with overlapping of the structural high which was exposed during the
deposition of the lower units.
Diabases of Los Baldecitos Fm. intruded the sedimentary sequence at 130 Ma
and have Nd Model Ages from 0.51 to 0.33 Ga. These basic rocks are
interpreted to be formed from a modified mantle during the Gondwanides
related to slab break-off of oceanic crust due to collision of Cuyania
microcontinent to the Gondwana proto margin.
The sedimentological, stratigraphic and isotope data suggest that Cerro Morado
and La Torre regions can be interpreted as two distinct hemi-grabens at the
time of the alluvial-fluvial phase, separated by a structural high, which have
been connected during the deltaic-lacustrine transgressive phase.
40
(CAPÍTULO) Introdução
A Bacia de Ischigualasto-Villa Unión (Stipanicic e Bonaparte, 1972) tem forma
alongada no sentido NW-SE e encontra-se preenchida por rochas ígneas e
sedimentares triássicas. Está limitada a norte pelas Serras de Maz e de
Famatina, a leste, pelas Serras de Sañogasta, Vilgo e Paganzo; ao sul, pela
Serra do Vale Fértil; e, a oeste, pelo Vale do Rio Bermejo, no qual se encontra
a Zona de Sutura do Vale Fértil (ver Figura 1
).
Neste trabalho é feita uma revisão da estratigrafia da Bacia de Ischigualasto-
Villa Unión, detalhando-se duas áreas-chave de seu registro estratigráfico
inferior, nas regiões do Cerro Morado e de La Torre. Nestas regiões foram
levantados perfis estratigráficos colunares e feitas análises isotópicas (Sm-Nd
em rocha total), com o objetivo de estabelecer uma correlação entre seus
registros estratigráficos e suas áreas fonte.
“INSERIR FIG. 1”
(CAPÍTULO) Contexto Geológico
As rochas triássicas da Bacia de Ischigualasto-Villa Unión ocorrem de forma
discordante sobre o embasamento granítico-gnáissico paleozóico e sedimentos
permo-carboníferos da Bacia de Paganzo. O limite oeste, interpretado como a
borda de sedimentação ativa, é condicionado por um plano de descontinuidade
física que separa blocos com características reológicas distintas, denominado
de Sutura do Vale Fértil. Esta possui direção NW-SE e tem sua gênese
associada à amalgamação do Terreno Cuyania à margem sul-ocidental do
Gondwana, em torno de 435 Ma (Ramos, 2000).
Após o regime compressional do final do Paleozóico, mais precisamente na
transição Permiano-Triássico, instala-se na região oeste do Gondwana intenso
processo extensional com reativação de falhas paleozóicas e vulcanismo
associado (Uliana e Biddle, 1988), conhecido como Ciclo Choiyoi (Llambías et
al., 1993). É esse evento que marca o início do Ciclo Gondwânico,
contemporâneo à geração das bacias triássicas Argentinas.
Essas bacias são consideradas por diversos autores como do tipo rifte (Uliana
et al
., 1989; Ramos e Kay, 1991; Ramos, 1992; Kokogian et al., 1993; entre
outros) com geometria de meio-gráben (Milana e Alcober, 1995).
41
Segundo Mpodozis e Kay (1990), o regime extensional responsável pela
geração destas bacias está relacionado aos processos de adelgaçamento
crustal e distensão pós-colisionais do Paleozóico Superior. Já Spalletti (2001)
interpreta-as como sistemas de rifte passivos, gerados por mecanismos de
cisalhamento simples e colapso extensional de regiões orogênicas,
possibilitando a intrusão de magmas básicos de alta temperatura.
A formação da Bacia de Ischigualasto-Villa Unión está, portanto, vinculada
diretamente ao desenvolvimento de importante regime extensional ocorrido
durante o Triássico na região central andina. É este evento que reativa
estruturas pré-existentes e gera falhamentos direcionais e normais,
acompanhado por manifestações vulcânicas e piroclásticas, iniciadas no limite
Permiano-Triássico e ativas durante grande parte de sua evolução.
Segundo Guadagnin (2004), eventos compressionais ocorridos no Cenozóico
Superior, conectados à Orogenia Andina, provocaram o soerguimento
diferenciado das rochas desta bacia, gerando estruturas deformacionais rúpteis
(falhas normais, inversas e transcorrentes). Esses eventos ocasionaram
inversões tectônicas na bacia, compartimentando-a em blocos com distintos
movimentos tectônicos, com rejeitos oblíquos e verticais, controlados
principalmente pelas descontinuidades crustais pré-existentes na região
.
(CAPÍTULO) Trabalhos Anteriores
As rochas da Bacia de Ischigualasto-Villa Unión foram primeiramente descritas
pelo geólogo Stelzner em 1874, a quem se devem os primeiros trabalhos
científicos (apud Stelzner, 1925). Após essa data, a bacia foi extensivamente
estudada por diversos pesquisadores. Bodenbender (1911) apresenta um
mapa dos afloramentos triássicos das regiões do Cerro Morado e de El Chiflón-
La Torre, subdividindo o registro sedimentar em cinco unidades. Seguiram-se
trabalhos de diversos autores que definiram seu preenchimento sedimentar nas
seguintes unidades:
I – Formações Talampaya e Tarjados (Romer e Jensen, 1966), pertencentes ao
Triássico Inferior;
II - Grupo Água de La Peña (Bossi, 1971), composto pelas Formações
Ischichuca-Los Chañares e Los Rastros (Frenguelli, 1944), pertencentes ao
42
Triássico Médio, e, Ischigualasto (Frenguelli, 1944) e Los Colorados (Bossi,
1971), do Triássico Superior.
