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Paleoclimaticevidenceinduricrust,paleosoilsandsiliciclasticdepositoftheCenozonicofUruguay

ArticleinRevistadelaAsociacionGeologicaArgentina·December2009

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INTRODUCCIÓN

Los depósitos continentales cenozoicosde los sectores occidental y sur de Uruguay,tienen indicadores paleoclimáticos signi-ficativos ya que además de sedimentos lo-éssicos y fluviales presentan abundantes

duricostras y paleosuelos. En la presentecontribución se realiza el análisis integralde los mismos a partir de observacionesde campo y del estudio petrológico y mi-cromorfológico, lo que permite deducirlas variaciones climáticas de ese sector delas cuencas de Paraná y de Santa Lucía. Si

bien la mayoría de estos depósitos puedenobservarse en Argentina (Fig.2) los aflora-mientos son mucho más pequeños y se en-cuentran dispersos.Las duricostras (calcretes, silcretes, ferri-cretes) son comunes en el registro estra-tigráfico, pero particularmente abundan-

EVIDENCIAS PALEOCLIMÁTICAS EN DURICOSTRAS,PALEOSUELOS Y SEDIMENTITAS SILICOCLÁSTICAS, DELCENOZOICO DE URUGUAY Ofelia Rita TÓFALO1 y Héctor J. M. MORRÁS 1,2

1 Departamento de Ciencias Geológicas, FCEN, Universida de Buenos Aires, E-mail: rtofalo@gl.fcen.uba.ar2 INTA-CIRN, Instituto de Suelos, Hurlingham.

RESUMEN Las sedimentitas continentales del oeste y sur de Uruguay permiten inferir importantes cambios climáticos ocurridos duran-te el Cenozoico, que se inicia con calizas palustres paleocenas denominadas Formación Queguay y relacionadas con calcretesfreáticos que afectan principalmente a sedimentitas fluviales de la Formación Mercedes (Cretácico tardío). La presencia de es-tas rocas carbonáticas indica clima semiárido, marcadamente estacional. La Formación Asencio (Eoceno temprano) está se-parada de la Formación Mercedes por una discontinuidad, la paleosuperficie Yapeyú, que limita dos ciclos sedimentarios.Sobre ella se disponen depósitos fluviales que en clima cálido, húmedo y estacional generaron Ultisoles; estos durante lapsosde desecamiento prolongado habrían originado ferricretes, cuyos niveles superiores fueron desmantelados por rehidratacióndebido a incremento de las precipitaciones. Suprayace en discordancia la Formación Fray Bentos (Oligoceno-Mioceno tem-prano), integrada por loess depositados bajo clima semiárido, a partir de los cuales se desarrollan paleosuelos y calcretes pe-dogénicos, entre los que se describe una nueva variedad: calcretes tubulares. Su morfología en planta correspondería a la deun microrrelieve gilgai típico de Vertisoles, igual que la estructura prismática derivada de procesos de expansión-contracciónde arcillas esmectíticas en climas estacionales. La presencia de calcretes pedogénicos sugiere condiciones de clima subtropicalseco. La Formación Raigón (Plioceno tardío-Pleistoceno medio) de origen fluvial, se formó en un período húmedo y presen-ta en el techo un paleosuelo generado bajo clima estacional. La Formación Libertad (Pleistoceno temprano a medio), apoyaen discordancia y está integrada por loess depositados durante intervalos glaciales y modificados por pedogénesis durante pe-ríodos interglaciales o interestadiales.

Palabras clave: Duricostras, Paleosuelos, Sedimentitas silicoclásticas, Paleoclimas.

ABSTRACT: The continental deposits found in southern and western Uruguay show important climatic changes along the Cenozoic. The sequence begins with Paleocene palustrine carbonates known as the Queguay Formation, associated with calcretes of phreatic originwhich developed mainly on fluvial sediments of Mercedes Formation (Late Cretacic), and indicates a semiarid climate, seaso-nally contrasted. The Asencio Formation (Early Eocene) is separated from Mercedes Formation by the Yapeyu paleosurface,limiting two sedimentary cycles. Fluvial deposits lies above this surface, on which Ultisols developed under a warm and hu-mid climate; periods of intense dryness would provoked their induration and formation of ferricretes, which under subse-quent increased precipitation were dismantled. Above, Fray Bentos Formation (Oligocene-Early Miocene) lies unconformably.It is composed by loessic sediments deposited in a semiarid climate, paleosols and diverse pedogenic calcretes developed onthese sediments, among which a new type named tubular calcrete, are here described; in the latter the tubular units are rela-ted to a coarse prismatic structure derived from shrink-swell processes and the surface morphology of this calcrete refers toa gilgai microrelief, typical for Vertisols. The pedogenic calcretes point to a dry subtropical climate. The Raigón Formation(Late Pliocene- Middle Pleistocene) of fluvial origin was formed in a humid period, and shows a paleosol at the top develo-ped in a seasonally contrasted climate. Lying unconformably, the Libertad Formation (Early to Middle Pleistocene) is compo-sed by loesses deposited during glacial periods that were subsequently modified by pedogenesis during interglacial periods.

Keywords: Duricrusts, Paleosols, Siliciclastic sedimentites, Paleoclimates

Revista de la Asociación Geológica Argentina 65(4): 674-686 (2009)

tes en cuencas continentales del Mesozoicoy Cenozoico. En las últimas décadas sehan llevado a cabo diversos trabajos so-bre las mismas y su asociación con nive-les de paleosuelos y calizas palustres(Tandon y Narayan 1981, Arakel 1982,Wright 1982, Goudie 1983, Wright, 1990,Wright y Tucker 1991, Thiry y Milnes1991, Wright et al. 1992, Mack y James1994, Wright y Platt 1995, Banerjee 1998,Bourman y Conacher 1998, Thiry 1999,Mack et al. 2000, Khadkikar et al. 2000,Tandon y Andrews 2001, Alonso Zarza2003, Bellosi et al. 2004, Huerta y Armente-ros 2005, Ullyott y Nash 2006, entre otros).Los calcretes constituyen importantesdepósitos característicos de regiones se-miáridas, con precipitación media anualde alrededor de 500 mm (Wright yTucker 1991). Los calcretes pedogénicosson comunes en suelos bien drenados ylos de aguas subterráneas se originan enel área de influencia de la capa freática.Frecuentemente se asocian con carbona-tos palustres formados en zonas bajas,donde la capa freática aflora para consti-tuir pantanos carbonáticos muy pandos(Wright y Platt 1995), sujetos a deseca-ción intermitente.La formación de calcretes y carbonatospalustres y su significado paleoambientaldepende de varios factores como clima,tectónica e hidrología (Alonso Zarza 2003),por lo que resulta muy importante cono-cer cómo esos factores afectan a la acu-mulación de los carbonatos y qué repre-

