propuesta de evolución tectono-sedimentaria para la

23(3):313-322, setembro de 1993
Revista Brasileira de Geociências
PROPUESTA DE EVOLUCIÓN TECTONO-SEDIMENTARIA PARA LA CUENCA
DE PIRIAPOLIS, URUGUAY
HENRI C. MASQUELIN*,** & LEDA S. BETTUCCI*
ABSTRACT TECTONIC AND SEDIMENTARY EVOLUTION PROPOSAL FOR PIRIAPOLIS BASÍN,
URUGUAY. There is a presentation of sedimentological and tectonic features of the remaining outcrops of
a post-metamorphic sedimentary sequence founded in Piriapolis - Pan de Azucar Region. Three main cross
sections with the same faciological characteristics prove the existence of both a marine - lacustrine delthaic and
a continental alluvial sequences. We have tried a correlation with the local stratigraphy accepted for this
moment. We conclude with the separation of the most probable models to explain the basin evolution with the
tectonic partial results.
Keywords: Alluvial fan, convolute lamination, fan-delta, Las Ventanas, slope-apron fan, Playa Hermosa,
tectonic inversion.
RESUMEN Se presentan en este trabajo las características sedimentolólogicas y tectónicas de remanentes
de una secuencia sedimentaria posterior al pico de metamorfismo regional, que aflora en la región de Piriapolis
- Pan de Azúcar. Se describen tres perfiles de características faciplógicas semejantes que prueban la existencia
de una secuencia deltaica marina o lacustre y una secuencia continental aluvial. Se intenta una correlación con
la estratigrafía aceptada hasta el momento. Concluimos en la separación de los modelos más probables para
explicar la evolución de la cuenca aprovechando los datos tectónicos obtenidos.
Palabras clave: Abanico aluvial, laminación convoluta, abanico deltaico, Las Ventanas, abanico de pendiente
de talud, Playa Hermosa, inversión tectónica, Uruguay.
INTRODUCCIÓN El objetivo de este trabajo es la
presentación de las características sedimentológicas y
estructurales de una secuencia volcano-sedimentaria, supuestamente neoproterozoico-cámbrica (Bossi & Navarro
1987), aflorante en las inmediaciones de la ciudad de Piriapolis. Los primeros trabajos geológicos realizados en el área
de Piriapolis fueron el estudio petrográfico de las rocas
ígneas de la Formación Sierra de Animas (Bossi & Fernandez 1963). No se menciona, sin embargo, la presencia de
ninguna secuencia sedimentaria asociada. Durante el programa de cartografía geológica, escala 1/100.000, en la Hoja
Piriapolis (Preciozzi et al 1989) se ubican tentativamente a
los sedimentos de Playa Hermosa en la Formación Piedras
de Afilar (Jones 1956, Bossi et al 1975, Oyhant9abal et al
1982). A nivel regional y basado en criterios de no deformación ni metamorfismo, se agrupó la Formación Piedras
de Afilar junto con los sedimentos del Arroyo Barriga Negra
(Bossi et al 1975), hasta que sé reconoció el "carácter postorogénico" de estos últimos (Midot 1984). Los sedimentos
post-metamórficos de la orogénesis Brasiliana fueron incluidos en el Grupo Barriga Negra (Preciozzi et al 1979) Fig.
1). Mediante la correlación faciológica con las secuencias
descritas en Rio Grande do Sul (Fragoso César et al 1987)
fue posible reconocer similitudes entre las descripciones de
la Formación Marica (Carvalho 1932, Ribeiro et al 1978,
Fragoso César et al 1982, 1984, Lavina et al 1985), la
Formación Piedras de Afilar (Jones 1956) y los sedimentos
de Playa Hermosa.
GEOLOGÍA GENERAL Descripción de las facies Se realizaron tres cortes E-W de los sedimentos
de la asociación de litologías analizada. Los cortes se
denominaron "Playa Hermosa", "Cañada AzucareraMina Apolonia" y "Cerro Las Ventanas-Cañada del Tala"
(Fig. 2).