Com respeito aos registros fossilíferos, Huene (1931) descreveu icnofósseis na
Formação Los Rastros, evidenciando a existência de vertebrados na bacia. Os
primeiros fósseis de vertebrados foram coletados por Frenguelli (Cabrera,
1943), na Formação Ischigualasto.
Diversos trabalhos foram publicados com respeito ao magmatismo permo-
triássico e sua relação com a evolução estrutural da área, definindo
manifestações vulcânicas de arco, retroarco e intraplaca (Linares et al
. (1980),
Kay et al. (1989), Llambías et al. (1990,) e Ramos (1993).
Nos últimos anos surgiram trabalhos sobre análises paleoambientais,
destacando-se o de Kokogian et al. (1987), que apresentam uma análise
paleoambiental da Bacia de Ischigualasto-Villa Unión. Já Spalletti (2001) e
Casselli et al. (2001) discorrem sobre as Formações Ischigualasto e Los
Colorados, respectivamente.
O primeiro modelo de evolução tectono-sedimentar foi proposto por Milana e
Alcober (1995), onde subdividem o preenchimento sedimentar em duas etapas
tectônicas de sin-rifte, sendo cada uma delas procedidas por uma etapa de
pós-rifte. A primeira etapa de rifteamento está representada pelas Formações
Talampaya, Tarjados e Ischichuca-Los Chañares, sendo a Formação Los
Rastros expressão da fase termal subseqüente. A segunda etapa sin-rifte é
composta pela Formação Ischigualasto, com a Formação Los Colorados
correspondendo à etapa pós-rifte posterior.
Zerfass (2003) apresenta um modelo de evolução baseado na interpretação
seqüencial do registro estratigráfico e define duas seqüências de segunda
ordem, subdivididas em tratos de sistemas. Este autor não considera as
Formações Talampaya e Tarjados como pertencente à Bacia de Ischigualasto-
Villa Unión, uma vez que as descreve como geradas em um ambiente de
“foreland”.
A geologia da região de La Torre foi primeiramente estudada por Bossi e
Herbst (1968), que definem a Formação La Torre e o Grupo Chiflón, este
composto pelas Formações Lomas Blancas e Rio Chiflón. Apresentam também
um mapa geológico e um perfil estratigráfico detalhado da região.
43
A Formação La Torre, que está apoiada em discordância diretamente sobre o
embasamento Paleozóico, foi subdividida em duas seções, uma inferior e outra
superior, limitadas geograficamente por um dique de diabásio com direção N-S.
A oeste desse dique se localiza a seção inferior e a leste a seção superior.
Considera-se neste trabalho, que a porção inferior da Formação La Torre, seja
equivalente a Formação Tupe, da Bacia permo-carbonífera de Paganzo, e que
a seção superior corresponda à Formação Tarjados (Romer e Jensen, 1966).
Guirin (1993) subdivide a Formação Lomas Blancas em dois membros, um
inferior, depositado em ambiente fluvial, e outro superior, depositado em
ambiente lacustre-deltaico. A sedimentologia das fácies lacustre-deltaicas é
descrita por Guirin et al. (1994). Esses autores a descrevem como sotoposta
em discordância com a Formação Rio Chiflón, e intrudida por um lacólito de
diabásio, de idade Juro-Cretácea, este correlacionável à Formação Los
Baldecitos, descrita na região do Cerro Morado.
(CAPÍTULO) Métodos
A fim de comparar a proveniência dos sedimentos das duas regiões de
interesse (Cerro Morado e La Torre), as seguintes estratégias metodológicas
foram adotadas neste trabalho, a saber: (i)
a análise estratigráfica, utilizando-se
dos conceitos da estratigrafia, para definir o arcabouço estratigráfico das
regiões em estudo; e (ii) a análise isotópica Sm-Nd, em rocha total, para
caracterizar e comparar as áreas fonte das duas regiões estudadas (veja
detalhamento abaixo).
(ITEM) Análise estratigráfica
A análise estratigráfica foi efetuada com o auxílio de perfis colunares verticais
levantados em campo, nas regiões do Cerro Morado e do Cerro La Torre (ver
Figura 2).
Nas duas áreas, as camadas mergulham suavemente para leste (em torno de
10º), de forma que os perfis foram levantados de oeste para leste a partir do
nível topográfico onde aflora a camada mais basal da seção (ver Figura 2). No
Cerro Morado, em função do recobrimento de parte do perfil por leques aluviais
atuais, este teve de ser levantado de forma composta.
44
“INSERIR FIG. 2”
As fácies sedimentares foram definidas a partir de seus atributos físicos, como
geometria das camadas, granulometria, aspectos texturais, estruturas
sedimentares e paleocorrentes, e depois agrupadas em associações de fácies.