sentan los calcretes y las facies palustresen la estratigrafía secuencial continental(Huerta y Armenteros 2005).Los silcretes se forman en la superficie ocerca de ella y pueden ser utilizados paraidentificar paleosuperficies, para realizarreconstrucciones paleoambientales y aná-lisis de cuencas (Thiry 1999). Los silcre-tes pedogénicos son los más comunes,tienen un perfil complejo e indican perí-odos de estabilidad. Los silcretes deaguas subterráneas tienen un perfil mássimple y preservan las estructuras del ma-terial original (Ullyott y Nash 2006). Lamicromorfología proporciona importan-tes pautas para determinar su origen eidentificar los procesos de silicificación.Los ferricretes son duricostras cementa-das por óxidos de hierro. El término late-rita, usado para describir materiales en-durecidos por óxidos de hierro y comu-nes en regiones tropicales, ha sido usadopoco estrictamente, lo que ha ocasionadoconsiderable confusión (Segalen 1994,Widdowson y Gunnell 1999). Los ferri-cretes más comunes, son de origen pedo-génico, ya que presentan abundantes ras-gos edáficos, en contraposición con losferricretes freáticos (Wright et al. 1992),formados en el límite superior de la capafreática, donde prevalecen condicionesmás oxidantes (Coelho et al. 2001). Losferricretes son un atractivo marcador es-tratigráfico, ya que indican clima tropicaly están relacionados con intensa meteori-zación en planicies de muy bajo relieve

(Achyuthan 2004).Por su parte los paleosuelos son indicado-res paleoclimáticos relevantes, pues suexistencia y tipo depende de la combina-ción de los factores (clima, material paren-tal, relieve, biota y tiempo) y de los proce-sos formadores (adiciones, transferencias,translocaciones y pérdidas). La presenciade paleosuelos bien desarrollados indicaescaso aporte sedimentario terrígeno ycondiciones de estabilidad tectónica.Finalmente, los loess son sedimentos eó-licos principalmente limosos depositadosen planicies con clima semiárido, por loque también resultan indicadores de pale-oclimas, en tanto su intercalación con pa-leosuelos indica que la sedimentación nofue continua.

MARCO GEOLÓGICO

El escudo uruguayo está formado porbloques de corteza de diferente petrolo-gía e historia geológica, asociados a rocasmagmáticas y supracorticales que alcan-zaron una estabilidad tectónica relativa alfinal del Cámbrico y principio delOrdovícico (Masquelín 2006). Se lo divideen tres dominios: oriental, central y occi-dental, separados por discontinuidadescorticales (Rossello et al. 2007). El domi-nio oriental recibe el nombre de Puntadel Este, el central el de Nico Pérez y eloccidental el de Piedra Alta. El registrosedimentario durante el resto del Fane-rozoico involucra tres cuencas: Paraná,

Evidencias paleoclimáticas en duricostras, paleosuelos y sedimentitas... 675

Pleistoceno Fm. Libertad Fm. Ensenada Loess, paleosuelos y calcretes Semiárido Estacional Mamíferostemprano a medioPlioceno tardío- Fm. Raigón (sur) Fm. Salto Chico (este) Depósitos fluviales Templado Húmedo Mamíferos (Toxodontes,

Pleistoceno medio Fm. Salto (oeste) Fm. Ituzaingó (oeste) Hacia el techo estacional Gliptodontes, Roedores)Oligoceno- Formación Fray Bentos Formación Fray Bentos Loess, paleosuelos y calcretes Semiárido Estacional Mamíferos (Marsupiales, Roedores

Mioceno temprano Xenartras, Nothoungulados)Eoceno temprano Fm. Asencio Dep. fluviales, Subtropical Seasonal Nidos de insectos

Ultisoles, ferricretesPaleoceno Fm. Queguay Calcretes, carbonatos palustres Semiárido Estacional Gastrópodos terrestres y

dulceacuícolas, nidos de insectos,ostrácodos, characeas

Cretácico Maestrichiano Formación Mercedes Depósitos fluviales Templado Húmedo Cáscaras de huevos de Campaniano dinosaurios

Edad Estratigrafía Génesis Inferencia FósilesUruguay Argentina Paleoclimática

FIGURA 2: Cuadro estratigráfico.

Form

ació

nPu

erto

Yer

uá

Santa Lucía y Merín (Fig. 1)Las calizas y silcretes afloran principal-mente en el oeste de Uruguay, en la cuen-ca de Paraná y ocupan también áreas másreducidas en la cuenca de Santa Lucía (Fig.1). Se desarrollan generalmente en la par-te superior de la Formación Mercedes, su-cesión fluvial constituida por una alter-nancia de bancos lentiformes psefíticos ypsamíticos y atribuida al Cretácico tardío(Fig. 2).La potencia de las calizas raramente su-pera los 15 m y su edad ha sido discutidapor diversos autores, entre los que cabemencionar a Lambert (1940), que postu-ló varios episodios de precipitación car-bonática desde el Cretácico hasta elTerciario temprano. Bossi (1966) las atri-buyó al Terciario y posteriormente alCretácico tardío (Bossi et al. 1975) y re-cientemente Goso Aguilar y Perea (2004)propusieron denominarlas FormaciónQueguay y las ubicaron en el Terciariotemprano.Tradicionalmente a todas las calizas se lesatribuyó un origen lacustre (Bossi 1966,Sprechmann et al. 1981, entre otros), peroesto ha sido discutido a partir de nuevosestudios. Tófalo (1986) indica que son cal-cretes de aguas subterráneas. Chebli et al.(1989) interpretan que se habrían origina-do por procesos de iluviación, de ascen-so capilar desde la capa freática y por pre-cipitación en cuerpos de agua. Veroslavskyy Martínez (1996) infieren que son calcre-tes de aguas subterráneas e indican contro-les estructurales que actuaban elevandoel nivel freático, posteriormente a la sedi-mentación de la Formación Mercedes.Los niveles superiores de calizas con fósi-les cenozoicos son interpretados comopaleosuelos y el chert, que comúnmentese observa en las rocas carbonáticas, se ha-bría generado por procesos de silcretiza-ción (Veroslavsky et al. 1997).La Formación Asencio está circunscriptaal sector SO de Uruguay e integrada poruna sucesión silicoclástica roja con trazasfósiles de insectos (Fig. 2), atribuida alEoceno temprano (Bellosi et al. 2004).Según Bossi (1966) el contacto inferior conla Formación Mercedes es concordante y