Figura 1 - Grandes lineas del Basamento predevoniano
uruguayo presentando la posición de las molasas brasilianas
Figure 1 - Principal units of Uruguayan Predevonian Basement showing
the position of Brasiliano molasses
* Departamento de Geología, Facultad de Ciencias, U.R.O.U., Tristán Narvaja 1674, 11200 Montevideo, Uruguay, E-mail: [email protected]
** DI.NA.MI.GE., Hervidero 2861, 11800 Montevideo, Uruguai
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Figura 2 - Mapa geológico de la región de Piriápolis detallando los sedimentos marinos y continentales post-metamórficos
Figure 2 - Geological map of Piriápolis región detailing the position of marine and continental post-metamorphic sediments
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Playa Hermosa Litología En este corte E-W se
identificó una secuencia silico-clástica (Fig. 3), con varios
tipos litológicos:
1. Limolitas con clastos decimétricos, de cuarcita, cuarzo,
granitoide intemperizado; los mismos se presentan angulosos, subangulosos y redondeados, pasando a niveles de
fracción arena gruesa gravillosos. A veces estos bancos
potentes de limolitas, contienen olistolitos constituidos por
enormes clastos alógenos redondeados de cuarcita. Dichos
bloques superan el metro de diámetro y han sido redepositados por gravedad, deformando a las capas subyacentes
(Fig. 4a).
2. Bancos de ritmitas arenosas con ondulas agradacionales
(de 10 cm) fuera de fase, completas y con inclinación escalonada ascendente (agradación mayor), de índice de Tanner
igual a tres, estructuras típicas de tempestitas.
3. Niveles de 20 cm con alternancia de conglomerados
polimícticos y niveles con calcos de flujo flamígeros, que
corresponden a deslizamientos en alto regimen de flujo.
Habitualmente en la ciclicidad de unos 40 cm unitarios,
no se preservan las fracciones más finas del depósito de
Bouma (1962), cuyos términos serían Tabc, Tbc, Tabcd, Tcd:
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Ritmitas de granulometría limo-arenosa (base) a limosa (tope), que corresponden al final del régimen de flujo
turbulento.
4. Niveles de fracción arena media a fina con ondulitas
asimétricas, algo más expuesto que el termino D, que corresponden a una posición en régimen de flujo bajo y con
laminación paralela plana (regímenes de flujo altos).
5. Niveles de fracción arena y hacia la base, niveles difusos
de areniscas sabulíticas groseras, granodecrecientes hacia el
tope. A estratificación se presenta lenticular, en alternancia
con niveles de escurrimiento gravitarlo, con laminaciones
con volutas y chimeneas de escape de agua (Fig. 4a y 4b).
Pasando un área cataclástica de cien metros, pueden observarse niveles tabulares de conglomerados clasto-soportados,
bien seleccionados, de potencia métrica, en alternancia con
areniscas a veces gravillosas (Fig. 4c). Estos presentan clastos variados de granito rosado, cuarcita, cuarzo y esquisto,
pudiendo aparecer algún clasto intraformacional de limolitas
provenientes del miembro anterior.