As paleocorrentes foram medidas através de estratificação cruzada acanalada,
imbricação de clastos e ripples
.
Dessa forma, foi possível caracterizar melhor os sistemas deposicionais que
preenchem as duas áreas em questão, que, por sua vez, direcionou a
amostragem executada e auxiliou na interpretação dos dados isotópicos.
(ITEM) Análise isotópica de Sm-Nd
A análise isotópica de Sm-Nd foi efetuada em 32 amostras de rochas
sedimentares e ígneas hipoabissais coletadas em ambos os perfis
estratigráficos levantados em campo. Foram coletadas amostras pertencentes
a todas as associações de fácies, exceto aquela correspondente aos Leques
Aluviais, em função de sua granulometria. O embasamento sedimentar da
bacia e rochas básicas hipoabissais do topo das seções foram também
amostradas, para estudos comparativos.
As amostras foram pulverizadas e pesadas junto com traçador isotópico Sm
149
-
Nd
150
. Foram dissolvidas em frasco de Teflon com adição de mistura de 7 ml
HF-HNO
3
colocado em chapa quente por três a quatro dias. Após secagem,
adicionaram-se 7 ml HCl 6N no resíduo, deixando-se na chapa quente de um a
dois dias até dissolução completa da amostra. A amostra assim dissolvida foi
passada em colunas com resina catiônica AG-50W-X8 (200-400 mesh) com
vista à separação dos Elementos Terras Raras (ETR).
Em seguida, a porção enriquecida com os ETR separados foi passada em
colunas aniônicas com resina HDEHP LB-B50-A (100-200µm), segundo a
metodologia de Patchett e Ruiz (1987). Cada amostra foi seca e depositada
com H
3
PO
4
0,25 N em filamento simples de Ta, para o Sm, e no filamento
externo com arranjo triplo Ta-Re-Ta, para o Nd.
As razões isotópicas foram medidas no modo estático no espectrômetro de
massa multicoletor VG 54 do Laboratório de Geologia Isotópica da UFRGS.
Normalmente, foram medidas 100 razões de isótopos de Nd com intensidade
45
de 0,2 a 1,0 volt do feixe de Nd
144
. As razões de Nd foram normalizadas para
146
Nd/
144
Nd = 0.7219. As análises foram ajustadas para variações do bias
instrumental com uso do padrão interno Nd Spex = 0,511110 ± 0.000014. Os
brancos obtidos durante as análises foram menores que 1000 pg para o Nd e
menores que 200 pg para o Sm.
Idades de residência crustal (T
DM
) foram calculadas utilizando o modelo de
manto empobrecido de De Paolo (1981). Valores de εNd(t) foram calculados
com base em idades disponíveis na literatura ou nas relações estratigráficas
das unidades estudadas.
(CAPÍTULO) Sedimentologia
Os dois perfis estratigráficos foram levantados para caracterizar as
associações de fácies, elementos arquiteturais e sistemas deposicionais, que
preencheram a Bacia de Ischigualasto-Villa Unión.
Ambos perfis possuem em sua porção inferior, depósitos aluviais-fluviais
(Formação Tarjados) e em sua porção superior, depósitos lacustres-deltaicos
(Formação Los Chañares, na região do Cerro Morado e, Formação Lomas
Blancas, na região de La Torre). Sobre as últimas unidades, ocorre um lacólito
de diabásio (Formação Los Baldecitos). O datum escolhido para a correlação
entre os dois perfis foi o limite superior da Formação Tarjados, aqui
considerado como uma superfície regional. Os sistemas deposicionais e suas
respectivas associações de fácies são mostrados na Figura 3 e sua descrição
encontra-se a seguir.
“INSERIR FIG. 3”
(ITEM) Sistema aluvial-fluvial
O sistema aluvial-fluvial foi subdividido nas seguintes associações de fácies:
(SUB-ITEM) Associação de Fácies I – AF I (Leque Aluvial)
A AF I é representada por camadas de conglomerados clastos-suportados com
espessuras entre 1 e 4 metros, com base erosiva, geometria lenticular e pouca
continuidade lateral. Apresentam estratificação horizontal e imbricação de
clastos (Figura 4 - a
). Seus clastos são decimétricos, subarredondados e com
46
baixa esfericidade, sendo constituídos por quartzo leitoso, feldspatos e
litoclastos vulcânicos e sedimentares (intraclastos). Ocorrem também camadas
areno-conglomeráticas (matriz-suportados) com espessura decimétrica,
geometria lenticular e tabular, com matriz de areia média e clastos variando
entre 2 e 30 centímetros, compostos principalmente por quartzo, feldspatos e
litoclastos plutônicos (Figura 4 - b
).