transicional y la divide en los MiembrosYapeyú (inferior) y del Palacio (superior).El primero está constituido por areniscasfinas de color rosado a blanco, con cemen-to arcilloso o carbonático (Bossi y Navarro1988) y tiene nidadas de huevos de dino-saurios. El miembro del Palacio se hallaintegrado por las mismas areniscas afec-tadas por importantes y generalizados pro-cesos de ferrificación y esporádicos fenó-menos de silicificación (Bossi y Navarro1988). Ford y Gancio (1989) definieronprovisoriamente la Formación Palmitas,constituida por conglomerados de su-puesto origen fluvial, que contienen ni-dos fósiles de insectos y la asignaron ten-tativamente al Cenozoico temprano.Pazos et al. (1998) limitan la FormaciónAsencio al Miembro del Palacio, ya quedeterminan una discontinuidad regionalcon abundantes indicadores edáficos quelimita dos ciclos sedimentarios, la paleo-superficie Yapeyú, localizada en el topedel Miembro Yapeyú. Los procesos deferrificación serían posteriores a la sedi-mentación y habrían afectado en profun-didad hasta la Paleosuperficie Yapeyú.Desestiman la existencia de la FormaciónPalmitas, ya que no observan característi-cas compatibles con flujos generados poracción fluvial.La Formación Fray Bentos (Bossi 1966)aflora en el oeste de Uruguay en la cuen-ca de Paraná y hacia el este en las cuencasde Santa Lucía y Merín (Fig. 1). Apoyadiscordantemente sobre la FormaciónAsencio (Fig. 2) o sobre el basamento cris-talino y se relaciona también en discordan-cia con las sobrepuestas Formaciones Ca-macho (Mioceno) y Salto (Plio-Pleistoceno).En afloramientos su potencia no es ma-yor de 15 m y en subsuelo los espesoresmáximos parecen no ser superiores a los100 metros (Bossi y Navarro 1988). SegúnRomano y Tófalo (2000) el perfil tipo de14 m de potencia, que aflora en las ba-rrancas próximas a la ciudad de FrayBentos, está integrado por mantos de lo-ess ricos en vitroclastos a partir de los cua-les se generan niveles de paleosuelos conrizolitos y revestimientos de arcilla, de hie-rro y de carbonato de calcio. Las sedimen-

titas sufrieron varios procesos vinculadoscon la diagénesis vadosa, que dieron ori-gen a distintos tipos de calcretes. Escasosdepósitos de geometría lenticular conbase erosiva, se interpretaron como pe-queños paleocanales.Según Ubilla (2004) incluye depósitos flu-viales de relleno de canal y barras integra-dos por areniscas y areniscas conglomerá-dicas con base erosiva; depósitos fluvialesde planicie de inundación; paleosuelos;niveles de calcretes y silcretes; depósitosde flujos gravitatorios compuestos pordiamictitas y fangolitas y depósitos loéssi-cos. Este autor propone el perfil dePicada de Berget (Canelones) como hipo-estratotipo de la unidad por contener a lamayoría de los litotipos mencionados;cabe destacar que la mayoría de las sedi-mentitas de este perfil (85%) son limoarenosas y la participación de depósitoscanalizados en la columna es escasa.La Formación Raigón (Goso 1965) aflo-

ra en las barrancas costeras del Río de LaPlata. Su potencia máxima es de 30 m y sela asigna al Plioceno tardío-Pleistocenomedio (Perea y Martínez 2004) (Fig. 2).En afloramientos apoya sobre la Forma-ción Camacho, pero en perforaciones lohace también sobre la Formación FrayBentos y sobre el basamento cristalino(Spoturno y Oyhantçabal 2004). SegúnBossi y Navarro (1988), está constituidapor arcillas verdes, arenas finas verdesalgo arcillosas, arenas finas blancas, are-nas medias feldespáticas blancas, arenasfeldespáticas gruesas y niveles de conglo-merados. Andreis y Mazzoni ( 1967), si-guiendo el criterio de Francis y Mones(1966) la denominan Formación San Joséy la dividen en dos secciones, una inferiorformada por arcillas, limos, limos areno-sos y arenas subordinadas gris verdosas yotra superior compuesta por psamitasmedianas a muy gruesas de coloracionesrosadas a amarillentas. Tófalo et al. (2006b)indican que estas sedimentitas fluvialespueden dividirse en dos secciones predo-minantemente arenosas separadas poruna discontinuidad de carácter regional,que marca un episodio de reactivación enla sedimentación.

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Atribuida al (Plioceno tardío-Pleistoceno)la Formación Salto también de origenfluvial, se observa en reducidos aflora-mientos cercanos al río Uruguay y fue co-rrelacionada con la Formación Raigónpor Goso (1965). Se correlaciona tambiéncon las Formaciones Salto Chico eItuzaingó en la Mesopotamia argentina(Fig. 2). Según Veroslavsky y Montaño(2004), son depósitos de ríos entrelaza-dos, pueden distinguirse dos ciclos depo-sitacionales y tienen geometría lenticular,son multiepisódicos y grano de crecien-tes. Estos autores realizan un pormenori-zado análisis de la Formación Salto, porlo que dado lo reducido de sus aflora-mientos en el área estudiada y su seme-janza y correlación con la FormaciónRaigón, no se trata en particular en la pre-sente contribución.La Formación Libertad (Pleistoceno tem-prano a medio) fue definida por Goso(1965) y aflora en los departamentos delsuroeste del Uruguay. Tiene espesor dealrededor de 20 m y es discordante sobrela Formación Raigón y sobre formacio-nes cretácicas y rocas paleozoicas y sutope es también discordante con forma-ciones del Cuaternario medio y superior(Spoturno y Oyhantçabal 2004). SegúnBosi et al. (1998) incluye lodolitas macizasfriables con arena gruesa dispersa y abun-dante carbonato de calcio. De acuerdo aTófalo et al. (2006b) corresponde a depó-sitos loéssicos, acumulados por el vientoen regiones semiáridas de escasa pendien-te y que han sufrido importantes proce-sos de pedogénesis (Fig. 2).

MATERIALES Y METODOS

Se levantaron perfiles y se realizaron ob-servaciones geológicas, para determinarestructuras, geometrías y tipo de contac-to entre bancos. También se utilizarontestigos de perforación suministradospor la compañía minera ANCAP (Aso-ciación Nacional de Combustibles,Alcohol y Portland). El color se fijó porcomparación con los patrones cromáti-cos del Rock Color Chart Commitee (1951).Las muestras fueron estudiadas micros-

cópicamente, teniendo en cuenta sus ca-racterísticas texturales y composicionales.Para las descripciones micromorfológicasse siguieron los criterios de Stoops (2003)y para evaluar la micromorfología de loscalcretes se usó terminología de Wright(1990), quien propone dos miembros fi-nales: los calcretes alfa consisten en unamatriz densa micrítica o microesparítica,en la que se observan granos flotantes,corroídos y desplazados y comunes cris-talarias (rellenos cristalinos, en el sentidode Stoops 2003); en los calcretes beta, encambio, dominan las características bio-génicas, como rizoconcreciones, calcitafibrosa, textura alveolar-septal, etc. Paradescribir la fábrica de los silcretes se uti-lizó la terminología propuesta porSummerfield (1983), quien denominagrano-soportada a la fábrica caracteriza-da por granos esqueletales mayores de 30µ que se tocan entre sí y constituyen elesqueleto estable de la roca, la cementa-ción se produce por relleno del espacio

intergranular. En cambio, flotante es lafábrica en la que los clastos mayores de30 µ no tienen contactos entre sí y la sili-cificación se ha producido por reemplazode material arcilloso o carbonático.