6. Por último, hacia el tope, en el Balneario Playa Verde,
afloran areniscas con estratificación cruzada de tipo planar
(Fig. 4d). Están interestratificadas con algún banco de con-
Figura 3 - Perfiles A-B, C-D e E-F (figura 2): A. Playa Hermosa; B. Cañada Azucarera-Mina Apolonia; C. Cerro Las
Ventanas-Cañada del Tala
Figure 3 - A-B, C-D and E-F profíles (figure 2): A. Playa Hermosa; B. Cañada Azucarera-Mina Apolonia; C. Cerro Las Ventanas-Cañada del Tala
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NE
Figura 4 —Estructuras sedimentarias de la Secuencia de Playa Hermosa: A. Estratificación plano-paralela y estratificación
convoluta (calcos de flujo flamígeros); B. Estratificación ondulítica (ripples de agradación asimétricos); C. Bloque métrico
de cuarcita (olistolito) deformando en la base a las limolitas por redepositación; D. Areniscas mal seleccionadas con
estratificación cruzada de tipo planar
Figure 4 - Sedimentary structures of Playa Hermosa Sequence: A. Parallel lamination and convolute lamination (climbing flow casts); B. Ripple cross
lamination with agradation assymetric climbing-ripples; C. Quartzite metric bloc (Olistolith) deforming the limolites by redeposition; D. Poorly sorted
Sandstones with cross bedded statification of planar type
glomerado matriz-soporte polimícticos, en el que se observan clastos de ignimbritas violetas, de rocas volcánicas y
hasta microsienitas, no observados anteriormente, indicando
un área fuente básicamente volcánica e hipabisal.
7. Ignimbritas y traquitas intruyen en la secuencia arrancando megaenclaves de cuarcitas metamórficas plegadas interpretadas como pertenecientes a la base de la formación
(Fig. 5a); diques de riolita o microgranito alcalino recortan
tanto a los sedimentos como a las volcánicas.
El total de la secuencia sedimentaria, fue calculado en
alrededor de 3.700 m de potencia, desde el Parque de las
Cascadas, en Piriápolis, hasta Playa Verde. La secuencia es
únicamente sedimentaria ya que los distintos recortes por
volcánicas hipabisales son posteriores, no encontrándose ni
lavas ni tufos piroclásticos intercalados en ella.
sitacionales (Fig. 5b) de rechazos verticales centimétricos,
afectando a las ritmitas. Además existen indicios de deformación por fallas inversas post-diagenéticas (Fig. 5c). Las
principales direcciones de fracturamiento relevadas son la
N20-30, la N60 y la N155. La zona cataclástica N150 observada sobre las ritmitas de Playa Hermosa indica: 1. Inyección de microsienita bostonítica, en un arreglo de venas
tensionales asociadas a la Formación Sierra de Animas (Fig.
5d); 2. Antecedencia de las turbiditas de tipo Playa Hermosa
respecto del volcanismo; 3. Rechazo horizontal importante
debido al funcionamiento en transcurrencia que permite el
emplazamiento de los cuerpos subvolcánicos de Sierra de
Animas (Fig. 5d); 4. Dirección asimilable a la de los bordes
que limitan la Formación Piedras de Afilar, en su área tipo.
Tectónica En Playa Hermosa, no se ha observado plegamiento, pero sí un basculamiento muy marcado de los
estratos que actualmente buzan de 50-60° hacia el NW.
Se han observado relictos de microfallas normales sindepo-
Interpretación A partir de dichas características sedimentológicas y tectónicas, se consideró que existían dos
tipos de facies:
• Una secuencia turbidítica basal de aguas desde algo profundas a rasas, caracterizada por dos procesos diferentes de
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Figura 5 -Estructuras asociadas a la tectónica en Playa Hermosa: A. Cuarcitas plegadas en septas metamórficas atravesadas
por intrusiones hipabisales de la Formación Sierras de Animas; B. Microfallas normales (doastemas) sinsedimentarias en las
ritmitas areno-limosas; C. Microfallas inversas tardías tectonizando a las ritmitas ya diagenetizadas; D. Filones de traquitas
bostoníticas en las zonas de fallas cataclásticas que atraviesan a las ritmitas según un arreglo de venas tensionales en échelon
Figure 5 - Tectonic features in Playa Hermosa: A. Metamorphic septa intruded by the dykes of the Sierra de Animas Formation; B. Normal syn-sedimentary
microfaults within sandy-silty rithmites; C. Late inversa microfaults affecting the diagenetized rithmites; D. Bostonitic traquite dykes within cataclastic
fault zones which are crosscutting the rythmic sequence by means of tensional en échelon vein arrays
transporte: 1. La resedimentación gravitaria, debido a tempestades o a la acción de sismos, generando debris-flow en
una desembocadura deltaica junto a abanicos progradantes,
y por depositación rítmica en ciclos cortos en un ambiente
de alto flujo de carga probablemente lacustre o paralice de
tipo golfo (Leeder et al. 1987). La finura de los estratos hace
pensar que el ambiente podría restringirse al de un lago,
aunque los abanicos conglomerádicos progradantes de
cañón contienen clastos trabajados por aguas litorales de
energía extrema que hacen pensar en la acción de oleaje
marino.
