moya et al

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XIII Reunin Argentina de Sedimentologa, Relatorio | Salta, 2012 | p. 145-167

Los fosfatos en el Ordovcico del Norte Argentino

Mara Cristina Moya, Roberto Adrin Scasso, LilianaNorma Castro y Ana Mara Fazio

INTRODUCCIN

La bsqueda de fosfatos en las sucesiones ordov-cicas del norte argentino cuenta con un antecedentehistrico en el Plan Fosforita, iniciado en 1969 e im-pulsado por el Servicio Nacional Geolgico Minero,con el objeto de prospectar depsitos fosfticos en 18cuencas sedimentarias marinas, emplazadas en tiem-pos y espacios geogrficos distintos; una de estas cuen-cas fue la Marina Eopaleozoica de las Sierras Subandinas,Cordillera Oriental y Puna. Los primeros estudios enesta cuenca dieron como resultado la identificacinde coquinas de linglidos (braquipodos inarticuladosde conchilla organofosftica) en las formaciones La-brado y Centinela (Ordovcico Medio-Superior), enlas reas del ro Capillas y de la mina 9 de Octubre(Leanza, 1972), ubicadas en la sierra de Zapla, SierrasSubandinas centrales (Fig. 1 a).

La prospeccin de coquinas fosfticas en depsi-tos del Paleozoico inferior del norte argentino conti-nu durante los aos 1973 y 1974. Las tareas se desa-

ABSTRACT

After four decades of the preliminary phosphates prospecting programm carried out by the Argentine GeologicalSurvey, new prospections are started following lingula beds sequences in the north of Argentina. These Ordoviciandeposits show a temporal and a spatial distribution of phosphate-bioclastic accumulations linked to the paleogeographicbasin evolution. In this paper we present, describe and discuss the results of systematic sampling and geochemicalprospecting of discontinuous lenses from 10 to 60 cm thick of lingula-bearing coquinas outcropping in the MojotoroRange. Six phosphogenic intervals with good biostratigraphic controls are detected in intercalated levels of FlorestaFm. (early to late Tremadocian shales), spero Fm. (late Tremadocian sandstones), San Bernardo Fm. (latestTremadocian-Floian shales), Mojotoro Fm. (Dapingian-Darriwilian sandstones) and Santa Gertrudis Fm. (lateDarriwilian-Sandbian shales). Because of the sixteen analyzed samples, two are classified as phosphorites (19% and21% P2O5), seven as phosphate rock (8% - 18% P2O5) and seven slightly phosphatic rocks (

Moya et al.

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gel; 2, Ro Ocloyas; 3, Ros Porongal, Alisal e Iruya;

4, Ro Negro; 5, Ros Condado-La Misin; y 6, Ros

Margaritas-San Lucas. Sntesis de la informacin brin-

dada en ese trabajo fueron presentadas por Mastandrea

et al. (1982), Leanza (1984) y Sureda et al. (1986). Al

igual que Leanza (1972), los autores mencionados asig-

naron los niveles fosfticos al Ordovcico Medio-Su-

perior, respetando el esquema estratigrfico de Ha-

rrington (1957) quien, para la sierra de Zapla, seal

una sucesin comprendida, de base a techo, por las

formaciones Zanjn, Capillas, Labrado y Centinela.

Este esquema fue modificado por Monaldi et al. (1986),

quienes a partir de las caractersticas litolgicas dadas

por Harrington (1957) para la definicin de cada una

de esas unidades, reordenaron la sucesin estratigrfica

y establecieron que, de base a techo, sta comprende

las formaciones Zanjn, Labrado, Capillas y Centine-

la; describieron litologa, relaciones estratigrficas, es-

pesores y edad de estas unidades y presentaron una

columna estratigrfica, indicando los intervalos con

coquinas fosfticas.

El reordenamiento estratigrfico de Monaldi et

al. (1986) permiti a Moya (1998) ajustar correlacio-

nes y establecer que, con excepcin de la Formacin

Centinela, las unidades ordovcicas expuestas en la

sierra de Zapla (Sierras Subandinas), tenan equiva-

lentes faciales y temporales en la sierra de Mojotoro

(Cordillera Oriental), representados en las formacio-

nes San Bernardo, Mojotoro y Santa Gertrudis (Ha-

rrington, 1957; Moya, 1998). En este ltimo trabajo,

la autora seal coquinas fosfticas en las formaciones

Mojotoro y Santa Gertrudis e indic, para la primera,

niveles con una ley de hasta el 6% de P2O

5. Poco des-

pus, Aceolaza et al. (2003) asignaron los niveles con

linglidos contenidos en las formaciones San Bernar-

do y Mojotoro, a bioeventos peri-gondwnicos. Pos-

teriormente, Aceolaza et al. (2008) presentaron re-

sultados sobre anlisis geoqumicos realizados en

ndulos fosfticos que integran microconglomerados

contenidos en depsitos del Ordovcico Medio-Supe-

rior, expuestos en el flanco oriental de la sierra de

Zenta; consideran que la gnesis de estos depsitos es

similar a la que sealan Astini y Marengo (2006) para

microconglomerados contenidos en la Formacin Zan-

jn y en el Miembro Morado de la Formacin Labra-

do en la sierra de Zapla.

Paralelamente, Saiz Cobbe (2007) y Saiz Cobbe y

Moya (2008), iniciaron el relevamiento, muestreo y

anlisis detallados de los niveles fosfticos contenidos

en las formaciones San Bernardo, Mojotoro y Santa

Figura 1. 1 a, Provincias Geolgicas del noroeste argentino con la ubicacin de reas clsicas de referencia; 1 b, Ubicacin delas reas de referencia en un marco paleogeogrfico de la Plataforma Chaquea, durante el Drumiano-Sandbiano.


XIII Reunin Argentina de Sedimentologa | 147

NATURALEZA DE LOS DEPSITOSFOSFTICOS A PROSPECTAR

Los depsitos fosfticos cuya bsqueda contina,comprenden intervalos que contengan acumulacionesfsiles de linglidos. Los linglidos son braquipodosinarticulados de conchilla organofosftica, pertenecien-tes al Subfilo Linguliformea, Clase Lingulata, OrdenLingulida, cuyo biocron se extiende desde el Cmbricotemprano al Reciente (Williams et al., 1996). Durantetan prolongado lapso, el grupo evolucion lentamente(evolucin braditlica), de modo que sus miembros noexperimentaron cambios importantes; de all que estosfsiles vivientes permiten deducir aspectos paleoeco-lgicos vinculados con sus ancestros paleozoicos.

La conchilla de los linglidos est compuesta pordos valvas convexas casi idnticas, ovaladas y alarga-das en forma de gota, con lneas de crecimiento con-cntricas alrededor de un umbo marginal. Las valvasestn constituidas por compuestos orgnicos (30%-50%) e inorgnicos (50%-70%). Entre los primeros secuentan aminocidos, quitina, lpidos, protenas yhasta colgeno (Cusack et al., 1997; Manceido y Dam-borenea, 2008); entre los compuestos inorgnicos haypredominio de carbonato-fluorapatita (Ca5 (PO4, CO3)3(OH, F), un fosfato anhidro de anin complejo (Fran-colita), cuya estructura abierta permite muchas susti-tuciones, generalmente acopladas, tanto de anionescomo de cationes.

Las valvas presentan una microestructura quecomprende una serie de capas de distinta composicin(Manceido y Damborenea, 2008): i, La capa ms ex-terna o periostraco, es de naturaleza orgnica y muyraramente se fosiliza; ii, Por debajo del periostraco seubican las capas biomineralizadas. De stas, la msexterna o primaria es apattica, con crecimiento micro-granular; de acuerdo a Williams (1997), el porcentajede apatita microgranular de esta capa vara segn laespecie de que se trate; iii, Por debajo de la capa pri-maria, se dispone una capa interna o secundaria, a laque a veces sucede una terciaria; ambas son organofos-fticas y presentan una estructura laminar, constitui-da por una sucesin estratiforme y alternante de lmi-nas fosfticas (apatticas) y orgnicas (quitinoproteicas).

Los linglidos son organismos suspensvoros y sonlos nicos braquipodos de hbito infaunal. Excavansu morada en sustratos principalmente arenosos oareno-limosos y para ello, emplean un largo pedncu-lo, cuya funcin principal es el anclaje del organismoen el fondo y/o su movimiento vertical a travs delhabitculo, e incluso, la retraccin del animal dentro

Gertrudis. Estos estudios abrieron nuevas expectati-vas, porque la columna estratigrfica integrada del Pa-leozoico inferior en la sierra de Mojotoro no slo in-cluye unidades del Ordovcico Medio y Superior, sinodel Ordovcico Inferior y del Cmbrico, constituyen-do una de las columnas de Paleozoico inferior ms com-pletas de Amrica del Sur. Esto signific la probabili-dad de encontrar niveles de coquina fosftica en dep-sitos tremadocianos, similares a los sealados porFernndez (1983, 1984), en las reas de Iturbe y AzulPampa, al norte y noroeste de Humahuaca, en el cen-tro de la Cordillera Oriental argentina (Fig. 1 a). Esteautor incluye los niveles fosfticos en las formacionesCasayoc y Azul Pampa (Harrington, 1957) y detalla elcontenido paleontolgico de los depsitos. Seala ade-ms, porcentajes en P2O5 entre 2,5% y 4,6% y algu-nos niveles anmalos con 7% y 12%.