FORMACIÓN QUEGUAY

CalizasDescripción: En las proximidades de la lo-calidad de Paysandú (Fig. 3a), se obser-van calcretes brechosos y masivos (Tofaloet al. 2001). En los primeros el carbonatode calcio se introduce en el paleosuelohospedador, lo brecha y desplaza sus par-tes, lo que genera una serie de cristalariasque suelen estar cortadas sucesivamentepor otras, lo que pone de manifiesto queexisten varias etapas de fracturación y re-lleno.En los calcretes masivos, de color blanco(N9), el carbonato autigénico envuelve,separa y cementa en forma continua, frag-mentos de paleosuelos (pedorelictos), y

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Figura 1: Mapa de ubicación indicando las principales localidades mencionadas en el texto: 1Paysandú, 2 Algorta, 3 Piedras Coloradas, 4 arroyo Vera, 5 Gruta del Palacio, 6 cuenca del arroyoCoquimbo, 7 Pedro Chico, 8 Nueva Palmira, 9 Sauce Solo, 10 Migues.

muy escasa proporción de clastos tamañoarena que comúnmente presentan los bor-des corroídos. Se genera así un típico cal-crete masivo, denso, con fábrica alfa (Fig.3b). Hacia el tope de la sucesión, se hanobservado restos de valvas fragmentadasy totalmente reemplazadas por esparita.Son muy frecuentes tanto en los calcretesbrechosos como masivos los rellenos silí-ceos complejos de macro y microporos.En las proximidades de la localidad deAlgorta (Fig. 1), se han observado calizasarenosas silicificadas con abundantes gas-trópodos dulceacuícolas (Ford y Gancio1990) y cerca de Piedras Coloradas (Fig.1), calizas con gastrópodos terrestres y deagua dulce, ostrácodos, oogonios de cha-ráceas, rizoconcreciones e icnofósiles te-rrestres (Veroslavsky y Martínez 1996,Martínez et al. 2001).Cabe destacar que en la región de SauceSolo (cuenca de Santa Lucía) Veroslavskyet al. (1997) definen 4 litofacies: areniscascalcáreas, calizas arenosas, calizas macizasy calizas fosilíferas. Las calizas arenosas ymacizas fueron interpretadas como cal-cretes de aguas subterráneas y las calizasfosilíferas como un calcrete pedogénico.Aproximadamente a 10 km de la locali-dad de Migues (cuenca de Santa Lucía),afloran 8 m de calizas color blanco (N9).En los 3 m basales el carbonato de calcioautigénico envuelve, separa y cementaclastos tamaño arena que comúnmentepresentan los bordes corroídos, generan-do un calcrete masivo, denso, con fábrica(Tófalo et al. 2006a). Las característicasmicroscópicas de las rocas son equipara-bles a las observadas en calcretes del de-partamento Paysandú (Tofalo et al. 2001)y de la provincia de Entre Ríos (Tofalo yPazos 2002). Los carbonatos suprayacen-tes (Fig. 3c) tienen textura peloidal-intra-clástica (Fig. 3d). Son comunes en algu-nos niveles las bioturbaciones horizonta-les y principalmente en el tope de la suce-sión los bioclastos de gastrópodos gene-ralmente fragmentados (Fig. 3d). Es co-mún el reemplazo parcial del carbonatopor sílice.Interpretación: A las calizas arenosas silicifi-cadas con gastrópodos dulceacuícolas ubi-

cadas cerca de Algorta se asignó un pro-bable origen lagunar (Ford y Gancio 1990)y a las calizas próximas a Piedras Coloradasse las interpretó como paleosuelos calcá-reos (Veroslavsky y Martínez 1996, Martí-nez et al. 2001), en tanto que las de la re-gión de Sauce Solo fueron interpretadascomo calcretes de aguas subterráneas ylas calizas fosilíferas como un calcrete pe-dogénico (Veroslavsky et al. 1997).La mayoría de las calizas, con excepciónde los niveles con restos fósiles son masi-vas (Fig. 3 b), tienen las características mi-cromorfológicas determinantes de calcre-tes con fábrica alfa (fisuras complejas ycristalarias, granos esqueletales flotantes ycon bordes corroídos, cristales esparíticosrómbicos, fábrica densa), la cual se origi-na por crecimiento desplazante de calcitaen el material clástico hospedador, debidoprincipalmente a fenómenos de evapora-ción y evapotranspiración. La micromor-fología de los calcretes indica que se hanoriginado en los ambientes diagenéticosfreático y vadoso. Las brechas intrafor-macionales son comunes en ambientedia-genético vadoso, donde existe alter-nancia entre condiciones de cementacióny fracturación no tectónica, lo que origi-na varios episodios de fragmentación,brechamiento y cementación. Estas ca-racterísticas indican que se trata de cal-cretes originados por migración vertical ylateral de la capa freática. La falta de cla-ras evidencias de fábrica beta, caracteri-zada por el dominio de estructuras biogé-nicas (calcita fibrosa, pellets, canales, fá-brica alveolar septal, etc.), indicaría quese formaron en zonas con escasa activi-dad biológica, hecho que resulta contra-dictorio, con la abundancia de paleosue-los particularmente en la zona de Pay-sandú. Sin embargo, debe tenerse en cuen-ta que los procesos vinculados a la freáti-ca pueden haber actuado mucho despuésque se originaron los suelos y que los in-tensos procesos de recristalización que ca-racterizan a toda la sucesión estudiada,podrían haber borrado los rastros de acti-vidad biológica.En las calizas fosilíferas la ausencia de la-minación y la presencia de bioclastos, jun-

to con texturas brechosa y peloidal-intra-clásica (Fig. 3d), son evidencias de depó-sitos palustres de muy baja energía en zo-nas de muy bajo gradiente (Huerta yArmenteros 2005). Las facies palustresprobablemente representen depósitos encharcos efímeros, locales y poco profun-dos, desarrollados en depresiones topo-gráficas de una planicie subaérea de bajorelieve y por lo tanto están menos exten-didas que los calcretes.La presencia de calcretes y carbonatos pa-lustres indica períodos o áreas con redu-cido aporte clástico, donde el clima ejerceun importante control; ambos se desarro-llan bien en clima semiárido, pero condi-ciones más áridas favorecen la formaciónde calcretes y las subhúmedas la genera-ción de carbonatos palustres (Alonso Zarza2003).Los fenómenos de calcretización y el dis-creto desarrollo de encharcamientos semi-permanentes se hallaría relacionado con elascenso freático en sectores con un mar-cado control estructural (Veroslavsky yMartínez 1996).La posición estratigráfica de las "Calizasdel Queguay", tradicionalmente asignadasal Neocretácico, ha sido motivo de con-troversias. Sin embargo, las calizas afloran-tes en la cuenca de Santa Lucia son porta-doras de restos de invertebrados y nidosfósiles, que las ubican en el Paleo-ceno(Martínez, et al. 1997), lo mismo que a lasaflorantes en la zona de Piedras Coloradas(Martínez et al. 2001).