• Una secuencia de canales fluviales anastomosados, terminal, correspondiente a los niveles aflorantes en Playa Verde,
y a los costados del Cerro de la Virgen. Los aportes
detríticos que forman dichos abanicos aluviales constituyen
un equivalente lateral de los conglomerados de la Formación
Las Ventanas (Midot 1984), y provendrían del Oeste. Al
contrario, los clastos de las turbiditas de Playa Hermosa
provienen del Este, lo que confirma en parte algunos datos
de Brasil, de una formación marina de similares característi-
cas, con onlap sobre el basamento y aportes del Este
(Jost 1984, Fragoso César et al. 1984). La dirección de
redepositación indicada por los calcos de carga flamígeros
prueba que el mar o lago se hacía más profundo hacia el
Suroeste de Playa Hermosa, mientras que las ondulitas
asimétricas agradacionales indican dos direcciones de
corriente N25W y N65E en cuerpos de agua no muy profundos y con mucha carga.
• En cuanto al cortejo efusivo de la Formación Sierra de
Animas, se identificaron lavas básicas vacuolares en una
cantera de Playa Verde. Las mismas se encuentran hacia la
zona donde sería esperable la discordancia de la facies fluvial (canales anastomosados de areniscas líticas y dunas
cólicas) sobre los sedimentos subacuáticos. Los ascensos de
material volcánico engloban enormes enclaves de cuarcitas
plegadas, relictos de la roca de caja. El intenso recorte por
un haz de diques de pórfido traquítico, en diaclasas de
tensión escalonadas, indican anterioridad de la diagénesis
de la secuencia turbidítica respecto de la intrusión transpresiva de las traquitas. Sin embargo, esas venas tensionales y
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filones tienen contactos congelados con los sedimentos
(Chilled-margins) que indican que estos últimos no estaban
del todo consolidados cuando se produjo la inyección, pero
más bien cargados de agua.
Cañada Azucarera - Apolonia En el corte de "Cañada
Azucarera-Apolonia" (Fig. 3b) aparecen intercalaciones de
brechas volcánicas y tufos con niveles psamíticos y rudíticos
de origen continental. La secuencia, de W para E consta de:
(1) una intercalación de arcosas en niveles lenticulares
y conglomerados con clastos angulosos a subangulosos,
a veces métricos, de cuarzo, granito, roca volcánica epidotizada e ignimbritas, en alternancia con, (2) Pelitas color
"borra de vino", intercaladas con brechas polimícticas groseras, con rápido pasaje lateral de facies para arcosas y
conglomerados.
En la zona de la Cantera Burgueño (Fig. 2), en la mitad
del perfil, aparecen en contacto con rocas volcánicas,
litologías supuestamente del Grupo Lavalleja, una secuencia plegada y transpuesta, metamorfizada en bajo grado,
constituida por una intercalación de calizas y pelitas. En la
pared Este de la cantera, se observaron conglomerados
de matriz carbonatada y clastos graníticos y cuarcíticos, en
contacto fallado con las litologías anteriores. Al Este
del Arroyo Pan de Azúcar y de allí hasta la Mina Apolonia,
se observa una sucesión verticalizada de niveles volcánicos
epidotizados, ignimbritas, chert y carbonatos, y en disconformidad, litosomas amorfos de relleno de valles constituidos por conglomerados polimícticos, provenientes
del desmantelamiento de las volcánicas adyacentes. No
aparecen aquí los facies finos pelíticos.