“INSERIR FIG. 4”
(SUB-ITEM) Associação de Fácies II – AF II (Canal Fluvial)
A AF II é representada por camadas lenticulares de espessura métrica,
compostas por fácies conglomeráticas (Figura 5 - a), com incipiente
estratificação cruzada festonada de médio porte, composta principalmente por
clastos de quartzo leitoso, sienogranitos e de intraclastos de pelitos,
provavelmente oriundos de erosão de depósitos da planície de inundação, com
tamanhos variando de 2 a 10 centímetros. Ocorrem ainda camadas lenticulares
decimétricas (Figura 5 – b), compostas por fácies arenosas com estratificação
horizontal e cruzada festonada de médio porte. A interdigitação das faciologias
ocorre pela variação da energia e profundidade do sistema fluvial durante a sua
deposição.
“INSERIR FIG. 5”
(SUB-ITEM) Associação de Fácies III – AF III (Barras longitudinais)
A AF III aflora como camadas decimétricas com geometria tabular e lenticular
compostas por fácies areno-conglomeráticas com estratificação cruzada
festonada de médio porte e base erosiva (Figura 6 – a). A porção de
granulometria mais grossa consiste de grãos de quartzo, feldspatos, litoclastos
ígneos e intraclastos pelíticos alinhados segundo a estratificação (Figura 6 – b).
Ocorrem ainda, camadas com espessuras entre 1 e 2 metros e geometria
lenticular composta por fácies arenosas média a grossa. Possuem
estratificações cruzada festonada e planar de pequeno a médio porte,
compondo “sets”
de 30 centímetros de espessura média com base erosiva
(Figura 6 – c e d) e estratificação cruzada planar de baixo ângulo (Figura 6 – d).
47
“INSERIR FIG. 6”
(SUB-ITEM) Associação de Fácies IV – AF IV (Planície de Inundação)
A AF IV é formada por camadas de espessura centimétrica e geometria tabular
compostas por fácies pelíticas e areníticas finas com estratificação plano-
paralela, por vezes apresentando climbing ripples
e gretas de contração (Figura
7 – a e b).
“INSERIR FIG. 7”
Estas associações de fácies, interdigitadas vertical e lateralmente, caracterizam
um sistema fluvial braided arenoso, formado pela migração lateral de barras
longitudinais e canais com planície de inundação pouco desenvolvida e
preenchimento aluvial axial. Esse sistema deposicional possui uma alta
disponibilidade de sedimentos arenosos, com oscilações na descarga e na
profundidade dos canais fluviais.
(ITEM) Sistema lacustre-deltaico
O sistema deposicional lacustre-deltaico foi subdividido em 4 associações de
fácies:
(SUB-ITEM) Associação de Fácies V – AF V (Lago)
A AF V é composta por camadas milimétricas com geometria tabular muito
delgada compostas essencialmente por pelitos com estrutura plano-paralela
muito fina (Figura 8 - a). A ocorrência de intercalações de lâminas milimétricas
de coloração variada possivelmente reflita oscilações cíclicas.
Subordinadamente, intercalados com os pelitos ocorrem tufos de queda muito
finos, com coloração esverdeada.
(SUB-ITEM) Associação de Fácies VI – AF VI (Pró-Delta)
A AF VI compõe-se de camadas decimétricas com geometria tabular muito
delgada, compostas por fácies pelíticas e arenosas finas, com estrutura plano-
paralela e de climbing ripples
. Apresentam constantemente laminações
48
convolutas, geradas por deformação de escapes de fluidos (Figura 8 - b
). As
fácies siltícas apresentam freqüentemente ripples e concreções de óxidos de
ferro (Figura 8 - c).
(SUB-ITEM) Associação de Fácies VII – AF VII (Frente Deltaica)
A AF VII é representada por camadas de espessura métrica e geometria
sigmoidal composta por fácies arenosas com estratificação cruzada sigmoidal
de médio porte (Figura 8 - d), interpretadas como acreções frontais de
clinoformas de delta tipo Gilbert. Existe uma variação de granulometria, com
arenitos finos na base, aumentando para médio a grosso, em direção ao topo.
(SUB-ITEM) Associação de Fácies VIII – AF VIII (Planície Deltaica)
A AF VIII é representada por camadas métricas e geometria tabular compostas
por fácies areno-conglomeráticas e arenosas com presença de estratificação
cruzada planar de baixo ângulo e cruzada acanalada de médio porte. Esta
associação de fácies possui níveis de clastos bem arredondados de baixa
esfericidade, variando entre 5 e 25 centímetros, compostos por grãos de
quartzo e litoclastos vulcânicos. (Figura 8 - e).
Estas associações de fácies caracterizam um sistema lacustre com
contribuição vulcanogênica, alimentado por um sistema deltaico dominado pelo
rio, com acreções frontais das macroformas internas, caracterizando um delta
tipo Gilbert. Na região de La Torre esse sistema deposicional possui 5 ciclos
grano e estratocrescentes, porém, num arranjo granodecrescente, sugerindo
uma retrogradação lacustre.
“INSERIR FIG. 8”
(CAPÍTULO) Análise Isotópica Sm-Nd
No intuito de complementar a seção sedimentar dos perfis estratigráficos
levantados em campo com informações a respeito de suas áreas fonte, foram
analisadas, pela metodologia Sm-Nd, rochas sedimentares e sub-vulcânicas,
além de rochas do embasamento sedimentar (Formações Tupe e Guandacol,
49
pertencentes à Bacia de Paganzo). A Tabela 1
apresenta os dados e
resultados relativos às amostras analisadas.