Las unidades tremadocianas temporalmente equi-valentes en la sierra de Mojotoro y que fueran trata-das por Moya et al. (1994) y Moya (1998), fueron nue-vamente analizadas a travs de relevamientos estrati-grficos de detalle, acompaados por muestreos de ro-cas y fsiles, a fin de lograr un esquema bioestratigrficode alta resolucin para el Ordovcico Inferior de estarea; antecedentes al respecto son, entre otros, los tra-bajos de Monteros (2005), Monteros y Moya (2003,2005, 2006) y Moya y Monteros (2011). Estos estu-dios posibilitaron la deteccin de los intervalos de fos-fognesis tremadocianos que se indican en la Figura 3.sta fue la base a partir de la cual se form un grupo detrabajo integrado por los autores de la presente con-tribucin y destinado al estudio sistemtico e integralde los niveles de fosfato contenidos en los depsitosordovcicos del norte argentino. Los primeros resulta-dos fueron dados a conocer por Castro et al. (2009,2011); el ltimo de estos trabajos est referido al in-tervalo de fosfognesis tremadociano ms antiguo,contenido en la mitad inferior de la Formacin Flo-resta (Fig. 3), en tanto que el intervalo desarrolladodurante el Tremadociano terminal (techo de Forma-cin spero y base de Formacin San Bernardo, Fig.3), es motivo de una reciente contribucin (Eveling etal., 2012, esta reunin). En este marco, el presentetrabajo est destinado a brindar una resea del estadoactual del conocimiento sobre los fosfatos del norteargentino, discutiendo las reas y los intervalos ordov-cicos a revisar y ofreciendo los datos hasta ahora obte-nidos en el Ordovcico de la sierra de Mojotoro.

Moya et al.


de l. Debido a estas caractersticas, los linglidos ac-tuales (muy similares a los del Paleozoico inferior),pueden permanecer ocultos en su morada durante labajamar, lo que les permite habitar medios biolgica-mente estresantes, como las reas de intermarea, don-de ocurren repetidos cambios de temperatura, hume-dad, salinidad y oxigenacin (Emig, 1997, y bibliogra-fa citada). Esta adaptabilidad de los linglidos actuales,unida al hecho de que en el registro fsil es frecuente laasociacin de coquinas de linglidos con depsitos deambientes costeros, hizo que algunos autores conside-rasen a los linglidos como buenos indicadorespaleoambientales e, incluso, como marcadores de anti-guas lneas de costa (Boucot, 1975; Lockley, 1983).

Sin embargo, Emig (1997) corrobora lo postuladopor Sheehan (1976) y McKerrow (1978) y seala quelos linglidos actuales viven en profundidades varia-bles (desde 0 m a 500 m), aunque ms del 40% de lasespecies se encuentran a menos de 60 m de profundi-dad. Dentro de este rango, algunas especies habitanzonas intertidales o subtidales muy someras (con pro-fundidades de 1-2 m hasta 20 m), aunque la mayordensidad de las poblaciones ocurre entre 22-47 m. Porotro lado, Emig (1997) reinterpreta los procesos tafo-nmicos que conducen a las acumulaciones fsiles delinglidos y describe las condiciones bajo las cualesocurre la muerte de los organismos y la muy rpidadestruccin de sus valvas (2 o 3 semanas); consideraque slo eventos catastrficos podran explicar la acu-mulacin masiva de valvas, tras la mortandad de losorganismos, su rpido enterramiento y consecuentepreservacin fsil; concluye as que las acumulacionesfsiles de linglidos no son indicadoras de sus biotopos,sino de drsticos cambios ambientales, constituyendoverdaderas capas-evento. Al respecto, Emig y Guti-rrez-Marco (1997) al analizar las capas con linglidosdel Ordovcico Inferior del sudoeste de Europa (Cuar-cita Armoricana), definen dos tipos de acumulacio-nes: Tipo A, concentraciones residuales, de algunosmilmetros a varios centmetros de espesor, conlaminacin, dispuestas en la base o dentro de estratosde arenisca cuarzosa. Las vinculan con inundacionescosteras por crecidas fluviales, mortandad masiva porbrusco decaimiento de la salinidad y transporte rpi-do de los bioclastos. Tipo B, capas de coquina o con-glomerados bioclsticos con gran cantidad de valvasde linglidos y eventualmente restos de otros organis-mos, capas con base erosiva y estratificacin hummocky.Las vinculan con depsitos dejados por huracanes ytsunamis; en este ltimo caso, relacionan el fenme-no con el volcanismo explosivo acaecido en el Macizo

Armoricano. Aceolaza et al. (2003) asignan los de-psitos fosfticos de la Formacin Mojotoro a capasdel Tipo A y los del techo de la Formacin spero, acapas del Tipo B, en coincidencia con las interpreta-ciones paleoambientales de Moya (1999, 2002).

De lo expuesto, surge que si bien los linglidostienen la capacidad de adaptarse a los distintos am-bientes marinos que habitan, su ocurrencia es muchoms frecuente en reas costeras y de plataforma mari-na poco profunda, que son las ms susceptibles de serafectadas por fenmenos meteorolgicos, tectnicos ovolcnicos.

PALEOGEOGRAFA ORDOVCICA YDISTRIBUCIN DE LOS FOSFATOS

La distribucin de los terrenos ordovcicos en elnorte argentino, as como los atributos fsicos de losdepsitos y un ajustado control bioestratigrfico, fue-ron la base para la elaboracin de los bosquejos paleo-geogrficos propuestos por Moya (1999, 2002), los queconstituyen la principal gua exploratoria de las acu-mulaciones fosfticas aqu tratadas. Detalles estrati-grficos, sedimentolgicos, paleontolgicos y nomen-claturales, as como una extensa bibliografa que no esposible incorporar en la presente instancia, estn con-tenidos en los trabajos de referencia; en este apartadose sintetizarn los aspectos geolgicos y paleogeo-grficos que hacen a la yacencia y distribucin de losfosfatos ordovcicos en la regin.

Los depsitos ordovcicos en el norte argentinointegran espesas sucesiones clsticas depositadas du-rante el Ciclo Victoriano (Furongiano Superior tardo-Ordovcico Superior temprano) y durante el inicio delCiclo Cordillerano (Ordovcico Superior tardo-Dev-nico Superior). Los nicos registros ordovcicos delCiclo Cordillerano se identifican en las fangolitas guija-rrosas de la Formacin Zapla y unidades equivalentes(Hirnantiano), las que se interpretan como la eviden-cia de la glaciacin fini-ordovcica que afect Gondwa-na. Estos depsitos estn bien representados en lasSierras Subandinas y slo afloran puntualmente endos localidades de la Cordillera Oriental y en una solade la Puna argentina. En contraposicin, la casi tota-lidad de las acumulaciones del Ciclo Victoriano son deedad ordovcica y comprenden depsitos marinos deplataforma y de talud; estos registros estn amplia-mente distribuidos en las Sierras Subandinas, Cordi-llera Oriental y Puna argentino-chilena (Fig. 2), pro-longndose hacia el sur en el Sistema de Famatina, yhacia el este, en el subsuelo de la Llanura Chaquea.



Figura 2. Mapa de afloramientos de los registros del Ciclo Victoriano (Furongiano Superior-Ordovcico Superior), de losintrusivos del basamento (Cmbrico inferior) y de los intrusivos famatinianos, particularmente ordovcicos, en los Andesdel norte argentino.

La Figura 3 muestra la columna estratigrfica integra-

da de los registros del Ciclo Victoriano, correspondien-

tes a los depsitos de plataforma que afloran en la Cor-

dillera Oriental y en las Sierras Subandinas. Unida-

des litoestratigrficas distintas, aunque temporalmen-

te equivalentes a las de plataforma, son los depsitos

de talud que afloran en la Puna, donde constituyen el

ncleo estratigrfico de esa regin.

Ahora bien, los depsitos fosfticos ms intere-

santes hasta ahora prospectados en el norte argentino

Moya et al.


Los fosfatos en el Ordovcico del norte argentino


(A la izquierda)Figura 3. Columna estratigrfica integrada de los registrosdel Ciclo Victoriano (Furongiano Superior-Ordovcico Supe-rior) en la sierra de Mojotoro y unidades equivalentes en elflanco oriental de la Cordillera Oriental y en las Sierras Sub-andinas. 1, Conglomerado fluvial; 2, Arenisca; 3, Pelita; 4,Arenisca y pelita; 5, Arenisca o fangolita calcreas; 6, Flujosgravitacionales; 7, Coquina; 8, Capas con HCS y SCS; 9, Bio-turbacin, moderada, abundante; 10, Entrecruzamientosabundantes; 11, Discontinuidad sedimentaria; 12, Eventoseustticos: LREE, Lange Ranch Eustatic Event. ARE, AcerocareRegressive Event. BMEE, Black Mountain Regressive Event. PRE,Peltocare Regressive Event. CRE, Ceratopyge Regressive Event.GARE, Grs Armoricain Regressive Event. HRE, Hirnantia Re-gressive Event; 13, Intervalos de fosfognesis reconocidos ydescritos; 14, La unidad probablemente contina; 15, Vol-canismo.