Tectónica En la Cañada Azucarera, una S1 actúa como
clivaje de fractura, en las pelitas "borra de vino", con buzamientos medios de alrededor de 35º. Los pliegues presentan
un eje b de hundimiento al N30E. Los conglomerados no
presentan deformación demasiado evidente, salvo algunos
clastos cataclasados indicando esfuerzos compresivos locales, generalmente débiles. La foliación metamórfíca de
los alrededores de la Cantera Burgueño es vertical. En la
Mina Apolonia, donde la mineralización de cobre ocurre en
zona de falla vertical no se constató deformación interna de
los clastos de las brechas.
Interpretación Los colores típicos, la estratificación
cruzada planar de algunas carnadas lenticulares, el rápido
pasaje lateral de facies, la pobre selección y el escaso transporte de los elementos más groseros indican que estaríamos
en presencia de un sistema aluvial anastomosado, típico de
zonas intermontanas. El mismo estaría volcando abanicos
proximales en forma lateral, con un área-fuente situada
sobre la actual Sierra de Animas, y abanicos distales hacia el
Este, en disconformidad sobre el Grupo Lavalleja plegado.
No obstante el carácter post-metamórfico, las litologías de la
Cañada Azucarera fueron afectadas por una fase de plegamiento con clivaje de plano axial.
Cerro Las Ventanas-Cañada del Tala De W para E
(Fig. 3c), la descripción de tipos litológicos es la siguiente:
1. Arcosas y areniscas feldespáticas y líticas con una granulometría de fracción arena gruesa, de color gris amarillento.
Los granos de cuarzo, ondulantes, de origen presumiblemente milonítico o volcánico, son generalmente angulosos,
al igual que los granos de ortosa. Las areniscas líticas están
interestratificadas con escasas pelitas de color "borra de
vino", similares a las de la "Cañada Azucarera".
2. Conglomerados y brechas con una granulometría muy
amplia, la talla de los clastos variando desde 1 a 40 cm, hasta 1 m para algunos (Midot 1984). Los contornos de los
bloques más grandes son angulosos pero bastante más
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redondeados para los elementos finos. Son brechas clastosoportadas (Fig. 7). La distribución es anárquica, no habiendo ninguna granoclasificación ni estratificación aparente.
El área fuente es principalmente volcánica a juzgar por
la composición de los elementos encontrados, desde fragmentos de microgranitos y granitos de grano fino hasta
lavas básicas a texturas doleríticas y microlíticas y riolitas
de textura hialo-porfírica. La matriz de las brechas está
constituida por una composición de arenisca lítica y micácea de granulometría grosera, con cemento silíceo y
ferruginoso. Los conglomerados se sitúan principalmente
al Sur del macizo. Las facies pasan lateralmente de una a
otra. En los conglomerados encontrados a la altura del Km
38,200 de la ruta 60, se constató la presencia de escasos
clastos accidentales de 5-10 cm, subangulosos, provenientes
de sedimentos deformados no metamorfizados, desde siltitos
verdosos con laminación fina y crenulación por el clivaje de
fractura a clastos de calizas grises (Masquelin et al. 1987).
Esto muestra la erosión ocasional del Grupo Lavalleja,
ya suficientemente peneplanizado en las inmediaciones,
además de las "Efusivas del Este" (Midot 1984), que
consideramos más jóvenes e intrusivas mediante fracturas.
También sugiere que los antiguos volcanes ocasionaron
inversión del paleorelieve modificando brusca y substancialmente las áreas de aporte.
3. Hacia el Noreste de la Mina Apolonia, se observaron
ritmitas de fracciones pelítica y siltica, de colores claras y
rojizas y niveles con laminaciones convolutas (Fig. 6d).