“INSERIR TABELA 1”
A Formação Tarjados apresenta as maiores Idades Modelos (T
DM
)
no Cerro
Morado, variando entre 1,33 e 1,60 Ga; enquanto que em La Torre os valores
oscilam entre 1,03 e 1,30 Ga (Figura 9 e 10).
Essa discrepância entre as Idades Modelos (T
DM
) condiz com uma variação da
área fonte entre as duas regiões na época de sua sedimentação, indicando que
as duas áreas compartimentadas tectonicamente. Os dados de T
DM
de La
Torre são indicativos de uma origem a partir do terreno Cuyania (Ramos,
2000), de idade grenviliana. No entanto, na região do Cerro Morado há
presença de idades mais antigas, as quais podem representar mistura de
fontes grenvilianas e transamazônicas.
A Formação Los Chañares possui idades T
DM
variando entre 0,90 e 1,36 Ga, e
a Formação Lomas Blancas variando entre 0,99 e 1,35 Ga, com dominância de
valores próximos a 1 Ga em ambas as formações (Figura 9 e 10). Estes dados
não só sugerem área fonte única para ambas regiões, como também reforçam
a contribuição significativa de sedimentos de idade grenviliana oriundas do
Terreno Cuyana. As idades mais jovens correspondem às rochas com maior
contribuição de piroclastos e menor volume de sedimentos epiclásticos.
As idades T
DM
dos diabásios da Formação Los Baldecitos variam entre 0,51 e
0,33 Ga (Figura 9 e 10), indicativo de uma extração mantélica próxima a 130
Ma, oriundo de um manto modificado pela orogenia do Ciclo Gondwânico
(Ramos, 1988), ou até mesmo pelo processo de slab break-off da crosta
oceânica consumida pela colisão do micro-continente Cuyania com a proto-
margem do Gondwana (Ramos, 2000). Todas as rochas dessa formação
obtiveram valores de Epsilon Nd positivos, os quais suportam a hipótese da
extração mantélica.
As rochas analisadas da Bacia permo-cabonífera de Paganzo
apresentam idades T
DM
acima de 1 Ga. A Formação Tupe teve duas amostras
analisadas, onde foram obtidas as idades de 1,15 e 1,11 Ga, confirmando uma
proveniência de material de idade grenviliana
na região de La Torre. Visando
50
comparações, a Formação Guandacol teve uma amostra analisada, coletada
no Cerro Caballo Anca, onde foi obtida a idade de 1,54 Ga, que estabelece
uma contribuição de unidades mais antigas para a região do Cerro Morado, a
exemplo do que ocorre na Formação Tarjados.
“INSERIR FIG. 9”
“INSERIR FIG. 10”
(CAPÍTULO) Discussão
Integrando-se os dados gerados neste trabalho e os dados bibliográficos, pode-
se apresentar um esboço de evolução para a Bacia de Ischigualasto-Villa
Unión, cujo processo inicial está associado aos estágios finais do
Gondwanides
.
No limite Permiano-Triássico, a proto-margem do Gondwana era dominada por
um extenso arco magmático, conhecido como Província Choiyoi, com pelo
menos dois episódios magmáticos: o primeiro de caráter intermediário, datado
entre 275 e 263 Ma, e o segundo, de caráter ácido, datado entre 257 e 243 Ma
(Llambías e Sato, 1990, 1995). Este magmatismo é provavelmente relacionado
a movimentações transtensivas geradas pelo Gondwanides.
Segundo Zerfass (2003) é o regime tectônico transpressional, de direção
N40W-S40E, que, durante o Triássico, reativou as principais descontinuidades
crustais pré-existentes, de direção NW, como a Sutura do Vale Fértil. Essa
reativação provocou extensão generalizada com a formação de diversas bacias
triássicas, dentre as quais encontra-se a Bacia de Ischigualasto-Villa Unión.
A etapa inicial de preenchimento caracterizou-se por grande subsidência
tectônica, ocasionada pela movimentação da falha de borda, disposta ao longo
da Sutura do Vale Fértil. Sendo assim, grande espaço de acomodação foi
gerado e o perfil de equilíbrio do embasamento bruscamente rebaixado. Este
processo induziu uma rápida erosão das áreas fonte da bacia e sedimentação
sob a forma de um sistema aluvial-fluvial. A bacia caracterizava-se por amplas
depressões preenchidas por rios de baixa sinuosidade e por leques aluviais,
com manifestações vulcânicas esporádicas (Figura 11 - a
).
51
A ocorrência de uma discrepância entre as Idades Modelos (T
DM
) entre as duas
regiões estudadas, onde no Cerro Morado os valores são maiores àqueles da
região de La Torre, sugere o aporte sedimentar de características distintas. As
áreas fonte para o Cerro Morado teriam como contribuição significativa rochas
pré-grenvilianas (valores acima de 1.56 Ga), enquanto na região de La Torre
há o domínio de aporte de rochas de idade grenvilianas
(normalmente menores
que 1.3 Ga).
Postula-se aqui, que esse alto estrutural que dividia a bacia em dois meio-
grábens localizava-se onde está a Serra Loma Negra.