SilcretesDescripción: Los silcretes están bien des-arrollados y preservados sobre epiclasti-tas correspondientes a la Fm. Mercedes.En un mismo perfil pueden observarsevarios horizontes de silcretes, que se in-tercalan entre sedimentitas clásticas y enocasiones rellenan poros de rocas carbo-náticas y/o las reemplazan parcialmente.No presentan gran extensión lateral y lasestructuras sedimentarias primarias estánparcialmente conservadas. Utilizando laterminología de Summerfield (1983), pue-den observarse fábricas grano-soportadas(GS), típicas de silcretes formados a par-

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tir de areniscas sin matriz y flotantes (F),comunes en aquellos generados por reem-plazo de materiales arcillosos o carboná-ticos. En muchas muestras estas fábricascoexisten, debido a que el proceso de si-licificación ha tenido lugar en areniscascon abundante matriz.Cuando el material hospedador de lossilcretes son areniscas, la forma de sílicemás común es el ópalo castaño que relle-na la mayor parte del espacio intergranu-lar y forma lentes masivos. Los rellenosporales complejos son muy frecuentes ytienen estructura botroidal o mamelonar.En las calizas la sílice se presenta comoreemplazo del carbonato o como relle-nos milimétricos a centimétricos. En el pri-mer caso el carbonato ha sido reempla-zado por sílice, pero conservando las es-tructuras.Interpretación: La superposición de varioshorizontes de silcretes, la preservaciónde las estructuras de las rocas hospeda-doras, la escasa extensión areal, la forma-ción de lentes masivos y rellenos poralescomplejos y la carencia de un sector su-perior columnar, indican que los silcretesse han generado por silicificación a partirde aguas subterráneas (Thiry 1999). Cadahorizonte silcretizado indica distintas po-siciones de la capa de agua y se relacionacon la disección de la paleosuperficie.

FORMACIÓN ASENCIO

La paleosuperficie Yapeyú (Fig. 3e) mar-ca un cambio en las condiciones climáti-cas, ya que sobre ella se disponen sedi-mentitas fluviales representadas por ca-nales de baja jerarquía y niveles de paleo-suelos apilados. Los procesos de ferrifi-cación son posteriores a la sedimentaciónde toda la sucesión y afectaron en pro-fundidad hasta dicha paleosuperficie, laque habría actuado como barrera geoló-gica para la migración en profundidad delas soluciones (Pazos et al. 1998). Segúnestos mismos autores la paleosuperficiese presenta neta y subhorizontal en PedroChico y la Gruta del Palacio (Fig. 1) y encambio es neta y suavemente irregular enla cuenca del arroyo Coquimbo (Fig. 1)

donde se observan fracturas por las cua-les han penetrado las soluciones.En la cantera Espiga cercana a NuevaPalmira (Fig. 1) y en una cantera abando-

nada en las proximidades de Paysandú, seha observado también una topografíamarcadamente irregular de dicho límite,con lenguas de unos 2 m de profundidad

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Figura 3: a) afloramiento de calcretes freáticos de la Formación Queguay, Cantera El Vichadero,Paysandú; b) corte delgado de calcrete freático con fábrica; c) afloramiento caliza palustre,Migues; d) corte delgado de caliza palustre con textura peloidal-intraclástica y restos de microfó-siles fragmentados (flecha blanca); e) paleosuperficie Yapeyú, por debajo Formación Mercedes,sobre el contacto coraza ferruginosa de la Formación Asencio, arroyo Vera; f) estrato nodular dela Formación Asencio con icnofósiles (flecha blanca), cantera Palmitas; g) aspecto general de laFormación Fray Bentos, Nueva Palmira; h) corte delgado de loess de la Formación Fray Bentoscon numerosas trizas vítreas (flecha negra).

del material ferruginoso de color rojizode la Formación Asencio penetrando enel tope de la Formación Mercedes.Bellosi et al. (2004), determinan dos fa-cies en la Formación Asencio (en el sen-tido de Pazos et al. 1998, 2002): duricos-tras ferruginosas y estratos nodulares ma-cizos, interdigitados y repetidos hasta 3 y 4veces en el espesor total de la formación.

Duricostras ferruginosasDescripción: De acuerdo con los estudiosde Bellosi et al. (2004), están formadas porareniscas rojas arcillosas, muy endureci-das y macizas, tabulares, onduladas o len-ticulares de 0,5 a 2,5 m de espesor (Fig. 3e). Las más compactas son rojo oscuras(5R 3/4), con abundantes marcas de raí-ces, mientras que las de menor consolida-ción tienen estructura edáfica prismáticao en bloque e incluyen abundantes nidosde abejas y coleópteros (Icnofacies deCoprinisphaera). Ambas tienen microes-tructura compleja, predominantementeesponjosa, fábrica-b grano y poroestriaday fuerte enriquecimiento en arcilla iluvia-da, lo que permite caracterizarlas comohorizontes Bt. La fracción gruesa está for-mada principalmente por cuarzo mono-cristalino (85-90%), acompañado porotras variedades de sílice y muy escasaproporción de fragmentos de rocas gra-níticas y feldespatos.Interpretación: Las citadas características in-dican un proceso de ferruginación en cli-ma cálido, húmedo y estacional y segúnGonzález (1999) los paleosuelos se clasi-fican como Ultisoles.Durante lapsos de desecamiento prolon-gado se habría producido la deshidrata-ción de los suelos, endurecidos por unadensa red de cristales de hematita, formán-dose las duricostras o ferricretes, las quepor sus abundantes rasgos edáficos e ic-nofauna se consideran de origen edáfico(Bellosi et al. 2004).