Dichas ritmitas alternan con niveles de 1 a 2 cm de areniscas finas de colores blanquecinos. El límite entre los
conglomerados del Cerro Las Ventanas y estas litologías es
impreciso.
Tectónica Si bien los conglomerados presentan evidencias de deformación, con cataclasis incipiente de clastos en
mutuo contacto y la matriz muestra orientación preferencial
de la mica, los elementos de deformación se observan mejor
en las facies más finas. Al Oeste, fue observado
un clivaje vertical de fractura incipiente (Midot 1984),
afectando tanto a las areniscas feldespáticas como a las
pelitas "borra de vino". La misma es de plano axial de
pliegues similares. No se observó recristalización metamórfica de las arcillas que fuera de relevancia, por lo que
Midot (1984) consideró que la secuencia sólo había sido
afectada por las fases post-metamórficas.
En la Cañada del Tala, sector más oriental del corte, las
turbiditas observadas no presentaron evidencias de clivaje
asociado a plegamiento, de la misma forma que en Playa
Hermosa.
Interpretación El carácter erosivo de los depósitos
conglomerádicos, el escaso transporte, así como la desorganización del depósito y la poca cantidad de facies
pelíticas indican la presencia de depósitos aéreos o subacuáticos de tipo terraza fluvial o playa. Los prominentes paleorelieves ocurridos por el surgimiento de un arco
volcánico y su posterior erosión, hicieron posibles la
acumulación de detritos extremadamente groseros, poco
transportados, en forma de terrazas depositadas a escasos metros del área de aporte. Se constata que hacia el
Noroeste los depósitos se hacen más finos, lo que indica
condiciones de transporte aluvial mayores que en los
abanicos proximales. En el final del corte se observa otra
facies completamente distinta y de difícil vinculación con
la anterior: Debido a la estratificación plano paralela y a
los niveles de laminaciones convolutas, se pudo concluir
que se trataba de niveles de aguas someras o intermedias,
sometidos a corrientes de alta turbidéz, probablemente en
un ambiente deltaico o marino transicional, como en Playa
Hermosa.
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Figura 6 —A. Mapa geológico evidenciando la discordancia de los conglomerados 'debris-apron' por encima de las rocas
volcánicas del Grupo Lavalleja, al W de la Cantera Burgueño; B. Sección geológica de la Cañada Azucarera, mostrando la
interestratificación de las pelitas violáceas y de los Conglomerados de Las Ventanas
Figure 6 - A. Geological map showing a discordance of debris-apron conglomérales over Lavalleja Group Volcanics, W of Burgueño Quarry; B. Cañada
Azucarera cross-section, west of Cantera Burgueño quarry, showing the interbedding between red clays and Las Ventanas conglomérales
El carácter localizado de la tectónica en el límite Este del
Macizo de Sierra de Animas hizo que la formación más
joven, que es la de las terrazas aluviales se plegara,
desarrollando un clivaje de fractura de plano axial inducido
por el plegamiento pre-existente del Grupo Lavalleja, mientras
que el onlap sobre basamento de la secuencia marina o
lacustre de turbiditas permaneciera preservado del plegamiento.
Correlación Marica-Arroto dos Nobres y Guantas
Según lo descrito en Rio Grande do Sul, las secuencias
observadas en los cortes de Playa Hermosa, Cañada
Azucarera-Apolonia y Cerro Las Ventanas-Cañada del Tala
podrían vincularse con las Formaciones Marica y Guaritas
(Ribeiro et al. 1978). La secuencia de Playa Hermosa podría
correlacionarse perfectamente con el Miembro Mangueirão
constituido por una secuencia de "flysch turbidítico típicamente marino" con intercalación de conglomerados producidos en cañón y en abanicos distales, arrastrados por
desbarrancamiento hacia zonas más profundas. Algunos de
esos conglomerados podrían asimilarse al miembro Vargas.