A etapa termal subseqüente, caracterizada pela introdução de um extenso
sistema lacustre-deltaico com pouca movimentação da falha de borda. Ocorre
uma transgressão lacustre por toda a região estudada, cujo preenchimento é
interpretado como delta tipo Gilbert progradando em um ambiente lacustre.
(Figura 11 - b).
“INSERIR FIG. 11”
Em ambas as regiões estudadas, as amostras analisadas pertencentes a esse
sistema lacustre-deltaico, as Idades Modelos (T
DM
) variam entre 1,35 e 0,90
Ga, com dominância de valores próximos a 1 Ga. Tais dados isotópicos
indicam uma uniformização das áreas fonte a partir da transgressão lacustre,
gerada provavelmente pela transgressão do alto estrutural que dividia a bacia
em dois meio-grábens. As idades mais baixas correspondem às rochas com
maior contribuição piroclástica e menor volume de sedimentos epiclásticos.
As demais formações que preenchem a Bacia de Ischigualasto-Villa Unión
(Formações Ischichuca, Los Rastros, Ischigualasto e Los Colorados), não
estão detalhadas no presente trabalho, uma vez que, ambas as regiões foram
soerguidas diferencialmente e, as formações supramencionadas, erodidas. No
entanto, na Figura 11 – c há a representação das Formações Ischichuca e Los
Rastros, equivalentes à etapa Pós-Rifte I, e das Formações Ischigualasto e Los
Colorados, respectivamente, representando a etapa tectônica e termal
subseqüente.
Durante todo o Mesozóico e parte do Cenozóico da bacia sofreu uma lenta
subsidência e por conseqüência um lento e gradual aumento de temperatura
52
(Guadagnin, 2004). É nesse intervalo de tempo, especificamente no Cretáceo,
ocorre a intrusão das rochas básicas da Formação Los Baldecitos, com uma
geometria de lacólito e provavelmente controladas pelas descontinuidades pré-
existentes na região (Figura 11 - d
). Esse lacólito possui afinidades mantélicas
e característica geoquímica de magmatismo juvenil. As Idades Modelo (T
DM
)
obtidas situam-se entre 329 e 514 Ma, com εnd positivos, indicativos de um
manto levemente modificado.
No Mioceno, a Bacia de Ischigualasto-Villa Unión é soerguida bruscamente,
com a geração de falhamentos inversos escalonados, em decorrência da
característica compressional da tectônica andina (flat slab), como já
quantificado termocronologicamente por Guadagnin (2004), como os
lineamentos Tarjados, Sañogasta e do Vale Fértil (Figura 11 - e). Essa
tectônica compressional está relacionada a uma diminuição do ângulo de
mergulho da placa de Nazca, ocorrido no Mioceno (Ramos, 1988).
(CAPÍTULO) Agradecimentos
Aos técnicos dos parques provinciais Valle de la Luna e La Torre-El Chiflón,
localizados nas províncias de San Juan e La Rioja, respectivamente, pela ajuda
na logística dos trabalhos de campos, em especial aos guarda-parques Pedro,
Hugo e Atílio. A Alberto Casselli e Claudia Marsicano pela sugestão dos temas
abordados nesse artigo e pela apresentação da região de estudo.
(CAPíTULO) Bibliografia
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56
Figura 1: Mapa geológico da Bacia de Ischigualasto-Villa Unión (modificado de
Casselli, 1998).
Figure 1: Geological map of the Ischigualasto-Villa Unión Basin (modified from
Casselli, 1998).
Figura 2: a) Modelo de elevação digital (SRTM) da Bacia de Ischigualasto-Villa
Unión; b) Foto aérea de detalhe da região do Cerro Morado, e; c) Foto aérea de
detalhe da região de La Torre-El Chiflón. Os traços em branco representam a
localização dos perfis estratigráficos.
Figure 2: a) Digital elevation model (SRTM) of the Ischigualasto-Villa Unión
Basin; b) Aereal photo of Cerro Morado region; and; c) Aereal photo of La
Torre-El Chiflón region. The white lines correspond to the location of
stratigraphic profiles.
Figura 3: Perfis estratigráficos levantados em campo com os sistemas
deposicionais, associações de fácies e localização da amostragem executada
para a análise isotópica, com as idades T
DM
em Ga. Os algarismos romanos
correspondem às associações de fácies e as setas menores equivalem as
paleocorrentes (n = número de medidas) (ver texto).
Figure 3: Stratigraphic profiles with the depositional systems, facies association,
and location of analyzed samples, with the T
DM
in Ga. The roman numerals
correspond the facies associations and the smallers arrows are equivalent of
the paleocorrents (n = number of measurement) (see text).
Figura 4: Associação de fácies I (Leques Aluviais).
Figure 4: Facies association I (Alluvial Fans).
Figura 5: Associação de fácies II (Canais fluviais).
Figure 5: Facies association II (Fluvial Channels).
Figura 6: Associação de fácies III (Barras Longitudinais).
Figure 6: Facies association III (Longitudinal Bars).
Figura 7: Associação de fácies IV (Planície de Inundação).
57
Figure 7: Facies association IV (Flood Plain).