Figura 4. 4 a-c, Bosquejos paleogeogrficos de los registrosdel Ciclo Victoriano. 4 d, reas ms promisorias para la pros-peccin de fosfatos ordovcicos en el noroeste argentino,con algunos elementos paleogeogrficos de referencia. 1,reas someras; 2, rea ocupada por la antigua cuenca delGrupo Mesn; 3, reas emergentes a sub-emergentes; 4, reassomeras a sub-emergentes; 5, reas profundas; 6, Turbiditas;7, reas positivas; 8, Volcanismo sinsedimentario; 9, Intru-sivos con edades radimtricas; 10, Plataforma marina domi-nada por tormentas; 11, reas aisladas por el levantamientorelativo del Umbral de Lipn; 12, En coincidencia con lasanteriores, reas ms promisorias para la prospeccin defosfatos; 13, Umbral de Lipn; 14, Ubicacin a travs deltiempo, de los sucesivos ejes de mxima subsidencia; 15,Antiguo frente tectnico y borde original de la PlataformaChaquea; 16, Borde occidental de erosin de la cuencavictoriana.

Moya et al.


estn contenidos en las sucesiones ordovcicas expues-tas en la Cordillera Oriental y en las Sierras Suban-dinas, regiones que formaron parte de una plataformamarina amplia, relativamente estable, a la que regio-nalmente se identifica en la Plataforma Chaquea (Figs.1 b y 4 a) y que fue un rea marina somera durantetodo el Ordovcico.

En contraposicin, las reas actualmente ocupa-das por la Puna argentino-chilena habran correspon-dido a una plataforma marina angosta e inestable, afec-tada por volcanismo: la Plataforma Altiplnica (Figs. 4a y 4 b), cuya vigencia est probada slo para el Ordo-vcico Inferior (Moya et al., 1993; Monteros, et al.,1996). Los registros integran el Complejo Volcano-Sedimentario de la Puna (Bahlburg, 1990), al que seinterpreta como los vestigios de un arco magmtico.El Complejo Volcano-Sedimentario de la Puna sloaflora en el borde occidental de esta regin y est cons-tituido por sucesiones marino-clsticas, entre las queintercalan volcanitas; las ms antiguas son de edadtremadociana temprana, estn intruidas por cuerposcidos y no exponen su base. Los registros ms jve-nes son floianos y su relacin de base con los trema-docianos es una discordancia angular (Hongn y Vaccari,2008); el hiato de esta discordancia sera temporal-mente equivalente con el de la Discordancia Tumbaya(Moya, 1997), que fue paleontolgicamente datada enla Cordillera Oriental (Fig. 3). Las sucesiones trema-docianas y las floianas de la Puna Occidental contie-nen acumulaciones fosilferas constituidas, principal-mente, por restos de trilobites o de trilobites y bra-quipodos articulados. Al presente, no se dispone deinformacin sobre el contenido de P2O5 en estos de-psitos y an no se han reportado coquinas delinglidos.

A partir del Dapingiano, el arco magmtico de laPuna Occidental se extingue, la Plataforma Altiplnicacolapsa y en toda la Puna se inicia el depsito de espe-sas sucesiones de turbiditas volcaniclsticas; stas in-tegran el Complejo Turbidtico de la Puna (Bahlburg,1990), cuyo contenido paleontolgico documenta ellapso Dapingiano-Darriwiliano tardo (Fig. 4 c). Si bienlas observaciones de Emig (1997) impiden descartar lapresencia de linglidos en ambientes de talud, el ni-co dato que se conoce de fosfatos en las sucesionesordovcicas de la Puna lo brinda Fernndez (1984),quien indica valores de 0,91%-3,96% en P2O5 en lasierra de Cochinoca, aunque no acerca informacinalguna sobre los depsitos analizados, desconocindo-se su naturaleza, edad y si efectivamente se trata decoquinas de linglidos o de otra forma de fosfognesis.

En la faja central de la Puna, los depsitos delComplejo Turbidtico no exponen su base. Sin em-bargo, en la Puna Occidental esos depsitos se apoyansobre los registros floianos del Complejo Volcano-Sedimentario y en el este, en los bordes del Alto deCobres (Figs. 1 b y 4 a), yacen sobre el Complejo dePlataforma (Zimmermann y Bahlburg, 2003), una su-cesin de ambiente marino somero, de edad furongiano-tremadociana, cuyo depsito se vincula con el desa-rrollo de la Plataforma Chaquea.

La Plataforma Chaquea forma parte de las exten-sas reas marinas someras que durante el Paleozoicobordearon Gondwana y en las que se acumularon es-pesas sucesiones clsticas, cuya evolucin estuvo con-trolada, principalmente, por cambios relativos del ni-vel del mar. En el norte argentino, el desarrollo deesas sucesiones se inici desde por lo menos el Guzhan-giano (Cmbrico medio), tiempo en el que se habrainiciado el Ciclo Famatiniano, que incluye a su vez,tres ciclos estratigrficos limitados en base y techopor importantes discordancias: el Ciclo Mesoniano(Guzhangiano-Paibiano?), el Ciclo Victoriano (Furon-giano-Sandbiano) y el Ciclo Cordillerano (Hirnantiano-Fameniano).

Los depsitos fosfticos que interesan a este tra-bajo se acumularon en su totalidad durante el CicloVictoriano, cuyos registros ms completos y paleonto-lgicamente mejor documentados afloran en la Cor-dillera Oriental, donde estn representados en laSupersecuencia Santa Victoria (Furongiano-Sand-biano); sta est limitada, en base y techo, por dosimportantes discordancias de erosin subarea (sensuCatuneanu, 2006): la Discordancia Iruya en la base yla Discordancia Ocloya en el techo (Fig. 3). stas sehabran generado por descensos relativos del nivel delmar, los que se corresponden, respectivamente, con elLange Ranch Eustatic Event (LREE, Furongiano) y elHirnantia Regressive Event (HRE, Katiano inferior amedio). El Ciclo Victoriano incluye ciclos de ordenmenor (C1-C9, Fig. 3), que se corresponden con epi-sodios de transgresin-regresin; los lmites de cadauno son discontinuidades sedimentarias de menormagnitud y expresin regional, cuya gnesis tambinestara vinculada con cadas del nivel del mar. El con-trol paleontolgico en la Supersecuencia Santa Victo-ria permiti establecer una correspondencia entre lasdiscontinuidades sealadas y los eventos regresivos deAcerocare (ARE), Black Mountain (BMEE), Peltocare(PRE), Ceratopyge (CRE) y Grs Armoricain (GARE),documentados en otras regiones del mundo (Fig. 3).

Los espesores graficados en la columna estratigr-



fica integrada de la Supersecuencia Santa Victoria (Fig.3), corresponden a los mximos medidos para los re-gistros de cada uno de los ciclos hasta ahora reconoci-dos en la Cordillera Oriental. Esta aclaracin es im-portante por dos razones: i, porque las FormacionesCapillas y Centinela de la sierra de Zapla tienen ma-yores espesores que sus equivalentes de la CordilleraOriental; ii, porque los mayores espesores de las uni-dades tremadocianas se registran en el flanco orientalde la Cordillera Oriental y gran parte de ellas no afloraen las Sierras Subandinas.

La historia de la cuenca victoriana en la Platafor-ma Chaquea se inicia con depsitos de conglomera-dos y areniscas fluviales vinculados con sistemas deros entrelazados (formaciones Tilcara y La Pedrera,Fig. 3). El resto de los depsitos son marinos de plata-forma, gradando desde ambientes litorales hasta otrosde plataforma intermedia y distal. Ambientes domi-nados por mareas se desarrollaron durante los ciclosC1, C7, C8 y C9; ambientes dominados por tormen-tas primaron durante el lapso Tremadociano-Floiano(C2, C3, C4, C5 y C6), en coincidencia con el desa-rrollo de los eventos volcnicos en la Puna (Figs. 3, 4ay 4b).

La resea previa explica la naturaleza y ubicacinestratigrfica de los depsitos fosfticos a prospectar:i. Capas-evento de conglomerado bioclstico con grancantidad de valvas de linglidos y eventualmente res-tos de otros organismos (Capas Tipo B, sensu Emig yGutirrez Marco, 1997). Estas coquinas estn conte-nidas en las sucesiones tremadocianas y floianas de laSupersecuencia Santa Victoria, donde se presentancomo bancos nicos, con superficies estratales biendefinidas, o formando el trmino basal de capas psamo-psefticas con base erosiva y estratificacin hummocky(Fig. 3).ii. Concentraciones residuales, de algunos milmetrosa centmetros de espesor, dispuestas en la base o den-tro de estratos de arenisca cuarzosa (Capas Tipo A,sensu Emig y Gutirrez Marco, 1997). En comparacincon las capas de Tipo B, estos depsitos se caracteri-zan por tener menor cantidad de bioclastos y un au-mento notable de ndulos fosfticos. Las acumulacio-nes fosfticas se disponen a modo de ritmos intraes-tratales, con clara tendencia granodecreciente; en es-tos ritmos, el trmino basal generalmente est com-puesto por ndulos de fosfato y glauconita, lo que es-tara indicando procesos de reciclado del material yuna lenta sedimentacin (Saiz Cobbe y Moya, 2008).Estas capas se presentan en areniscas cuarzosas gruesa-mente estratificadas y ms frecuentemente, en inter-

valos heterolticos constituidos por arenisca cuarzosay vaque/limolita bioturbadas, cuyo depsito se vincu-la a ambientes dominados por mareas, cuyos registroscorresponden a las formaciones Mojotoro/Labrado yCentinela (Fig. 3), acumuladas durante el OrdovcicoMedio y Superior. Es probable que los microconglo-merados fosfticos que sealados por Astini y Marengo(2006) en los depsitos ordovcicos de la sierra de Zaplay por Aceolaza et al. (2008) en la sierra de Zenta,correspondan a este tipo de acumulaciones fosfticas.