Por último los espesos abanicos de detritos (Paim et al.
1985) de la brecha de Las Ventanas podrían corresponder a
la Formación Guaritas. En el "Vale do Piquirí", Rio Grande
do Sul, fueron encontradas turbiditas, asignadas a la
Formación Arroio dos Nobres, que indican redepositación
por la acción sísmica (Lavina et al. 1985), como se propone
en este trabajo para la secuencia de Playa Hermosa.
Piedras de Afilar En el área tipo, la Formación Piedras
de Afilar está constituida por sedimentos silico-clásticos
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Tabla 1 — Correlación tentativa entre las formaciones neoproterozoico-cámbricas de Rio Grande do Sul y Uruguay
Tabela 1 - Tentative correlation between Neoproterozoic - Cambrian formations from Rio Grande do Sul and Uruguay
Figura 7 - Estilo de dobras na Formando Piedras de Afilar,
na localidade do Balneario Santa Lucia del Este
Figure 7 - Folding style within Piedras de Afilar Formation, at the
Balneario Santa Lucia del Este village
depositados en un ambiente marino (Jones 1956, Oyhantçabal
et al. 1982) que comprende, de la base a la cima:
1. Bancos de areniscas con estratificación paralela a ondulítica; son gruesas en la base, cuarzosas, a veces cuarzofeldespáticas y líticas, micáceas, a veces conglomerádicas,
pudiendo observarse clastos dispersos de hasta 15 cm, principalmente de cuarcitas y chert. Están interestratificadas con
niveles de areniscas más finas y ocasionalmente limolitas.
Los granos de cuarzo están bien redondeados.
2. Limolitas grises rítmicas, estrato y granodecrecientes.
3. Calizas grises y negras de grano fino, a veces arenosas y
con intercalaciones de limolitas.
En cuanto a la posible asociación de las dos facies de
ambiente marino algunos elementos son disonantes:
1. Los bancos individuales son mucho más potentes que los
de Playa Hermosa, hablando aquí de un ambiente francamente marino.
2. Las direcciones de paleocorriente reportadas
(Oyhant?abal et al. 1982): N80E y N20E, son distintas a las
paleocorrientes observadas en Playa Hermosa (N65E).
3. Un detalle que podría poner en riezgo todo intento de
reconstrucción es, sin embargo, la composición de los elementos líticos más groseros contenidos en las capas básales.
Ella indica un área fuente totalmente diferente de la de los
clastos contenidos en las turbiditas de Playa Hermosa. No
obstante, la similitud faciológica indica que sin un análisis
más profundo, no es conveniente separar sólo por este
criterio, a la secuencia de Playa Hermosa de la Formación
Piedras de Afilar.
4. Desde un punto de vista tectónico, los pliegues acilíndricos, de superficie axial N120, observados en areniscas y
limolitas hacia la base de la Formación Piedras de Afilar
(Fig. 6B), en el Balneario Santa Lucía del Este, indican un
probable escurrimiento de capas ligado al basculamiento de
un bloque de zócalo. El único clivaje observado en litologías
más finas es un clivaje de compactación paralelo a la estratificación, dando esfoliación pizarrosa.
CONCLUSIÓN Desde el modelo de back-arc basin de
Jost (1984), retomado en Uruguay por Fesefeldt (1989) se
han sucedido las propuestas de modelos sobre el tipo tectónico de cuenca que condiciona el depósito de las "molasas"
brasilianas del Sur de Brasil, mal conocidas en Uruguay. Los
más discutidos fueron los modelos de "fossa periférica profunda" (Silva et al. 1981, Fragoso César et al. 1982, Basei
1985, Rostirolla et al. 1992). Otras opciones no menos
verosímiles también han sido expuestas tales como el modelo de rift continental (Citroni 1993). Es a partir de los
doce ambientes tectono-sedimentarios definidos por Miall
(1985), que se desarrollaron dichas analogías. Pero ninguna
de las mismas puso énfasis en la consideración de que
dichos ambientes podrían estarse sucediendo en el tiempo
como resultado de la evolución dinámica de una misma
cuenca. Sólo la discusión presentada por Oliveira et al.