Figura 8: Associações de fácies descritas no sistema deposicional lacustre-
deltaico.
Figure 8: Description of facies associations for the lacustrine-deltaic
depositional system.
Figura 9: Diagrama T
DM
x εNd para as amostras da Bacia de Ischigualasto-Villa
Unión e áreas adjacentes.
Figure 9: Diagrame T
DM
versus εNd for the samples of the Ischigualasto-Villa
Unión Basin and adjacent areas.
Figura 10: Diagrama εNd para a amostras da Bacia de Ischigauaslto-Villa
Unión e embasamento adjacente. CM = Cerro Morado e LT = La Torre
Figure 10: εNd diagram for the samples of Ischigualasto-Villa Unión Basin and
its basement samples. CM = Cerro Morado and LT = La Torre
Figura 11: Modelo de evolução para a Bacia de Ischigualasto-Villa Unión (ver
texto).
Figure 11: Evolution model for the Ischigualasto-Villa Unión Basin (see text).
Tabela 1: Resultados da análise isotópica Sm-Nd.
Table 1: Results of Sm-Nd isotopic analysis.
58
Figua 1: Guadagnin et al.
59
Figura 2: Guadagnin et al.
60
Figura 3: Guadagnin et al.
61
Figura 4: Guadagnin et al.
Figura 5: Guadagnin et al.
62
Figura 6: Guadagnin et al.
63
Figura 7: Guadagnin et al.
64
Figura 8: Guadagnin et al.
65
Figura 9: Guadagnin et al.
66
Figura 10: Guadagnin et al.
67
Figura 11: Guadagnin et al.
68
Amostra
LITOLOGIA
FORMAÇÃO BACIA ASS. FÁCIES
Sm(ppm)
Nd(ppm)
147
Sm/
144
Nd
143
Nd/
144
Nd
erro (ppm)
Epsilon Nd (0)
1
Epsilon Nd (t)
2
T
DM
3
t
4
D14
Pelito Tarjados Ischigualasto
Planície Inund. 3,13 18,75 0,100969 0,512279 11 -7,00 -4,19
1032
230
D15
Arenito Tarjados Ischigualasto
Barras Longit. 4,77 27,20 0,105927 0,512308 10 -6,44 -3,78
1039
230
D16
Arenito Tarjados Ischigualasto
Barras Longit. 2,23 11,95 0,112701 0,512318 14 -6,24 -3,78
1092
230
D17
Arenito Tarjados Ischigualasto
Planície Inund. 4,57 22,59 0,122309 0,512257 9 -7,44 -5,26
1305
230
D18
Arenito Tarjados Ischigualasto
Barras Longit. 3,18 17,06 0,112751 0,512311 27 -6,39 -3,92
1104
230
D19
Pelito Tarjados Ischigualasto
Planície Inund. 4,46 23,33 0,115570 0,512299 33 -6,61 -4,23
1152
230
D20
Siltito tufáceo
Lomas Blancas Ischigualasto
Lago 4,82 25,99 0,112077 0,512385 11 -4,93 -2,44
987
230
D21
Arenito Lomas Blancas Ischigualasto
Frente Deltaica 7,40 37,22 0,120206 0,512372 57 -5,18 -2,94
1092
230
D22
Arenito Lomas Blancas Ischigualasto
Planície Deltaica
2,07 10,53 0,118714 0,512262 15 -7,33 -5,04
1247
230
D23
Arenito Lomas Blancas Ischigualasto
Pró-Delta 3,85 19,07 0,122045 0,512285 11 -6,88 -4,69
1254
230
D24
Pelito Lomas Blancas Ischigualasto
Pró-Delta 5,19 27,34 0,114667 0,512378 10 -5,06 -2,66
1023
230
D25
Arenito Lomas Blancas Ischigualasto
Frente Deltaica 2,75 12,67 0,131088 0,512306 15 -6,48 -4,56
1352
230
D26
Arenito Lomas Blancas Ischigualasto
Frente Deltaica 2,39 16,34 0,088399 0,512188 59 -8,77 -5,60
1040
230
D28
Arenito Lomas Blancas Ischigualasto
Pró-Delta 4,45 24,39 0,110414 0,512331 15 -5,98 -3,45
1050
230
D29
Diabásio Los Baldecitos Ischigualasto
- 5,12 23,60 0,131116 0,512883 15 4,77 5,87
329
130
D30
Diabásio Los Baldecitos Ischigualasto
- 4,70 22,01 0,129096 0,512770 16 2,58 3,70
514
130
D31
Diabásio Los Baldecitos Ischigualasto
- 5,47 25,22 0,131024 0,512847 14 4,07 5,17
391
130
D33
Diabásio Los Baldecitos Ischigualasto
- 4,32 20,12 0,129882 0,512834 26 3,83 4,83
408
130
D34
Arenito Tupe Paganzo - 4,71 25,53 0,111652 0,512272 21 -7,13 -4,21
1148
270
D35
Arenito Tupe Paganzo - 3,31 19,59 0,102119 0,512231 64 -7,94 -4,68
1107
270
D36
Arenito Tarjados Ischigualasto
Barras Longit. 5,63 24,87 0,136891 0,512229 15 -7,98 -6,22
1603
230
D37
Arenito Tarjados Ischigualasto
Barras Longit. 2,15 10,15 0,128006 0,512214 18 -8,27 -6,26
1465
230
D38
Arenito Tarjados Ischigualasto
Barras Longit. 1,79 8,79 0,123402 0,512251 15 -7,56 -5,41
1330
230
D39
Arenito Tarjados Ischigualasto