Por otro lado, la distribucin geogrfica de losdepsitos fosfticos a prospectar est condicionada porrasgos paleogeogrficos de la Plataforma Chaquea:

Una estructura positiva a subpositiva, el Umbralde Lipn, dividi la Plataforma Chaquea en un reaOriental y otra Occidental (Figs. 1b, 4 a); a su vez,esta ltima estuvo limitada al oeste, por el Alto deCobres (Fig. 1b, 4a), vigente slo durante el Furongia-no-Tremadociano inferior. Este marco estructural con-dicion que durante este lapso, el rea Occidentalfuese ms somera, protegida y tranquila que el reaOriental, lo que dio como resultado arreglos estrati-grficos diferentes. As, las areniscas y coquinas de lasformaciones spero y Humacha (Fig. 3), que docu-mentan uno de los eventos regresivos ms pronuncia-dos del Ordovcico Inferior a nivel global (CeratopygeRegressive Event, CRE), slo se acumularon en el reaOriental de la Plataforma Chaquea, no as en el reaOccidental. Durante el CRE, esta ltima estuvo suje-ta a no depositacin e incluso, a erosin; as lo evi-dencia el hiato de la Discordancia Tumbaya, que abarcatodo el Tremadociano superior (Fig. 3). La importan-cia de los conceptos vertidos es que el intervalo defosfognesis del Tremadociano superior tardo (Fig. 3)no est registrado en el flanco occidental de la Cordi-llera Oriental.

Por otro lado, al culminar el evento regresivoCeratopyge, la Plataforma Chaquea sufri el tecto-nismo de la Fase Tumbaya (Tremadociano terminal),que provoc la basculacin de la plataforma hacia eloeste, el colapso del Alto de Cobres y el desplaza-miento del eje de mxima subsidencia hasta el bordede la plataforma (Fig. 4b), con la consiguiente modifi-cacin batimtrica de las subcuencas oriental y occi-dental. De esta manera, la subcuenca del rea Occi-dental, que fue un mbito ms somero durante el Fu-rongiano-Tremadociano inferior, se profundiz nota-blemente durante el Tremadociano terminal-Floiano.El registro que documenta estos eventos es una espesasucesin de lutitas arcillosas floianas acumuladas enambiente de plataforma externa, que cubren en dis-

Moya et al.


cordancia a registros costeros del Tremadociano infe-rior. Esas lutitas floianas son equivalentes parciales delas formaciones San Bernardo/Zanjn del rea Orien-tal, y hacia el oeste, ensamblan con los depsitosturbidticos de la Puna, porque al colapsar el Alto deCobres, el terreno ocupado por esta estructura pas aformar parte del talud de la cuenca profunda de la Puna(Fig. 4 b). En consecuencia, los depsitos marinos so-meros del Furongiano-Tremadociano inferior que in-tegran el Complejo de Plataforma de la Puna(Zimmermann y Bahlburg, 2003), subyacen discordan-temente a sucesiones turbidticas del Tremadocianoterminal-Floiano (Benedetto et al., 2002). Lo antedi-cho significa que en las reas ocupadas por el antiguoAlto de Cobres, tampoco estaran documentados losintervalos de fosfognesis tremadocianos.

Finalmente, cuando en el Dapingiano se extin-gue el arco magmtico de la Puna occidental colapsa laPlataforma Altiplnica y ocurre el depsito de espesassucesiones de turbiditas volcaniclsticas que provoca-ron el rpido hundimiento del sustrato en esas reas(Fig. 4c), en la Plataforma Chaquea se inicia la emer-sin relativa del Umbral de Lipn y una somerizacingeneralizada de la plataforma, ms pronunciada en elrea Occidental, donde los registros del OrdovcicoMedio y Superior son muy escasos. Con este levanta-miento, el rea Oriental qued aislada y en ella seinstalaron sucesivos ambientes marinos y transicionalesdominados por mareas e influenciados por cambiosrelativos del nivel del mar; esta situacin perdur has-ta la finalizacin del Ciclo Victoriano (Sandbiano).El aislamiento y la lenta sedimentacin que caracteri-zaron al rea Oriental de la Plataforma Chaqueadurante el Dapingiano-Sandbiano favorecieron la for-macin de costras y ndulos fosfticos, sobre todo,durante los lapsos de mayor somerizacin (Fig. 4c).

Los conceptos vertidos muestran que las reas mspromisorias para la prospeccin de fosfatos son las quepertenecieron al rea Oriental de la Plataforma Cha-quea; actualmente, esos terrenos forman parte de lasSierras Subandinas y del flanco oriental de la Cordi-llera Oriental, incluyendo el segmento conocido comoSistema Interandino o de transicin entre ambas re-giones (Fig. 4 d). Uno de los mejores exponentes deeste mbito de transicin es la sierra de Zenta (Figs. 1a y b), que presenta un esquema estratigrfico tpicode la Cordillera Oriental en su flanco occidental, conbuen desarrollo de las sucesiones tremadocianas (Fig.3), y una columna con buenos registros del OrdovcicoMedio y Superior, como las del mbito subandino, ensu flanco oriental. La Figura 3 muestra adems que, de

acuerdo con la informacin hasta ahora disponible, lasierra de Mojotoro es la nica rea con registros delOrdovcico Inferior, Medio y Superior paleontolgi-camente controlados, ya que en las Sierras Subandinaslas unidades tremadocianas estn escasamente repre-sentadas y no exponen su base, en tanto que en elflanco oriental de la Cordillera Oriental, al norte dela sierra de Mojotoro (Fig. 1 a), la Supersecuencia SantaVictoria fue truncada por erosin a distintos nivelesque comprometen los depsitos floianos e incluso losdel Tremadociano terminal (Fig. 3). Por otro lado, laDiscordancia Tumbaya suprime la casi totalidad delTremadociano superior en las sucesiones ordovcicasdel flanco occidental de la Cordillera Oriental. Estepanorama decidi elegir a la sierra de Mojotoro comoel rea clave para la prospeccin de fosfatos (Fig. 5), demodo que la identificacin de los distintos intervalosde fosfognesis y sus respectivos controles bioestrati-grficos sirvan de gua para el resto de los depsitos dela Supersecuencia Santa Victoria acumulada en el reaOriental de la antigua Plataforma Chaquea.

EL ORDOVCICO EN LA SIERRA DEMOJOTORO Y LOS DEPSITOSFOSFTICOS ASOCIADOS

La sierra de Mojotoro se ubica en el extremo sud-oriental de la Cordillera Oriental (Fig. 1 a); corres-ponde a una estructura anticlinal que tiene orienta-cin N-S, una longitud aproximada de 95 km y unancho mximo de 15 km. El ncleo estratigrfico delanticlinal Mojotoro, lo constituye un complejo basa-mento de edad neoproterozoica-cmbrica inferior, ple-gado y ligeramente metamorfizado, en el que Moya(1998) reconoci tres unidades clsticas y defini a lams joven de ellas: la Formacin Guachos (Cmbricoinferior). Recientemente, Aparicio Gonzlez et al. (2010)incluyeron en el Complejo Puncoviscana (sensu Zim-mermann, 2005) a todas las rocas del basamento de lasierra de Mojotoro; mapearon y describieron las tresunidades en l reconocidas y definieron formalmentea las dos ms antiguas: formaciones Chachapoyas yAlto de la Sierra, la primera de las cuales se presentaintruida por diques cidos de 533 2 M.a.

Una discordancia angular separa las rocas del ba-samento, de una cobertura paleozoica inferior menosdeformada, de naturaleza marino-clstica, integrada porlas supersecuencias Mesn (Guzhangiano-Paibiano?) ySanta Victoria (Furongiano tardo-Sandbiano); stasa su vez, estn separadas por una discordancia de ero-sin subarea, la Discordancia Iruya. La Superse-



Figura 5. Mapa de afloramientos de los registros del Ciclo Victoriano (Furongiano Superior-Ordovcico Superior) en la sierrade Mojotoro y ubicacin de las secciones ordovcicas que contienen los depsitos fosfticos descritos en el texto.

Moya et al.


cuencia Mesn documenta la primera transgresin quesobrevino al cierre orognico del Ciclo Panamericano(Harrington, 1975; Vendiano-Cmbrico inferior). Debase a techo, los depsitos mesonianos comprendenlas formaciones Lizoite, Campanario y Chalhualma-yoc; la primera unidad y la ltima son cuerpos de are-nisca cuarzosa gruesamente estratificada, con abundan-tes entrecruzamientos, acumulados en ambientes sub-tidales, en tanto que la Formacin Campanario, co-rresponde a una sucesin heteroltica de arenisca cuar-zosa /limolita muy bioturbada, depositada en ambien-tes de intermarea.

La Supersecuencia Santa Victoria tiene en la sie-rra de Mojotoro los registros ordovcicos ms comple-tos y paleontolgicamente bien controlados, de loshasta ahora conocidos en el norte argentino (Fig. 3).El esquema estratigrfico de la sucesin victoriana enla sierra de Mojotoro, as como el tratamiento de lasdistintas unidades que la componen, fue dado por Moya(1998), quien describe las principales caractersticasde los cuerpos de roca indicados en la Figura 3, ascomo los distintos paleoambientes sedimentarios in-terpretados para su depsito. En consecuencia, en esteapartado se destacarn aquellos aspectos no tratadosen el trabajo mencionado, o bien otros que se consi-deran de inters para la prospeccin de fosfatos.