Estratos nodularesDescripción: Forman niveles irregulares ydiscontínuos que no presentan geometrí-as canalizadas y son macizos y clasto-so-portados (González et al. 1998, Pazos et

al. 1998), aunque hay niveles matriz-so-portados, están formados por nódulos decolor rojo oscuro (5R 3/4) a rojo grisá-ceo (5R 3/6), inmersos en material arci-lloso más claro con tonalidades que varí-an entre amarillo grisáceo (5Y 8/4), rosa-do grisáceo (5R 8/2) y gris amarillento(5Y 8/1), (Fig. 3 f). Son frecuentes lospasajes laterales y verticales transicionalesde costras a estratos nodulares, por au-mento en el porcentaje de material arci-lloso (Bellosi et al. 2004).Interpretación: De acuerdo con estos últi-mos autores es común la preservación deparches de duricostras rodeados por es-tratos nodulares, lo que sugiere que estosúltimos se originaron por meteorizaciónquímica de las primeras. Este proceso sedenomina desmantelamiento y se debe ala desintegración superficial de los ferri-cretes debido a un importante incremen-to en las precipitaciones, que produce lacorrosión de la hematita y la formaciónde estratos nodulares residuales.Posteriormente un nuevo período de se-dimentación seguido por las condicionesaptas para la formación de Ultisoles, conprecipitaciones entre 1.300 y 1.700mm/año, iniciaría un nuevo ciclo.

FORMACIÓN FRAY BENTOS

En la Formación Fray Bentos (Fig. 3g), sehan reconocido siete facies, una silicoclás-tica, una pedogénica y cinco correspon-dientes a distintos tipos de calcretes. Lacoloración general de la formación es grisrosado (5YR 8/1) a castaño claro (5YR6/4).

Facies silicoclásticaDescripción: Está constituida por depósitoslimosos con base neta y techo transicional.Son mantiformes, con paredes verticales,generalmente masivos, aunque en ocasio-nes se puede observar cierta laminaciónborrosa causada por la precipitación decarbonato en bandas difusas y a vecesdiscontinuas de 0.5 a 1.5 cm de espesor.Ocasionalmente pueden observarse depó-sitos lentiformes con base cóncava y ero-siva, correspondientes a canales.

Microscópicamente las rocas que consti-tuyen esta facies están formadas por 40%de material arcilloso impregnado por óxi-do de hierro, en el que "flotan" 35% declastos tamaño arena muy fina y limogrueso (Fig. 3 h), subangulosos constitui-dos por cuarzo (50% de los clastos) equi-dimensional a prolado, entre los que sedistinguen granos con crecimiento se-cundario fracturado, con extinción ondu-lante, policristalinos y fragmentos de cal-cedonia. Entre los feldespatos tabulares(35%) predominan las plagioclasas sobrela ortosa. Los vitroclastos, en ocasionesdevitrificados son porcentualmente im-portantes (10-20%) y no muestran indi-cios de haber sido retransportados (Fig.3h). Las pastas de rocas volcánicas bási-cas pueden alcanzar el 10% y su grado dealteración puede ser muy intenso. Los mi-nerales accesorios más comunes (2% a 3%)son los opacos, micas, epidoto, hornblen-da y augita.Interpretación: Las características de la fa-cies clástica de la Formación Fray Bentosrevelan que son sedimentos loéssicos de-positados en zonas de clima semiárido ysu composición muestra una procedenciamixta, con importante aporte de arco mag-mático. La abundancia de paleosuelos in-dica que los procesos de sedimentaciónfueron discontinuos.

PaleosuelosDescripción: Los paleosuelos (Fig. 4a), tie-nen estructura prismática gruesa y ocasio-nalmente en bloques subangulares muyfinos (Fig. 4b) y pueden reconocerse dis-tintas variedades de rizolitos. Microscópi-camente son muy comunes los revesti-mientos arcillosos y carbonáticos de gra-no y de poros y se ha observado fábrica-b moteada, estriada paralela y poroestria-da y en algunos niveles son comunes losnódulos disórticos.

CalcretesPueden observarse variedades nodulares,brechosas, masivas y laminares y se des-cribe aquí brevemente un nuevo tipo decalcrete, aparentemente no citado en la li-teratura, que denominamos tubular.

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Evidencias paleoclimáticas en duricostras, paleosuelos y sedimentitas... 681

Figura 4: a) paleosuelo dela Formación Fray Bentos,Fray Bentos; b) corte del-gado de paleosuelo de laFormación Fray Bentoscon microestructura enbloques; c) calcrete nodu-lar; d) calcrete brechoso; e)calcrete masivo; f) calcretelaminar; g) calcrete tubular;h) calcrete tubular (vista enplanta); i) calcrete tubularmicrorelieve tipo gilgai (lasflechas negras indican lasdepresiones).

Descripción: En los primeros (Fig. 4c) elporcentaje de nódulos en el material hos-pedador (loess o paleosuelos) oscila de10% a 70%. Son aproximadamente equi-dimensionales, subredondeados y contie-nen un porcentaje aleatorio del materialhospedador.En los calcretes brechosos (Fig. 4d) el car-bonato forma cubiertas continuas alrede-dor de fragmentos angulosos tamaño gui-ja y guijarro, correspondientes a calcretesmasivos, a paleosuelos y a clastos terríge-nos, a los que ha desplazado determinan-do fábrica flotante secundaria.Los calcretes masivos (Fig. 4e) tienen fá-brica alfa, en la que los elementos consti-tuyentes del material hospedador han sidoseparados, corroídos, reemplazados y ce-mentados por calcita. La micrita primariaha recristalizado a microesparita con tex-tura microgranular. Son comunes las cris-talarias tanto circumgranulares como irre-gulares y entrecortadas.Los calcretes laminares (Fig. 4f) presen-tan bandas de 3 mm a 1.5 cm de espesor,lateralmente discontínuas, debidas a la al-ternancia de láminas de calcita, con otrasformadas por fragmentos angulosos depaleosuelos, calcretes y pellets, cementa-dos por carbonato de calcio.Los calcretes tubulares (Fig. 4g) estánconstituidos por unidades estructuralescarbonáticas de morfología tubular, dedesarrollo vertical variable, de seccióncircular o pseudohexagonal y que encie-rran en su interior el material limoso y decolor rosado típico de la formación.En corte vertical (Fig. 4g) los tubos sepresentan yuxtapuestos formando nive-les continuos, con una potencia que osci-la entre 100 y 350 cm. Estos niveles pre-sentan límites superior e inferior ondula-dos, siendo en general este último el demayor amplitud de onda.En planta (Fig. 4h) el límite superior deestos niveles carbonáticos presenta un mi-crorrelieve con un patrón circular o pseu-dohexagonal. El diámetro de las depre-siones circulares oscila alrededor de los300 cm y la variación de altura del micro-rrelieve oscila generalmente entre los 20y 30 cm.