(1992) muestra un intento de modificar el concepto que se
tiene de estas cuencas de ambiente transicional fuertemente
controladas por la tectónica. La maduración de los conceptos
acerca de los procesos orogénicos y de deformación intra-
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continental exige la consideración de la hipótesis de que "el
extremo dinamismo crustal torne improbable la conservación de la morfología post-colisional original del cinturón
Dom Feliciano" (Oliveira et al 1992). Por consiguiente, las
cuencas de antepaís asociadas a los cinturones de cabalgamiento de tipo alpino tendrían muy bajo potencial de
preservación.
Para todos los orógenos formados entre placas continentales debemos inclinarnos por un inicio con tectogénesis
corta de carácter frontal seguido de una larga tectogénesis
tangencial. La deformación en régimen transcurrente dislocó
tempranamente a las estructuras vinculadas con la subducción y colisión, dejando un registro mucho más fragmentario de lo que se imagina. Los elementos que permiten decir
que el contexto geotectónico es de transcurrencia para la
formación de las turbiditas de Playa Hermosa son: 1. buena
preservación del depósito; 2. perturbaciones variables de la
tectónica tales como fallas sinsedimentarias que afectaron a
los depósitos antes de la diagénesis; 3. importancia de las
lavas emitidas viniendo de las fracturas y que controlan el
movimiento; 4. avalanchas importantes en la sedimentación
de los bordes de la cuenca retrabajando material antiguo y
a veces de gran tamaño dentro de las aguas de la misma
(olistolitos); 5. discordancias progresivas que pueden marcarse en la ciclicidad del depósito, si la velocidad de sedimentación es importante, o en cambio, escalonadas, si la
deformación progresiva es más rápida que la sedimentación.
Las facies se distribuyen en una fosa fuertemente controlada por la tectónica. El carácter de inversión tectónica
de la cuenca se constata por la presencia de pliegues con
clivaje de plano axial en litologías de sistema fluvial entrelazado situadas al Oeste de una línea Playa Hermosa-Cantera
Burgueño. También se verifica la presencia de una tectónica compresiva o transpresiva en las turbiditas de Playa
Hermosa, a través de escasas fallas inversas que se producen
con vergencia WSW.
Pero tal vez el elemento más importante sea el descubrimiento de evidencias de tectónica distensiva sindepositacional en Playa Hermosa, con lo que se demuestra que la
abertura de la cuenca pudo realizarse de forma discretamente extensional. Esto es típico de cubetas de zonas móviles
funcionando en strike-slip (Ballance et al. 1980).
Con el funcionamiento transcurrente de Zonas de Cizalla
de Sarandí del Yí-Solís el depósito de las secuencias quedó
sometido a un régimen transpresivo por segmentos, en la
interfase entre dos Terrenos en colisión oblicua. Esto significa
que por segmentos el relleno de la fosa pudo plegarse y por
segmentos extenderse generando un sistema de pequeñas
cuencas independientes con una evolución distinta, como es
el caso de los pull-apart del Estefaniense de Francia.
Agradecimientos Agradecemos la inestimable ayuda
del Dr. Jorge Bossi, del Lie. Néstor Campal, y del Sr. Juan
Montaña, de la Facultad de Agronomía (Cát.de Geología)
así como el apoyo del Dr. Fernando Preciozzi y de todo
el equipo de trabajo de la DLNA.MI.GE.. También somos gratos al Ing. Pedro Oyhantçabal y a la Lie. Adriana
Mezzano, de la Facultad de Ciencias de Montevideo.
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MANUSCRITO A778
Recebido em 31 de agosto de 1993
Revisáp do autor em 13 dejulho de 1994
Revisáo aceita em 31 de agosto de 1994