La Supersecuencia Santa Victoria en la sierra deMojotoro se inicia con un cuerpo de conglomeradofluvial con idnticas caractersticas a las que tienenlas psefitas de la base de la Formacin Tilcara, en lavertiente oriental de la Quebrada de Humahuaca (Figs.1 a, 3). La diferencia radica en que las psefitas de laFormacin Tilcara subyacen a areniscas marinas ylutitas de la Formacin Casa Colorada, ambas porta-doras de Parabolina (Neoparabolina) frequens argentinaBarrande (Cmbrico superior), en tanto que en la sie-rra de Mojotoro, los conglomerados fluviales subyacena las areniscas y lutitas, tambin marinas, de las for-maciones La Pedrera y San Jos, ambas portadoras deJujuyaspis keideli Kobayashi (Tremadociano inicial) (Fig.3). Si bien esta circunstancia podra atribuirse a unimportante diacronismo en la transgresin, se consi-dera que buena parte del ciclo C1 (Fig. 3) no tendraregistros en la sierra de Mojotoro, porque sta habrasido un rea positiva durante la casi totalidad delFurongiano; al igual que otras reas vecinas, Mojotorohabra colapsado a principios del Tremadociano, cuan-do se implant el arco magmtico en la Puna occiden-tal y se inici la extensin en el retroarco. Las princi-pales evidencias al respecto son los frecuentes desliza-mientos en masa y flujos densos gravitacionales que

intercalan entre las sucesiones tremadocianas (Fig. 3);la inestabilidad tectnica tuvo un lapso crtico al cul-minar el Tremadociano (Fase Tumbaya), aunque per-dur hasta el final del Floiano. La actividad volcnicatambin potenci la ocurrencia de drsticos fenme-nos climticos; como consecuencia, las sucesionestremadociano-floianas que afloran en la sierra de Mo-jotoro (y en las reas que pertenecieron a la antiguaPlataforma Chaquea) no slo documentan los regis-tros de cinco ciclos de transgresin-regresin desarro-llados en ambientes marinos someros (C2-C6; Fig. 3),sino que intercalan capas acumuladas en eventos sbi-tos de gran energa, vinculados a fenmenos climticos(tormentas, fuertes descargas deltaicas) o tectnicos(sismos). Son precisamente algunas de estas capas lasque interesan a este trabajo.

La Figura 3 muestra que durante el Tremadociano-Floiano ocurrieron tres intervalos de fosfognesis enla sierra de Mojotoro; stos coinciden con los regis-tros terminales y ms someros, de los ciclos C4, C5 yC6, desarrollados en las formaciones Floresta, speroy San Bernardo. En todos los casos, los fosfatos estncontenidos en capas-evento constituidas por conglo-merado bioclstico, cuyo esqueleto est compuesto de modo prcticamente excluyente, por valvas delinglidos y, en mucha menor proporcin, por ndulosfosfticos. La matriz es siempre arenisca cuarzosa, cuyagranulometra vara de muy fina a gruesa. Estas capas-evento se corresponden en un todo con las acumula-ciones Tipo B, de Emig y Gutirrez Marco (1997).

Sin embargo, las capas-evento antes descritas, noson las nicas que se reconocen dentro de la Superse-cuencia Santa Victoria en la sierra de Mojotoro. Nu-merosos niveles de conglomerados bioclsticos con 2%o ms de fosfato en roca fueron detectados por SaizCobbe (2007) en la Formacin Santa Gertrudis(Darriwiliano tardo-Sandbiano?). Estos conglomera-dos bioclsticos son carbontico-fosfticos, distintosa los fosftico-cuarzosos del Ordovcico Inferior, tan-to en composicin como en la constitucin de los ele-mentos fsiles.

A diferencia de las coquinas descritas para las for-maciones Floresta, spero, San Bernardo y Santa Ger-trudis, las acumulaciones fosfticas contenidas en laFormacin Mojotoro (Dapingiano-Darriwiliano) presen-tan caractersticas distintivas y corresponden a concen-traciones residuales, compuestas principalmente por n-dulos fosfticos y glauconita y en mucho menor pro-porcin, bioclastos de linglidos; corresponden a lascapas Tipo A de Emig y Gutirrez Marco (1997).

Las caractersticas particulares de cada intervalo



de fosfognesis reconocido en la Supersecuencia San-ta Victoria en la sierra de Mojotoro, as como su aso-ciacin con los depsitos que los contienen, son lassiguientes:

Los fosfatos de la Formacin Floresta(Tremadociano inferior tardo)

El intervalo de fosfognesis ms antiguo se desa-rrolla dentro de la Formacin Floresta, un cuerpo prin-cipalmente peltico de considerable espesor, deposita-do durante el Tremadociano inferior tardo y elTremadociano superior temprano, que en su mitadinferior presenta dos intervalos de arenisca que docu-mentan sendos eventos de brusca somerizacin. Elprimero de stos comprende la parte superior del cicloC3 (Fig. 3); est representado por areniscas cuarzosasy vaques bioturbadas y culmina con una superficie deomisin.

El segundo evento de somerizacin comprende elintervalo que interesa al presente trabajo; ste se de-sarrolla en la parte superior del ciclo C4 (Fig. 3) y estconstituido por areniscas y coquinas, entre las queintercalan escasos paquetes de lutita. Este intervalotiene amplia distribucin a travs de toda la Cordille-ra Oriental y las Sierras Subandinas; los depsitos son

muy fosilferos, contienen Kainella meridionalisKobayashi y numerosos miembros de la biozonahomnima. Los niveles pelticos que intercalan sonportadores de Anisograptus matanensis Ruedemann, unindicador global del Tremadociano inferior tardo. Esdecir, el intervalo de areniscas y coquinas con K.meridionalis no slo es una excelente gua estratigrficaregional, sino una lnea tiempo que permite realizarajustadas correlaciones a nivel global y datar, con altogrado de precisin, el tiempo de ocurrencia de esteepisodio de fosfognesis.

Los paquetes de lutita que intercalan en el inter-valo con K. meridionalis corresponden a depsitos acu-mulados bajo condiciones de sedimentacin normal,en un ambiente de cara de playa. Las capas-evento dearenisca estn representadas por arenisca cuarzosa co-lor gris claro y gris verdoso, en bancos lenticulares de0,20-050 m de espesor, con laminacin en domo y encuenco y plano paralela de alto rgimen de flujo. Lafacies de coquina se presenta sola o integrando el tr-mino basal de las capas de arenisca; en su gran mayo-ra, se trata de coquinas cuyos elementos dominantesson trilobites y braquipodos articulados, siendo loslinglidos, integrantes porcentualmente subordinadosy muy mal conservados. Sin embargo, una coquinaenteramente fosftica fue localizada en el tercio supe-

Ubicacin Fm. SiO2 %

Al2O3 %

Fe2O3 %

CaO %

MgO %

Na2O %

K2O %

TiO2 %

MnO %

P2O5 %

S Qda. Severino FF1 57,60 4,18 2,99 17,55 0,32 0,85 1,24 0,29 0,07 12,75

E Alto d.l. Sierra FF3 43,00 1,62 3,25 27,8 0,13 0,21 0,45 0,10 0,1 21,00

E Alto d.l. Sierra FF4 79,30 7,18 3,86 2,52 0,21 1,2 1,71 0,42 0,25 1,80

Acceso Norte FF5 71,40 6,76 3,32 2,63 0,21 2,34 0,63 0,17 0,59 2,00

Acceso Norte FF6 79,20 5,12 3,51 4,90 0,19 1,38 0,77 0,28 0,30 3,53

Acceso Norte FF7 78,00 5,57 2,95 4,84 0,22 1,36 0,85 0,29 0,19 3,61

Acceso Norte FF8 64,30 4,50 3,95 12,45 0,23 0,83 0,81 0,45 0,57 9,13

Aladelta E FA 61,97 6,50 2,55 12,05 0,65 2,30 1,57 0,01 0,23 8,70

Aladelta E FA 66,93 5,03 0,97 12,55 0,40 1,74 1,50 0,26 0,11 9,06

Aladelta NO SBB 64,82 6,19 1,24 11,92 0,38 2,29 1,94 0,04 0,08 8,58

Aladelta NO SBB 38,16 6,25 1,34 26,48 1,00 1,93 1,16 0,01 0,44 19,01

E del Portezuelo SBB 57,33 4,26 1,63 18,55 0,57 1,10 0,49 0,01 0,34 12,39

Sa. Las Maderas SBB 64,59 6,21 0,91 12,17 0,53 1,39 1,72 0,02 0,09 8,52

Sa. Las Maderas SBB 74,11 9,23 1,29 3,85 0,87 3,20 2,04 0,33 0,21 2,90

C 20 de Febrero SBS 67,70 8,47 3,08 7,79 0,57 2,21 2,00 0,64 0,22 5,56

Qda. Gallinato FM1 76,8 2,89 3,38 7,53 0,38 0,24 0,88 0,12 0,1 5,51

Tabla 1. Elementos mayoritarios de muestras seleccionadas de las formaciones Floresta (FF), spero (FA), base de SanBernardo (SBB), tramo superior de San Bernardo (SBS) y Mojotoro (FM). Se incluyen los datos de flor de las muestras delas formaciones Floresta, tramo superior de San Bernardo y Mojotoro.