Canal 2,66 11,93 0,134853 0,512255 34 -7,47 -5,66
1512
230
D40
Arenito Los Chañares Ischigualasto
Barras Longit. 1,89 10,14 0,112701 0,512283 14 -6,93 -4,47
1145
230
D41
Arenito Los Chañares Ischigualasto
Planície Deltaica
1,64 8,91 0,111258 0,512241 26 -7,74 -5,23
1189
230
D42
Arenito Los Chañares Ischigualasto
Planície Deltaica
5,58 29,30 0,115226 0,512160 68 -9,32 -6,93
1359
230
D43
Pelito Los Chañares Ischigualasto
Lago 2,98 14,82 0,121672 0,512354 12 -5,53 -3,33
1138
230
D44
Pelito Los Chañares Ischigualasto
Pró-Delta 4,49 22,19 0,122229 0,512438 14 -3,90 -1,72
1009
230
D45
Pelito Los Chañares Ischigualasto
Pró-Delta 8,98 45,49 0,119301 0,512488 15 -2,93 -0,66
901
230
D46
Arenito Los Chañares Ischigualasto
Frente Deltaica 1,73 9,21 0,113430 0,512326 23 -6,09 -3,65
1089
230
A2
Arenito Guandacol Paganzo - 4,17 20,68 0,121841 0,512108 41 -10,34 -7,19
1541
330
69
1
Cálculo com valor de Nd
143
/Nd
144
hoje = 0,512638 com normalização para Nd
146
/Nd
144
= 0,72190, onde e Nd (0) = ((Nd
143
/Nd
144
[amostra, hoje] / 0,512638)-1x10
4
2
eNd (t) = ((Nd
143
/Nd
144
[amostra, t]/ Nd
143
/Nd
144
[CHUR, t])-1) x10
4
3
Cálculo da Idade Modelo (T
DM
) segundo o modelo de De Paolo (1981)
4
t = tempo de cristalização ou da idade de deposição do sedimento, em milhões de anos (Ma)
Tabela 1: Guadagnin et al.
70
6. Conclusões
71
6. Conclusões
1. Ambos os perfis levantados apresentam na base uma seqüência aluvial (F.
Tarjados), sobreposto por uma seqüência lacustre-deltaico (F. Los Chañares, na
região do Cerro Morado, e F. Lomas Blancas, na região de La Torre) e no topo
uma seqüência ígnea intrusiva (F. Los Baldecitos).
2. A seqüência fluvial é dividida em quatro associações de fácies: Leque aluvial,
Canal Fluvial, Barras Longitudinais, e planície de inundação, caracterizando um
sistema fluvial braided. As associações de fácies mais distais se encontram na
região de La Torre.
3. A formação Tarjados apresenta as maiores idades T
DM
na região do Cerro
Morado, variando entre 1,33 e 1,60 Ga, enquanto que em La Torre os valores
oscilam entre 1,03 e 1,30 Ga
4. Essa variação da área fonte entre as duas regiões na época de sua
sedimentação ocorre em função das duas regiões estarem compartimentadas
72
tectonicamente (meio-grábens distintos). Postula-se aqui, que esse alto estrutural
que dividia a bacia em dois meio-grábens se localizava onde está a serra Loma
Negra.
5. A seqüência lacustre-deltaica é dividida em quatro associações de fácies:
planície Deltaica, Frente Deltaica, Pró-Delta e lacustre, caracterizando um sistema
lacustre preenchido por deltas tipo Gilbert. As associações de fácies mais distais
se encontram na região de La Torre.
6. A formação Los Chañares possui idades T
DM
variando entre 0,90 e 1,36 Ga,
e a formação Lomas Blancas possui idades T
DM
entre 0,99 e 1,35 Ga, com
dominância de valores próximos a 1 Ga nos dois blocos. As idades mais baixas
correspondem às rochas com maior contribuição piroclástica e menor volume de
sedimentos epiclásticos.
7. Durante a transgressão lacustre as áreas-fonte são uniformizadas e o alto
estrutural pré-existente é transgredido.
8. Os diabásios da formação Los Baldecitos possuem idades T
DM
entre 0,51 e
0,33 Ga, com εnd positivos, indicativos de um manto levemente modificado cujo
dado é interpretado com uma extração mantélica próxima a 130 Ma. Esse lacólito
possui afinidades mantélicas e característica de magmatismo juvenil ou pelo
menos extraído de um manto modificado no final do Gondwanides (neo-
Paleozóico).
9. Existe correlação estratigráfica e isotópica entre as Formações Los Chañares
e Lomas Blancas e, sugere-se aqui, a uniformização da nomenclatura
73
estratigráfica, utilizando-se o nome estratigráfico mais antigo, formação Los
Chañares.
74
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