Interpretación: Los nódulos (Fig. 4c) se ori-ginan por concentración de carbonato enel material hospedador, del cual conser-van relictos. Los órticos se forman por ladifusión de carbonato en determinadospuntos seguido por precipitación, despla-zamiento, y reemplazo de los granos de-tríticos. Los nódulos disórticos tambiénson formados in situ pero desplazados porpedoturbación, posiblemente por la acti-vidad biológica.El origen de los calcretes brechosos (Fig.4d) se explica por expansión del materialarcilloso, fracturación por crecimiento deraíces, humedecimiento y desecamiento al-ternante (expansión y contracción) y ex-pansión térmica, que causan la rotura yrotación del material hospedador o decalcretes ya formados.Los calcretes masivos (Fig. 4e) se formanpor desplazamiento y reemplazo del ma-terial hospedador por calcita, debido aprocesos de evaporación, evapotranspi-ración y pérdida de gases. La micrita ori-ginal refleja precipitación rápida en lazona vadosa, a partir de soluciones su-persaturadas, produciendo la destrucciónde la fábrica primaria. La abundancia demicroesparita secundaria se debe a pro-cesos de disolución y reprecipitación(Tandon y Narayan 1981).Los calcretes laminares (Fig. 4f) tienendos orígenes posibles, uno es inorgánicoy está relacionado con la dificultad paraque el agua llegue hasta la capa freáticadebido a la presencia del calcrete masivoimpermeable. Por esta causa las solucio-nes tienden a fluir lateralmente como unapelícula sobre el techo de dicho calcrete y,al producirse evaporación, se forma una lá-mina carbonática. La superposición de es-tas bandas genera los calcretes laminares(Braithwaite 1979, Semeniuk y Meagher1981). La segunda está relacionada con latendencia de las raíces a ocupar posicio-nes horizontales o subhorizontales, debi-do a que no pueden introducirse en el cal-crete masivo (Semeniuk y Meagher 1981,Wright et al. 1988, Alonso Zarza 1999)La presencia de perfiles maduros y com-plejos de calcretes con varias facies, des-de calcretes nodulares a laminares, carac-

terizan a los calcretes pedogénicos, queson propios de suelos bien drenados. Seforman por agua meteórica que producela lixiviación del loess, a medida que des-ciende. Si la estación seca coincide converanos calientes, las soluciones alcalinassaturadas, tienden a ascender por accióncapilar y al evaporarse se produce la pre-cipitación de carbonato.Un elemento interpretativo fundamentalde la génesis del calcrete tubular (Figs.4g-h), es el microrrelieve de estos niveles,que se deduce en los cortes verticales y sepuede observar en las exposiciones enplanta. Este microrrelieve de crestas y va-lles con un patrón aproximadamente cir-cular ha sido observado en distintos tiposde suelos (Blokhuis 1983). Dadas las con-diciones paleoambientales del área y quela composición de la fracción fina de laformación presenta una proporción impor-tante de minerales expansibles (Ferrandoy Daza 1974, citado por Puentes y Altami-rano, 1975, Bossi y Navarro, 1988), se con-sidera que la morfología de la paleosuper-ficie corresponde a la de un microrrelieve¨gilgai¨ de tipo normal de suelos Vertisoles(Fig. 4i).Estos suelos se caracterizan asimismo poruna estructura prismática muy gruesa de-rivada de procesos de expansión-contrac-ción, posibilitada por la existencia de arci-llas esmectíticas y condiciones climáticasalternantes secas y húmedas de duraciónvariable (Ahmad 1983, Blokhuis 1983,Wilding 2004). Dado asimismo que el lí-mite mínimo de precipitación necesariopara la formación de un microrrelieve gil-gai es de unos 500 mm anuales (Jewitt etal. 1979, citado por Blokhuis 1983), am-bos elementos sugieren para esta paleo-superficie condiciones climáticas subhú-medas con déficits hídricos estacionales.Las estructuras carbonáticas tubulares, enconsecuencia, pueden ser interpretadascomo rellenos posteriores, fosilizando unpatrón de fisuración de origen edáfico, apartir de la solubilización de carbonatosde depósitos más recientes.En términos generales, la presencia de es-tos diversos tipos de calcretes muestra re-ducido aporte clástico y pueden indicar

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límites de secuencias (Alonso Zarza 2003).La acumulación de carbonato de calcioen el horizonte B de suelos es el principalproceso pedogénico que ocurre en zonassubtropicales secas (Mack y James 1994)y la formación de calcretes se ve favore-cida por lluvias que oscilan entre 500 y600 mm/año (Goudie 1973). Sin embar-go el límite superior de precipitación me-dia anual podría superar los 600 mm(Mack y James 1994) y el inferior ser desolo 50 mm (Alonso Zarza 2003).

FORMACIÓN RAIGÓN

Descripción: En las barrancas coteras del Ríode La Plata la Formación Raigón tiene unespesor de aproximadamente 5 m y pue-den identificarse claramente los dos secto-res diferenciados por Tófalo et al. (2006b).El inferior de color gris rosado (5YR8/1) a naranja grisáceo (5Y 7/4), tieneuna potencia de 2 a 2,4 m y el superior decolor naranja grisáceo (5Y 7/4) a naranjarojizo moderado (10R 6/6), tiene un des-arrollo vertical de 3m. Ambos sectoresestán formados por una sucesión grano-decreciente de bancos tabulares y lenticu-lares, con estratificación fina a gruesa. Losbancos tienen base erosiva y son grano-decrecientes desde grava fina o sábulo (li-tofacies Ss), areniscas gruesas a medianascon estratificación entrecruzada tabular(litofacies Sp), culminando con arenas me-dianas a finas con óndulas (litofacies Sr) yesporádicamente bancos pelíticos maci-zos (litofacies Fm). Composicio-nalmen-te las psefitas tienen clastos de rocas plu-tónicas y metamórficas y las psamitas soncuarzo-feldespáticas. El tope de la for-mación está edafizado (litofacies Fr), y seobservan estructuras poliédricas, revesti-mientos de arcilla y de manganeso yabundantes acumulaciones de carbonatode calcio de morfologías variadas siendonotorias las rizoconcreciones.Interpretación: la discontinuidad de carácterregional que separa los dos sectores de laFormación Raigón marca un episodio dereactivación en la sedimentación. Ambassecciones se caracterizan por una asocia-ción de litofacies Ss (rápida depositación de

carga de lecho gruesa), Sp (depósitos ge-nerados por migración de dunas bidimen-sionales) y Sr (trenes de pequeñas óndu-las) que yacen sobre base cóncava y ero-siva, lo que indica que corresponden adepósitos de relleno de canal. La litofa-cies Fm (depósitos generados a partir desuspensiones) se interpreta como depósi-tos de llanura de inundación (Tófalo et al.2006b).El paleosuelo en el tope de la unidad es-taría vinculado a un período de no depo-sitación, desarrollado probablementebajo condiciones estacionales, con iluvia-ción de arcillas durante los períodos hú-medos y precipitación de carbonato enlas estaciones secas. El material arcillosopredominante sería la esmectita (Tófaloet al. en prensa).