Moya et al.


rior de este intervalo; se trata de una acumulacin derestos muy triturados de linglidos, dispuestos a modode laminillas subparalelas a los planos de estratifica-cin, o bien de forma catica u orientados segn l-neas de aparente turbulencia del flujo. Esta coquinatiene un espesor mnimo de 0,50 m y a la fecha fuelocalizada en tres secciones de la Formacin Floresta,ubicadas sobre el flanco occidental de la Sierra de Mojo-toro (localidades 1, 2 y 3 de Fig. 5). Los valores enfosfato oscilan entre 1,8 % y 21% (Tabla 1), corres-pondiendo a la localidad 1 el mximo y mnimo obte-nidos; el mximo procede del nivel de coquina fosfticay el segundo, de una arenisca cuarzosa con Lingulaque limita por el techo a la coquina.

Los fosfatos de la Formacin spero (Tremado-ciano superior tardo) y de la base de la Forma-cin San Bernardo (Tremadociano terminal)

La Formacin spero. Comprende una sucesin deareniscas cuarzosas rosadas y rosado-moradas conentrecruzamientos, areniscas lajosas cuarzo-micceaspardo-amarillentas y vaques verdosas bioturbadas, en-tre las que intercalan delgados paquetes de lutitafosilfera; los depsitos se habran acumulado en am-bientes de anteplaya y cara de playa.

El contenido fosilfero de la Formacin speroregistra predominio de fauna conchfera, en particu-lar, de trilobites de la Zona de Notopeltis orthometopadel Tremadociano tardo (Harrington, 1957), as comode braquipodos articulados e inarticulados; los restosintegran coquinas que frecuentemente se disponen enla base de tempestitas arenosas. Escasos aunque im-portantes restos de graptolitos se presentan muy frag-mentados y corresponden a especies de Kiaerograptus(Monteros y Moya, 2006), los que permitieron esta-blecer una ajustada correlacin de este cuerpo de are-nisca, con otros de caliza temporalmente equivalen-tes, expuestos en Suecia y Noruega, a partir de loscuales fue definido el Ceratopyge Regressive Event (CRE;Fig. 3). Dos niveles de coquina fosftica procedentede la Formacin spero expuesta en el flanco orientaldel Cerro Aladelta (punto 5 de Fig. 5) dieron valoresde 8,70% y 9,06% de P2O5 (Tabla 1).

La Formacin San Bernardo. La transgresin quesucedi al Ceratopyge Regressive Event es una de las msimportantes del Ordovcico a nivel global; este episo-dio se inicia a fines del Tremadociano y culmina en elFloiano; en la Cordillera Oriental argentina, la mxi-ma inundacin se registr durante la transicin Trema-

dociano-Floiano. En la sierra de Mojotoro, esta trans-gresin est documentada en la Formacin San Ber-nardo, compuesta por lutitas, limolitas y vaques finasmuy fosilferas, entre las que intercalan capas-eventode arenisca y de coquina. Los depsitos se habranacumulado mayoritariamente en ambientes de transi-cin entre la plataforma interna y la externa.

El tramo inferior de la Formacin San Bernardoest compuesto por una sucesin de parasecuencias queacompaan el inicio de la transgresin y que estarandenotando desaceleraciones en el ritmo de ascenso delnivel del mar. Algunas de estas parasecuencias culmi-nan con capas de coquina, las que en la mayora de loscasos son de trilobites y braquipodos articulados; sinembargo, al menos dos de ellas rematan con coquinasfosfticas, cuya gnesis se vincula con flujos de altorgimen, desarrollados a partir de un lecho plano, enambientes de cara de playa intermedia-superior (Eve-ling et al., 2012). Estas coquinas fueron reconocidasen el flanco occidental de la Sierra Las Maderas (dosmuestras), en el flanco noroccidental del CerroAladelta (dos muestras) y al este del Portezuelo de Salta(una muestra) (localidades 4, 5 y 6 de Fig. 5). Los por-centajes en P2O5 varan entre 2,6% y 19% (Tabla 1),lo que significa, un nivel de fosforita, tres de depsi-tos fosfticos y uno ligeramente fosftico (sensuSheldon, 1964).

Los fosfatos del tramo superior de la FormacinSan Bernardo (Floiano)

Los fosfatos del tramo superior de la FormacinSan Bernardo corresponden a los conglomerados bio-clsticos de composicin fosftico-cuarzosa ms jve-nes (Floiano), de la Supersecuencia Santa Victoriaexpuesta en la sierra de Mojotoro; su ocurrencia acom-paa al episodio de somerizacin con el que culmina sudepsito la Formacin San Bernardo, en coincidenciacon el cierre del arco magmtico de la Puna occidentaly el desarrollo de plataformas dominadas por eventosde gran intensidad en la Plataforma Chaquea.

Las capas-evento del Floiano tardo fueron obser-vadas en el flanco oriental del Cerro 20 de Febrero yen la margen norte del ro Mojotoro (localidades 7 y 8de Fig. 5), donde se presentan en dos intervalos de 2,50m y 6 m de espesor mximo, ubicados en el tramo supe-rior de la Formacin San Bernardo. Saiz Cobbe y Moya(2008) identificaron estos depsitos en la facies de are-nisca fina con Lingula, representada por areniscacuarzosa limpia, bien seleccionada, finamente estrati-ficada en capas lenticulares de base erosiva y laminacin



plano paralela y en domo y en artesa. Esta facies seasocia con otra de pelita bioturbada con abundantestrazas fsiles, tpicas de la Ichnofacies de Cruziana;ambas integran secuencias positivas de 2-12 cm de es-pesor que se suceden rtmicamente, muchas de las cua-les dieron ms del 2% de P2O5 en roca, al reaccionarcon una solucin de cloruro de circonilo en base cida(rojo de alizarina S). Saiz Cobbe y Moya (2008) inter-pretan que estos depsitos se habran acumulado enambientes de cara de playa y anteplaya. Si bien ladensidad de los restos de linglidos no es muy alta(5,56%, Tabla 1), en el flanco oriental del Cerro 20de Febrero (localidad 7 de Fig. 5), la casi totalidad delas capas de arenisca son coquinoideas. Los restos fsi-les se disponen segn lminas, determinando contac-tos tangenciales con la convexidad de la valva; se con-centran en los niveles basales de cada capa, decrecien-do hacia el tope.

Los fosfatos de la Formacin Mojotoro(Dapingiano-Darriwiliano)

La Formacin Mojotoro (Dapingiano-Darriwi-liano) comprende una espesa sucesin clstica com-puesta por cuerpos de arenisca cuarzosa gruesamenteestratificada, con abundantes entrecruzamientos, en-tre los que se disponen dos intervalos heterolticosmuy bioturbados (Fig. 3); la unidad se habra deposita-do en ambientes marino-costeros influenciados pormareas (Moya, 1998; Mngano et al., 2001).

Los cuerpos de arenisca cuarzosa con entrecruza-mientos corresponderan a mantos, barras u ondas dearena subtidales; en ellos, los depsitos fosfticos sonrelativamente escasos y constan de niveles coquinoi-deos con escasa a moderada cantidad de linglidos.

Los intervalos heterolticos contienen mayor can-tidad de acumulaciones fosfticas; su depsito se vin-cula con ambientes subtidales proximales e intertidales,desarrollados durante lapsos de mayor somerizacin.Estos intervalos estn constituidos por una sucesinde ciclos granodecrecientes de 15-60 cm de espesor.Saiz Cobbe y Moya (2008) definen una asociacin defacies que tipifica el arreglo vertical de cada ciclo; di-cha asociacin comprende una facies de arenisca gra-dada con Lingula, que precede a una facies heterolticade arenisca limosa y limolita. El trabajo de referenciaseala que la facies de arenisca gradada con Lingulaest representada por arenisca cuarzosa limpia, de gra-no mediano y grueso a muy grueso, colores rosado cla-ro y gris blanquecino, dispuesta en estratos tabularesmedianos, con entrecruzamientos planares de ngulo

muy bajo. Cada estrato est compuesto por ritmosamalgamados granodecrecientes de 2-5 cm de espesor,los que se apilan verticalmente, indicando la repeti-cin de procesos tractivos de energa decreciente. Lamarcada gradacin positiva de estos ritmos se ve resal-tada, en algunos casos, por acumulaciones fosfticasresiduales (capas Tipo A, sensu Emig y Gutirrez Mar-co, 1997) compuestas, principalmente, por ndulos fos-fticos (algunos de los cuales con ms de 10 mm dedimetro), granos de glauconita de hasta 4 mm y dis-cretos porcentajes de bioclastos de linglidos. La dis-tribucin lateral de las acumulaciones fosfticas, ascomo la concentracin de los elementos fosfticos quelas constituyen es errtica; asimismo, los bioclastosde linglidos presentan distinto grado de fragmenta-cin, desde valvas completas, hasta restos muy tritu-rados. En estos depsitos, Aceolaza et al. (2003) se-alan linglidos de formas robustas que corresponde-ran a Ectenoglossa sp. y otros ms sutiles, comparablesa Dignomia muensteri dOrbigny, especie que tambinhabra sido identificada en la Formacin Anzaldo, delOrdovcico Medio a Superior de Bolivia.