FORMACIÓN LIBERTAD

Descripción: Tiene geometría tabular, es-tratificación gruesa, forma paredes verti-cales y su espesor es de aproximadamen-te 5 m. Es friable a moderadamente con-solidada. El color varía de rosado naran-ja grisáceo (10R 8/2) a rojo moderado(5R 5/4). No presenta estructuras sedi-mentarias internas y está compuesta pormaterial limo-arcilloso que contiene can-tidades variables de arena fina y muy fina.Esta formación incluye un paleosuelo yen el tope se desarrolla el suelo actual.El paleosuelo no es uniforme a lo largode la ribera sino que presenta variabilidadlateral en ciertas características. En algu-nos sectores presenta dos horizontes Bprofundos, estructurados en bloques, conrevestimientos arcillosos oscuros y unaproporción importante de carbonato decalcio, principalmente como rizoconcre-ciones. En este caso no tiene horizonte Cy el horizonte B del paleosuelo en Libertadse encuentran soldado con el horizonte Bdel paleosuelo en Raigón. En otros secto-res se observa la secuencia Bt-BC-C, conun nivel loéssico de poco espesor en la basede la formación (Tófalo et al. en prensa).Interpretación: La geometría de los depósi-tos de la Formación Libertad, el tipo deestratificación, la propiedad de mantener-

se en paredes verticales, el color, el tama-ño de grano con modas en las fraccioneslimo y arcilla, acompañadas por porcenta-jes variables de arena fina y muy fina, in-dican que esta unidad corresponde a de-pósitos loessicos, acumulados por el vien-to en regiones semiáridas de escasa pen-diente. El nivel paleoedáfico que se obser-va en el sector medio e inferior de la for-mación se caracteriza por la presencia dehorizontes B de iluviación.

SÍNTESIS DE LAEVOLUCIÓN GEOLÓGICA

Las cuencas de Paraná y Santa Lucía, fue-ron colmatadas durante el Cretácico tardío.Debido a esto la Formación Mercedes,presenta abundantes conglomerados en labase, pero solo registra areniscas media-nas y finas hacia el techo y niveles de pa-leosuelos, que indican una interrupciónen la sedimentación.El Cenozoico temprano se caracterizapor el predominio de procesos no depo-sitacionales, con generación de calcretes,carbonatos palustres y paleosuelos. Du-rante el Paleoceno, la baja tasa de sedi-mentación y la subsidencia causaron unagradual depresión de las cuencas. En estemarco y bajo clima predominantementesemiárido y estacional, con rangos eleva-dos de evaporación y evapotranspiración,se desarrollaron calcretes de aguas subte-rráneas que se expandieron lateralmente.En ocasiones, la capa freática intersectó ala superficie y se desarrollaron carbona-tos palustres. Estos depósitos constitu-yen la Formación Queguay (Fig. 2).En el Eoceno temprano, períodos de se-dimentación representados por depósi-tos de canales de baja jerarquía y de llanu-ra de inundación, fueron interrumpidospor otros de no depositación, lo que per-mitió la generación de varios niveles deUltisoles, ferricretes y niveles nodulares,formados en clima subtropical húmedo atropical seco, correspondientes a la Forma-ción Asencio (Fig. 2).Procesos de erosión generaron la discor-dancia sobre la que se depositaron los se-dimentos del Oligoceno y Mioceno tem-

Evidencias paleoclimáticas en duricostras, paleosuelos y sedimentitas... 683

prano, épocas caracterizadas por un en-friamiento global y retracción del nivel delmar. Los movimientos incaicos habríangenerado nuevos espacios de acumula-ción en los que se depositó la FormaciónFray Bentos (Ubilla et al. 2004) en climasemiárido, con intervalos más secos y frí-os durante los que sedimentó loess y otrosrelativamente más húmedos, que permitióla formación de paleosuelos y calcretespedogénicos (Fig. 2).Durante el Mioceno tardío se produceuna importante ingresión marina, cuyosdepósitos más extensos se encuentran enArgentina, donde se conocen como Forma-ción Paraná, mientras que en Uruguaysolo se los observa en algunos sitios de lacosta del Río de La Plata y se denominanFormación Camacho.Luego de retirarse el mar mioceno, se de-positan sedimentos continentales fluvia-les, en clima húmedo, correspondientes alas Formaciones Raigón y Salto (Pliocenotardío-Pleistoceno medio), (Fig. 2), con-trolados estructuralmente por una tectó-nica joven relacionada a la reactivaciónde lineamientos NO y subordinadamenteNE y NS (Veroslavsky y Montaño 2004).Cabe destacar que ambas formacionespresentan una discontinuidad de carácterregional que marca un episodio de reacti-vación en la sedimentación, probable-mente relacionado a actividad tectónicapenecontemporánea y que separa dos ci-clos de depositación.Durante el Cuaternario, en ambiente con-tinental de praderas o estepas, sedimentóla Formación Libertad (Pleistoceno tem-prano a medio), con depósitos loéssicos,paleosuelos y calcretes, que indican unperíodo de calma tectónica y la existenciade un clima predominantemente semiári-do estacional con fluctuaciones de las con-diciones climáticas y varios ciclos de ero-sión, sedimentación y pedogénesis.

CONCLUSIONES

- Los calcretes freáticos y carbonatos pa-lustres del Paleoceno correspondientes ala Formación Queguay, indican períodoso áreas con reducido aporte clástico y cli-

ma predominantemente semiárido, conestaciones húmedas y secas bien marca-das. El límite transicional entre ambos de-pósitos sugiere levantamiento progresivode la capa freática.- Durante el Eoceno habría predominadoclima subtropical húmedo a tropical seco,lo que permitió la generación de Ultisoles,formación de ferricretes en lapsos de de-secamiento prolongado, con desmantela-miento de los niveles superiores por rehi-dratación debido a fuerte incremento delas precipitaciones.- Desde fines del Eoceno al Mioceno tem-prano habría predominado un clima se-miárido, con fases más secas durante lasque se depositó loess y otras relativamen-te más húmedas con déficit hídrico esta-cional, en las que se generaron paleosuelosbien drenados y calcretes pedogénicos.- Los sedimentos fluviales del Pliocenotardío-Pleistoceno, indican períodos húme-dos. El paleosuelo del tope de la FormaciónRaigón, se habría formado bajo condi-ciones climáticas estacionales.- Los depósitos loessicos el Pleistocenotemprano a medio se habrían depositadodurante intervalos glaciales y habrían sidomodificados por pedogénesis durante pe-ríodos interglaciales o interestadiales.

AGRADECIMIENTOS

Loa autores desean expresar su agradeci-miento a la Universidad de Buenos Aires,que posibilitó la realización del trabajo enel marco de los proyectos UBACyT X236y X219. Asimismo agradecen a los árbi-tros Dres. Marcelo Zárate y Oscar Orfeo,cuyas sugerencias y comentarios permi-tieron mejorar el manuscrito.

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Recibido: 2008 Aceptado: 2009

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