La facies heteroltica de arenisca limosa y limolitaest representada por secuencias tambin gradadas,aunque de grano ms fino, que se disponen por enci-ma de la facies de arenisca cuarzosa antes descrita. Lassecuencias de la facies heteroltica estn compuestaspor vaque de grano mediano y fino, fangolita y limolita;excepcionalmente, presentan en el techo delgadas cos-tras fosfticas a modo de parches, lo que estara indi-cando procesos de lenta sedimentacin. Abundantesestructuras sedimentarias tpicas de ambientes de inter-marea (flaser, ondulosa, lenticular, grietas de deseca-cin), cuya sucesin vertical indica procesos de pro-gradacin. La bioturbacin es muy importante; Mn-gano et al. (2001) y Saiz Cobbe y Moya (2008) sea-lan bioestructuras palimpssticas representadas pordistintas icnoespecies de Cruziana atravesadas por tu-bos de Skolithos sp. Estas bioestructuras representandos icnocenosis que se suceden en el tiempo, siendo lade Cruziana la ms antigua; de acuerdo con Dalrymple(1992), la formacin de bioestructuras palimpssticascomo las descritas ocurre bajo condiciones de lentasomerizacin y son caractersticas de zonas de inter-marea baja a intermedia.

La Formacin Mojotoro est bien expuesta en lasmrgenes del ro homnimo y en la quebrada Gallinato(localidades 9 y 10 de Fig. 5). En la ltima localidad,Saiz Cobbe (2007) detect niveles con 2% o ms deP2O5 en roca, a travs del uso de una solucin de clo-ruro de circonilo en base cida. En el curso del presen-

Moya et al.


te trabajo, una muestra procedente de esta localidad(10 de Fig. 5) dio un valor de 5,51 % de P2O5 (Tabla 1).

Los fosfatos de la Formacin Santa Gertrudis(Darriwiliano tardo-Sandbiano)

La Formacin Santa Gertrudis es el cuerpo de rocams joven de la Supersecuencia Santa Victoria en lasierra de Mojotoro (Fig. 3); fue muestreada en la que-brada Gallinato (localidad 11 de Fig. 5), aunque tam-bin aflora saltuariamente al norte de esta localidad,en la quebrada Santa Gertrudis, y en el extremo orien-tal del ro Mojotoro, donde est mayormente cubiertay tiene difcil acceso. La Formacin Santa Gertrudiscubre a la Formacin Mojotoro y en el techo est trun-cada por importantes fallas inversas, a travs de lascuales cabalga sobre depsitos continentales del Gru-po Orn (Negeno). Esto significa que el espesor me-dido en Gallinato (84 m) es slo parcial, sin poderestimar siquiera, cunto de la unidad pudo haber sidosuprimida por falla, dado que su equivalente en la sie-rra de Zapla (Sierras Subandinas), la Formacin Capi-llas (Fig. 3), registrara notables cambios de espesor,desde 230 m, 150 m y 108 m (Monaldi et al., 1986;Albanesi, et al., 2007).

La Formacin Santa Gertrudis en la quebradaGallinato presenta dos miembros (Saiz Cobbe, 2007):i, Un miembro inferior arenoso, en el que dominauna facies de vaque bioturbada de color gris, represen-tada por vaques cuarzosas finas y vaques medianas cuar-zo-micceas, con importante bioturbacin. ii, Unmiembro superior caracterizado por una facies de pelitafosilfera color gris verdoso oscuro, con laminacinparalela, ondulosa y ondultica, estructuras indicati-vas de procesos de suspensin-decantacin, accin decorrientes suaves y migracin de ndulas; la rica fau-na contenida en los depsitos es bentnica, con for-mas infaunales completas. En base a esos atributos,Saiz Cobbe y Moya (2008) consideran que la Forma-cin Santa Gertrudis se habra depositado en una pla-taforma marina fangosa, tranquila, poco oxigenada,en reas ubicadas por encima del nivel de base de olasnormales.

Sin embargo, una tercera facies de coquina cal-creo-fosftica, se presenta a travs de los dos miem-bros de la Formacin Santa Gertrudis. sta est repre-sentada por delgadas capas-evento de 5-10 cm de espe-sor, de conglomerado bioclstico; segn Saiz Cobbe yMoya (2008), el esqueleto est compuesto por restosde trilobites, bivalvos, hyoltidos, braquipodos arti-culados e inarticulados, conodontes, granos de glau-

conita y ndulos fosfticos y no fosfticos; estos lti-mos, formados probablemente por xidos de Fe y Mn.El material ligante es heterogneo y de naturalezaclstico-calcrea: la matriz est compuesta por fangolitacuarzo-calcrea y el cemento en parches, es calcreo.El grado de fragmentacin de los bioclastos y el por-centaje de individuos de cada grupo fsil vara en cadacapa de coquina; en todos los casos sin embargo, ladistribucin de los bioclastos es catica y la densidaddel empaquetamiento es variable. Se considera queestos conglomerados bioclsticos reflejan acumulacio-nes sbitas, debidas a espordicas descargas de mate-rial, probablemente vinculadas con fenmenos clim-ticos de gran intensidad (tempestades). La mayora delas capas de coquina calcreo-fosftica reconocidas enel campo por Saiz Cobbe (2007) fueron tratadas conuna solucin de cloruro de circonilo (Zr O Cl2) concido clorhdrico (HCl) y alisarina S (colorante) y re-accionaron positivamente, lo que en principio estaracertificando porcentajes de 2% o ms de P2O5 en roca.

Geoqumica de los fosfatos ordovcicos en lasierra de Mojotoro

El fsforo est presente en la mayora de las rocasen cantidades menores, pero en las fosforitas la canti-dad de P2O5 generalmente excede el 18% y puede enocasiones llegar al 40%. En la literatura se conoce conel nombre de francolita al carbonato flor-apatita con< 1% de F y apreciables cantidades de CO2, que es elgrupo de minerales que esencialmente aparece enfosforitas no alteradas por metamorfismo o meteori-zacin. La francolita es estructural y qumicamentecompleja; el grupo puede ser representado por la fr-mula Ca10-a-bNaaMgb(P04)6-x(CO3)x-y-z(CO3.F)y(SO4)zF2.En la estructura cristalina de la apatita son posibleslas siguientes sustituciones: a) Ca2+ por Na+1, K+1,Mg, +2, Sr+2, Ba+2, Cd+2, Mn+2, Zn+2, Y+3, ETR+3 yU+4; b) PO4

3- por CO32-, SO4

2-, CrO42-, CO3.F

3-,CO3.OH

3-, AsO43-, VO4

3- y SiO44- y c) F- por OH-, Cl-,

Br- y O22- (Jarvis et al., 1994). No todas las sustitucio-

nes tienen la misma valencia como el in original,por lo tanto, en general, se producen sustitucionesacopladas para mantener el balance de cargas. Estassustituciones generan en ocasiones enriquecimiento oempobrecimiento de ciertos elementos con respecto alos de una pelita de referencia.

En este apartado se tratarn las variaciones qu-micas de los elementos mayoritarios (Tabla 1) y algu-nos elementos traza (Tabla 2) presentes en las mues-tras de los niveles fosfticos prospectados en la For-



Figura 6. 6a, Correlacio-nes F vs P para las mues-tras de las formacionesFloresta, Mojotoro y tra-mo superior de San Ber-nardo; y 6b, Ca vs P delas muestras de las for-maciones Floresta, spe-ro, de la base de la For-macin San Bernardo,tramo superior de SanBernardo y Mojotoro.

a)

b)

macin Floresta (FF1 y FF3-FF8), en una muestra del

tramo superior de la Formacin San Bernardo (SBS) y

otra de la Formacin Mojotoro (FM1), con respecto a

una pelita como roca de referencia. Los elementos ma-

yoritarios y trazas se analizaron en ALS Laboratory

Group (Mendoza) y en el Laboratorio de Anlisis de

Rocas de la FCEN, UBA.

De acuerdo a la clasificacin de Sheldon (1964),

dos de las muestras analizadas (Tabla 1) alcanzan el

nivel de fosforita (> 18 % P2O

5) mientras que siete

muestras se clasifican como rocas fosfticas (conteni-

dos entre 8% y 18% P2O

5) y las siete restantes como

ligeramente fosfticas (contenidos entre 2-8% P2O

5).

A su vez, se individualizan dos grupos de xidos: los

que componen la estructura molecular de la apatita

(CaO, Na2O, P

2O

5, y F) y aquellos xidos que forman

parte de la composicin de minerales de origen detrtico

(SiO2, TiO

2, Al

2O

3, K

2O). Tanto la muestra de la For-

macin Mojotoro (FM1), como la del techo de la For-

macin San Bernardo (SBS) y las correspondientes a

la Formacin Floresta (FF1 y FF3-FF8), evidencian una

alta correlacin entre los contenidos de F (por encima

Moya et al.


de los valores usuales para rocas gneas o sedimentarias)y los de P2O5 (Fig. 6 a), lo que refuerza la hiptesis delreemplazo de F por P en la red cristalina de la apatita.Como era de esperar, la correlacin Ca-P es tambinalta (Fig. 6 b).

La Tabla 2 indica los valores de los elementostraza y los datos obtenidos de la pelita de Turekian yWedepohl (1961) y Wedepohl (1995). En todos loscasos se estudiaron las relaciones de composicin en-tre los elementos traza y el contenido de Al2O3, paraeliminar la interferencia introducida por los minera-les detrticos en la composicin de la muestra. Losvalores de los elementos de tierras raras totales se nor-malizaron para su anlisis con la pelita de referencia(PAAS, McLennan, 1989).

De acuerdo con los datos obtenidos, se observaque todas las muestras presentan enriquecimiento sig-nificativo en Y, Sr, La, Yb, U, Pb, Zr y elementos detierras raras (REE). En todos los casos la presencia deestas trazas es atribuible a las sustituciones posiblesdel Ca+2 dentro de las fosforitas (Jarvis et al., 1994;Beach et al., 2010).

Para un mejor anlisis y visualizacin, los datosse subdividieron en tres grupos de elementos (Figs. 7

a, b y c): en general, se observa un empobrecimientoen V, que se contrapone al enriquecimiento citadopor varios autores (Jarvis et al, 1994) reemplazando alPO4

3- en forma de VO43-. Para Cr, Ni, Cu y Co se

observa un comportamiento errtico, si bien se detec-ta que varias de las muestras estn enriquecidas enestos elementos, otras, en cambio, presentan conteni-dos menores que los de la pelita de referencia (Fig. 7a). Es llamativo que la muestra FF4 con el menor con-tenido en P2O5 (1,8%) presenta un enriquecimientosignificativo en estos elementos, mientras que FF5 conun contenido similar en P2O5 (2 %) presenta valoressimilares a los de la pelita de referencia. La presenciade estos cuatro elementos puede relacionarse con mi-nerales aportados por rocas gneas bsicas o ultrabsicaso bien por el aporte producido durante el decaimientode la materia orgnica enriquecida en estos micro-nutrientes (Prevt, 1990, Piper y Medrano, 1994). ElGa que normalmente reemplaza al Al, no evidenciasustitucin, en tanto que el Zn se comporta de igualmanera excepto para la SBS, cuyo valor anmalo noes explicable geoqumicamente. Si bien el Zn es tam-bin un micronutriente y varios autores reportan en-riquecimiento de este elemento en las fosforitas, no

Pelita

Turekian FM1 SBS FF1 FF3 FF4 FF5 FF6 FF7 FF8

Co 19 3 6,2 7,3 11,5 5,1 7,9 8,4 10,5 22,9

Sr 300 431 358 715 697 114 127 220 220 552

U 3,7 5,78 9,01 13,15 21,8 5,25 4,34 6,51 6,54 14,65

V 130 13 36 22 15 24 24 19 21 32

Y 41 98,3 80,5 113,5 215 42,6 38,2 59,5 67,4 161

Zr 160 112 198 261 72 182 120 209 173 320

Ga 19 4,2 10,4 6,5 4,7 7,3 5,8 5,2 5,9 7,4

La 40 42,4 69,3 83,1 102,5 32,9 31,6 47,5 60,9 125,5

Yb 2,6 6,92 7,06 9,45 14,8 4,41 3,66 5,07 5,91 14

Zn 95 22 74 35 158 72 62 36 25 24

Cu 45 49 23 27 25 20 17 19 18 22

Ni 68 15 22 22 23 27 28 28 30 43

Cr 90 80 30 20 40 30 10 110 10 30

Pb 20 20 36 49 92 31 56 43 52 59

Ba 580 178 551 323 150,5 404 584 468 330 726

REE

totales *244 311,35 369,54 457,44 651,7 206,97 169,6 262,53 344,02 699,26

Tabla 2. Elementos traza (ppm) de las muestras obtenidas en la Formacin Mojotoro (FM1), tramo superior de la FormacinSan Bernardo (SBB), Formacin Floresta (FF1 y FF3-FF8) y los datos de una pelita de referencia publicados por Turekian yWedepohl (1961), Wedepohl, (1995). *Pelita de referencia PAAS (McLennan, 1989).



Figura 7. Relaciones de composicin entre los elementos traza de las muestras de la Formacin Floresta (FF1y FF3-FF8), dela muestra de la Formacin Mojotoro (FM1), de la muestra del tramo superior de la Formacin San Bernardo (SBS) y de lapelita de referencia (Turekian y Wedepohl, 1961; Wedepohl, 1995). Para eliminar la interferencia introducida por losminerales detrticos, todos los datos se normalizaron con los contenidos respectivos de Al

2O

3.

Moya et al.


sera justificable en la muestra SBS que tiene un bajocontenido de P2O5 (5,56 %).

Con respecto a los REE e Y, los resultados deCastro et al. (2011) referidos a estos niveles, indicanun patrn de distribucin de REEs, normalizadas se-gn PAAS (McLennan, 1989) caracterizado por unenriquecimiento de elementos medianos de la serie.Esta distribucin genera un diseo ligeramente con-vexo (Fig. 8). Distribuciones de tipo convexo han sidotambin encontradas en otros depsitos fosfticos bio-clsticos del Ordovcico, siendo atribuidas a la con-centracin por el retrabajo y redepositacin de frag-mentos de conchillas de linglidos (Trappe, 1998). LosREEs se asocian a los fosfatos probablemente por unproceso inicial de retencin superficial, o adsorcin,al que le sigue, si las condiciones lo permiten, unaincorporacin ms profunda en el interior de la red, yuna recristalizacin del fosfato autignico (Reynard1999). En general, los diseos convexos son frecuen-tes en depsitos antiguos, donde pueden darse condi-ciones de diagnesis posteriores a la formacin delfosfato (Reynard 1999; Shield y Stille, 2002).

CONCLUSIONES

Se presenta un esquema de yacencia y distribu-cin de los fosfatos ordovcicos en el norte argentino,en base al desarrollo paleogeogrfico de la cuenca y a

la ubicacin paleogeogrfica temporal y espacial de losdepsitos que los contienen. Del anlisis se concluyeque las reas de prospeccin ms promisorias corres-ponden al flanco oriental de la Cordillera Oriental ya las Sierras Subandinas, siendo la primera regin laque presenta mejores posibilidades, dado que en ellase registran sucesiones tremadocianas completas, lasque arrojaron los valores ms altos de P2O5, hasta aho-ra documentados en la regin.

Se exponen los resultados alcanzados en los tra-bajos de prospeccin realizados en la sierra de Mojo-toro, en cuya sucesin ordovcica se definieron seisintervalos de fosfognesis, contenidos dentro de lasformaciones Floresta, spero, San Bernardo, Mojotoroy Santa Gertrudis, intervalos que cuentan con un buenajuste bioestratigrfico que permitir extrapolar estoslapsos en los trabajos de prospeccin en otras reas.De las muestras procedentes de la sierra de Mojotoroque hasta ahora fueron procesadas, dos correspondena verdaderas fosforitas (> 18 % P2O5), siete a rocasfosfticas (8% a 18% P2O5) y siete a rocas ligeramentefosfticas (2%-8% P2O5).

Los mejores tenores en P2O5 obtenidos en la sie-rra de Mojotoro proceden de depsitos tremadocianos.El intervalo de fosfognesis ms antiguo (Tremado-ciano inferior tardo) est contenido en una sucesinmuy conspicua de coquinas portadoras de trilobites dela Zona de K. meridionalis, de amplia distribucin geo-

0,10

1,00

10,00

100,00

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Y Ho Er Tm Yb Lu

ppm

R

EE/p

pm R

EE Pe

lita

re

fere

nc

ia FM1FF1SBSFF3FF4FF5FF6FF7FF8

Figura 8. Distribucin normalizada de REEs e Y normalizadas segn PAAS (McLennan, 1989).



grfica en la regin, lo que alienta la prosecucin detrabajos futuros. Los depsitos que contienen al inter-valo de fosfognesis del Tremadociano superior tardoen cambio tienen escasa distribucin geogrfica.

Los anlisis de los elementos mayoritarios y tra-zas evidencian una alta correlacin de fsforo con cal-cio y flor, ubicndose mineralgicamente en el ex-tremo cercano a fluorapatita. A su vez todas las mues-tras presentan enriquecimiento significativo en Y, Sr,La, Yb, U, Pb, Zr y elementos de tierras raras (REE),atribuible a las sustituciones posibles del Ca +2 dentrode la red cristalina. El patrn de distribucin de REEse Y, normalizadas segn PAAS, indica un enriqueci-miento de elementos medianos de la serie, generandoun diseo ligeramente convexo, atribuible a la con-centracin por el retrabajo y redepositacin de ndulosy fragmentos de conchillas de linglidos.

AGRADECIMIENTOS

A los seores editores de este relatorio, por sugentil invitacin a participar en esta obra. Las tareasfueron posibles gracias al apoyo econmico brindadopor el CONICET (11220100100057 PIP 2011-2013Gl), el Consejo de Investigacin de la UniversidadNacional de Salta (Proyectos 1582 y 1963) y la Secre-tara de Ciencia y Tcnica de la Universidad de Bue-nos Aires (UBACYT EX 205).

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Aportes sedimentolgicos a la Geologa del noroeste Argentino,

de Rosa A. Marquillas, Mara Cristina Snchez y Jos A. Salfity (Eds.),

se termin de imprimir en mayo de 2012,

con una tirada de 300 ejemplares,

al cuidado de Rosanna Caramella de Gamarra,

en los talleres de Artes Grficas,

Caseros 1551, Tel. 54 387 4318300 - A4400ABE Salta, Argentina

[email protected]

moya et al

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